Embed Size (px)
Citation preview
САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
На правах рукописи
ЛУКЬЯНОВА РЕНАТА ЮРЬЕВНА
Исследование электродинамических процессов
в высокоширотных областях верхней атмосферы Земли
Специальность 01.03.03 – физика Солнца
Диссертация на соискание ученой степени доктора
физико-математических наук
Санкт-Петербург – 2012
САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
На правах рукописи
ЛУКЬЯНОВА РЕНАТА ЮРЬЕВНА
Исследование электродинамических процессов
в высокоширотных областях верхней атмосферы Земли
Специальность 01.03.03 – физика Солнца
Диссертация на соискание ученой степени доктора
физико-математических наук
Санкт-Петербург – 2012
Basic version of July 6, 2012
2
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение
6
Глава 1. Роль электродинамических процессов в верхней атмосфере
1.1 Основные процессы, определяющие пространственную и временную эволюцию
крупномасштабных электрических полей и токов……………………………………..
15
1.1.1 Высокоширотные области как место взаимодействия солнечного ветра с
магнитосферой и верхней атмосферой Земли…..……………………………...........….
15
1.1.2 Источники данных о распределении продольных токов и электрических полей в
ионосфере .……………………………………………………………………………… 17
1.1.2.1 Продольные токи ….……………………..…….………………………………...….... 17
1.1.2.2 Конвекция плазмы ………………………….…………………………….……….…. 19
1.1.3 Эффекты асимметрии и сопряжения в распределении электродинамических
параметров противоположных полушарий …………………………………………...
21
1.2 Глобальный отклик ионосферно-магнитосферной системы при экстремальных
событиях космической погоды ………….……………………………….…………….
23
1.3 Концепция сопряженности полушарий и развитие биполярных исследований…...… 25
1.4 Решение задач электродинамики с учетом сопряженности полушарий……………... 26
Глава 2. Моделирование крупномасштабного распределения электродинамических
параметров в ионосфере Земли c учетом сопряженности полушарий
2.1 Введение ……………………………….……….…………………………………...…... 29
2.2 Постановка задачи .………………………………………….………………..…………. 31
2.3 Продольные токи .………………………………………………………………..……... 35
2.4 Проводимость ионосферы …..……………………….…………………………..…….. 40
2.5 Реализация модели в виде программного средства (LC06) ………….…………….… 42
2.6 Проблема совместимости распределений ПТ и проводимости ..…………….……... 44
2.7 Картины конвекции, развивающиеся одновременно в двух полушариях …………… 46
2.7.1 Равноденствие ..………………………………………..………………………….……. 48
2.7.2 Солнцестояние ..……………………………………………………………………..…. 48
2.7.3 Разность потенциалов поперек полярной шапки в северном июжном полушариях
при различной ориентации ММП и сезоне года ……………………………………...
51
2.8 Валидация модели LC06 и сравнение результатов с данными радарных измерений.. 53
2.8.1 Картины конвекции для отдельных промежутков времени по SuperDARN и LC06… 55
2.8.2 Сравнение картин конвекции, рассчитанных по LC06, со статистической моделью
3
SuperDARN .……………………………………………………...................................... 60
2.9 Количественные характеристики дрейфа ионосферной плазмы по данным радара
EISCAT и модели LC06 ………………………………..………………………………..
62
2.9.1 Измерения EISCAT на широтах 78.5° и 75.3° CGMLat................................................... 62
2.9.2 Сопоставление модельных расчетов и радарных измерений ………………….……. 63
2.9.3 Электрическое поле в различные часы местного времени ………………….…….… 65
2.10 Основные результаты главы 2 .……………………………………………………..…. 71
Глава 3. Пространственные и временные вариации электрического поля
3.1 Введение ……………………………………………………………………..…………. 74
3.2 Суточная (UT) вариация в высоких широтах и ее проявление в распределении
электродинамических параметров ……………………………………………………..
76
3.2.1 UT-эффект в распределении ионосферной проводимости и его влияние на
структуру эквипотенциалей в полярных шапках ..….………………………………...
77
3.2.2 Влияние UT-вариации проводимости на величину разности потенциалов поперек
полярной шапки ...…………………………………………..……………………….…..
77
3.2.3 Суточный ход ∆Ф при коррекции модели продольных токов по UT………………… 79
3.2.4 Обсуждение результатов ………………………………………………………………. 83
3.3 Проникновение электрического поля высокоширотного источника в средние
широты ……………………………………………………………………………………
84
3.3.1 Среднеширотные электрические поля в различные сезоны года ...……………..…... 87
3.3.2 Особенности проникновение электрического поля на средние широты при
ненулевом By ММП в условиях солнцестояния ……………………………………....
89
3.3.3 Обсуждение результатов ………………………………………………………............. 93
3.4 Квази-динамическая версия модели конвекции …………………..…………………. 95
3.4.1 Модификация модели LC06 для расчета траекторий конвекции ..………………….. 95
3.4.2 Расчет траекторий конвекции под действием меняющегося во времени ММП……... 95
3.4.3 Трассирование траектории дрейфа полярного пэтча ……………..………………..… 98
3.4.4 Обсуждение результатов ……………………………………………………..…..….. 102
3.4.5 Основные выводы главы 3 …………………………………………………………… 103
Глава 4. Эффекты внутри- и межполушарной асимметрии, обусловленные параметрами
ММП и солнечным зенитным углом
4.1 Введение ………………………………………………………….………………..…. 105
4.2 Асимметричные структуры продольных токов и конвекции, контролируемые
4
азимутальной компонентой ММП и сезоном………………………………………… 106
4.2.1 Основные составляющие систем продольных токов и конвекции в
высокоширотной ионосфере ………………………………………………….……….
109
4.2.2 Методика выделения отдельных элементов систем ПТ и конвекции………………. 109
4.2.2.1 Разностные диаграммы для продольных токов ……………………..……….……. 110
4.2.2.2 Разностные диаграммы для потенциала .……………………………………...….. 112
4.2.2.3 Разностные диаграммы для потенциала по данным радаров SuperDARN…..…… 114
4.2.3 Оценка величины продольных токов и электрического потенциала полярной
шапки, связанных с By ММП ..…………….………………………………….……...
116
4.2.4 Обсуждение и интерпретация результатов .……….………………………….…..… 118
4.3 Эффекты сопряженности зимнего и летнего полушарий в продольных токах и
ионосферных электрических полях ...…………………………………………….….
122
4.3.1 Используемые данные, модели и методы ..………………………………..…….….. 123
4.3.2 Особенности распределения ПТ в сезоны лето/зима .…………………….…….…. 124
4.3.3 Элементы вихрей конвекции .…………………………………………….…….…… 126
4.3.4 Сезонный межполушарный продольный ток при ненулевом By ММП …….…..... 128
4.3.5 Межполушарный продольный ток в солнцестояние при By=0 ..…………….….… 128
4.3.6 Обсуждение и интерпретация результатов ..…………………………………..….… 132
4.4 Характеристики течения плазмы вблизи границы полярной шапки по данным
радарных наблюдений ...…………………………………………………………...…
134
4.4.1 Описание эксперимента радара EISCAT на Шпицбергене ...…………………...…. 135
4.4.2 Метод анализа ..………………………………………………………………….……. 135
4.4.3 Статистическая зависимость меридиональной и зональной скоростей конвекции
от Bz и By компонент ММП …………….…………………………………………....
138
4.4.4 Зависимость зональной скорости конвекции от By ММП и смещения границы
полярной шапки в различные часы местного времени ..……………………….…..
145
4.4.5 Обсуждение и интерпретация результатов .……………………………………..…. 147
4.5 Динамика границы полярной шапки (ГПШ) по данным изображений
аврорального овала со спутника IMAGE .………………………………..….………
149
4.5.1 Методы определения ГПШ ..…………………………………………………...……. 150
4.5.2 Массив данных за 2000-2002 гг...………………………………..………………….… 152
4.5.3 Оценка смещения ГПШ в зависимости от By и Bz ММП ..………………….….… 153
4.5.4 Эволюция ГПШ в восстановительную фазу магнитной бури …………....……...... 155
4.5.5 Обсуждение результатов ………………………………………………….……….… 159
4.6 Основные результаты главы 4………………………………………………….…….. 162
5
Глава 5. Глобальный отклик магнитосферно-ионосферной системы на резкие
изменения динамического давления солнечного ветра
5.1 Введение ..…………………………………………………………….......................... 164
5.2 Влияние резких изменений динамического давления солнечного ветра (Pd) на
конвекцию в полярных шапках ……………………………………………………...
166
5.2.1 Использование высокоширотных геомагнитных индексов для оценки
интенсивности конвекции под действием импульсов повышенного Pd ….……….
166
5.2.2 Высокоширотный геомагнитный эффект импульса Pd ……………………...…….. 167
5.2.3 Статистическая связь между РС индексом, параметрами СВ и ионосферным
электрическим полем при наличии импульсов Pd ….…………………..……….....
171
5.2.4 Реконфигурация системы конвекции при резких изменениях Pd .…………...…… 178
5.2.4.1 Двухфазная вариация геомагнитного поля в полярной шапке …………..…..….. 178
5.2.4.2 Предварительный импульс в полярной шапке: статистика ..…………….……… 180
5.2.4.3 Оценка величины ПТ при предварительном импульсе ……………………....….. 182
5.3 Наблюдения инжекции энергичных частиц на геосинхронной орбите при
прохождении фронта Pd .…………………………………………………….…….…
183
5.4 Эффект усиления ПТ обусловленный импульсом Pd ..……………………..….….. 188
5.4.1 Вариация геомагнитной Х-компоненты на низких широтах: примеры событий 189
5.4.2 Отрицательные бухты в низкоширотной Х-компоненте во время магнитных бурь
солнечного цикла 23 ………………………………………………………..………...
194
5.4.3 Интерпретация низкоширотной геомагнитногой вариации при импульсе Pd ……. 195
5.5 Основные результаты главы 5 ...………………………………………….…………. 196
Глава 6. Эффект высокоскоростных потоков солнечного ветра в электродинамике
полярных областей
6.1 Введение ..……………………………………………………………………..……… 198
6.2 Особенности солнечного цикла 23 и экстремальные высокоскоростные потоки
СВ на спаде цикла ..……………………………………………………………...……
199
6.3 Геомагнитный эффект экстремально интенсивных высокоскоростных потоков
солнечного ветра в 2003 г. …...………………………………………………….…...
202
6.3.1 Проблема разделения внутреннего и внешнего магнитного поля Земли ……..... 202
6.3.2 Наблюдения на обсерваториях в северной и южной полярных шапках ….………. 204
6.3.3 Наблюдения в авроральных широтах ..……………………………………………... 208
6.3.4 Соотношение между долгопериодными геомагнитными вариациями и
высокоскоростными потоками .………………………………………………..…….
208
6
6.3.5 Обсуждение и интерпретация результатов .…………………………………..……. 210
6.4 Высокоскоростные потоки солнечного ветра в прошлом ..……………..………… 213
6.4.1 Вековая вариация магнитного поля в полярной шапке ..………………..………… 213
6.4.2 Вариации геомагнитного поля в авроральной зоне………...………………..……… 215
6.4.3 Соотношение между геомагнитными вариациями и солнечными циклами……….. 217
6.4.4 Обсуждение и интерпретация результатов ………………………………………….. 223
6.5 Основные результаты главы 6 ..………………………………………………..……. 226
Глава 7. Роль крупномасштабных электрических полей магнитосферного
происхождения в глобальной электрической цепи
7.1 Концепция глобальной электрической цепи ...……………………….…..………. 229
7.2 Измерения приземного электрического поля в полярной области ...…..…….…. 232
7.2.1 Оценка реальной величины атмосферного электрического поля, измеряемого на
ст. Восток в Антарктике ...…………………………………………...……………..
232
7.3 Соотношение между потенциалом ионосферы (Uext) и приземным
электрическим полем (Еz) в высокоширотных областях .…………………...….
235
7.3.1 Данные измерений и модели .……………………………………..…………….… 238
7.3.1.1 Измерения приземного электрического поля в Антарктике ………………..…….. 238
7.3.1.2 Модели конвекции в высокоширотной ионосфере южного полушария ……..….. 238
7.3.2 Соотношение между ∆Ez и Uext в для избранных дней .………………….…...… 239
7.3.3 Статистические соотношения между ∆Ez и Uext ………………………...………. 244
7.3.4 Влияние ориентации ММП на корреляцию ∆Ez и Uext ……………..…………… 249
7.3.5 Обсуждение результатов …………………………………………………..………. 249
7.4 Выводы главы 7 ………………………………………………………………..…… 251
Заключение ……………………………………………………………………...….……….. 253
Благодарности ………………………………………….………………………….……..…. 256
Приложение 1. Методика и алгоритмы решения задачи о растекании токов…………….. 257
Приложение 2. Основные публикации и доклады автора по теме диссертации…….…… 264
Список литературы ...…………………………………………………………..………….... 270
6
Введение Актуальность проблемы исследования
В атмосфере по мере увеличения высоты и усиления ионизации под действием
солнечного излучения все большую роль начинают играть электродинамические
процессы, контролируемые исходящим от Солнца магнитным полем и потоками плазмы –
солнечным ветром. Изучение электродинамики верхней атмосферы Земли – ионосферы и
тесно связанной с ней магнитосферы - на протяжении многих лет является одной из
основных проблем солнечно-земной физики. Многочисленные исследования показали,
что нейтральная атмосфера – ионосфера – магнитосфера должны рассматриваться как
единый комплекс, подвергающийся воздействию волнового и корпускулярного излучения
Солнца. В этой системе особенно тесное взаимодействие процессов происходит в
высоширотных областях, поскольку полярные шапки северного и южного полушарий
находятся в области силовых линий геомагнитного поля, открытых в межпланетное
пространство, а окружающий их авроральный овал связан с пограничными слоями
магнитосферы. Электродинамические процессы, развивающиеся в верхней атмосфере
полярных районов проявляются в средних и низких широтах, примером чего может
служить проникновение в среднеширотную ионосферу электрического поля от
высокоширотных источников во время геомагнитных бурь. Нейтральные ветры на
ионосферных высотах, волновая активность в нижележащих слоях атмосферы также
оказывают определенное влияние на распределения электродинамических параметров.
Так, например, эффекты внезапных потеплений в полярной стратосфере обнаруживаются
в движении плазмы в экваториальной ионосфере. Все больше появляется доказательств
того, что электрические поля магнитосферного происхождения, наиболее интенсивные в
высоких широтах, являются одним из звеньев глобальной электрической цепи и таким
образом могут оказывать влияние на приземный климат.
Важно, что южное и северное полушария электродинамически связаны друг с
другом на уровне ионосферы и через магнитосферу Земли. Наклон земной оси,
несовпадиние географического и геомагнитного полюсов, различия в структуре
внутреннего магнитного поля ведут к различиям в ионосферной проводимости
полушарий. Топология и эффективность взаимодействия магнитосферы с солнечным
ветром, которые определяются, в основном, ориентацией межпланетного магнитного поля
(ММП), также могут несколько различаться в северном и южном полушариях.
Геомагнитные возмущения, возникающие в процессе такого взаимодействия в
высокоширотной ионосфере, распространяются по проводящей ионосферной оболочке в
7
более низкие широты, а по замкнутым силовым линиям земного диполя – и в
противоположное полушарие. В этой ситуации часто применяемое зеркальное
отображение распределения электрических полей и токов из одного полушария в другое
является большим упрощением и вызвано, главным образом, отсутствием необходимых
моделей и недостаточным количеством данных наблюдений. Развитие соответствующих
моделей и их применение для решения ряда задач электродинамики верхней атмосферы
является одной из целей данной работы.
Эффекты электромагнитной сопряженности противоположных полушарий
входят в перечень основных проблем современных полярных исследований. Так, в связи с
Международным Полярным Годом этому посвящена специальная программа «Эффекты
межполушарной взаимосвязи в солнечно-земных и аэрономических исследованиях»
(ICESTAR). Также интенсивно развиваются измерительные комплексы, оперирующие
одновременно в Арктике и Антарктике. Все это подтверждает, что изучение вопросов
межполушарного взаимодействия, а также взаимодействия атмосферных слоев между
собой, является важной и актуальной проблемой, имеющей большое научное и
практическое значение. Актуальность изучения электродинамических процессов
обусловлена также тем, что пространственные и временные неоднородности
электромагнитного поля в верхних слоях атмосферы Земли играют важную роль в
функционировании современных технологических систем. Например, работоспособность
апппаратуры, установленной на борту спутников, точность определения местоположения
объектов с помощью спутниковых навигационных систем, характеристики
распространения радиоволн зависят от знания состояния ионосферы, которое в
значительной степени определяется электрическими полями. Возмущения геомагнитного
поля, обусловленные магнитными бурями и суббурями оказывают существенное
воздействие на работу наземных электрических и трубопроводных систем из-за
наведенных токов. Получение количественных оценок электродинамических параметров
особенно важно в свете расширения промышленной инфраструктуры в российской
Арктике.
Последние десятилетия характеризуются интенсивным развитием космических и
наземных систем наблюдения за состоянием и динамикой атмосферы, ионосферы и
магнитосферы на различных высотах и в обоих полушариях. Идет накопление новых
экспериментальных данных, требующих дальнейшего осмысления, обработки и
интерпретации. При этом из-за труднодоступности полярных областей количество
наблюдений там до сих пор достаточно ограничено, многие явления все еще изучены
недостаточно, и важные вопросы остаются без однозначных ответов. В этой связи
8
развитие координированных арктических и антарктических исследований является
актуальной проблемой физики солнечно-земных связей. Несмотря на достигнутый в
последние годы значительный прогресс, связанный с совершенствованием техники
экспериментов, требуется создание обобщающих концепций. Так, на основе имеющегося
экспериментального материала разрабатываются новые модели, учитывающие временную
и пространственную изменчивость электродинамических параметров ионосферы. Однако
исследования были посвящены, в основном, задачам в однополушарной постановке, т. е.
рассматривалось северное полушарие, южное же считалось его подобием, и при этом
взаимное влияние ионосфер противоположных полушарий не учитывалось. Остаются
недостаточно изученными эффекты сопряженности полушарий и природа асимметрии
полушарий, в частности, в распределении горизонтальных электрических полей и токов,
текущих вдоль линий геомагнитного поля. Таким образом, особый интерес представляет
развитие концепции электродинамически сопряженной двухполушарной системы и
исследование особенностей электродинамики северной и южной полярных областей.
Помимо научного интереса актуальность данной темы определяется необходимостью
решать важные практические задачи, такие как оценка состояния космической погоды,
условий распространения радиоволн в высоких широтах, предупреждение сбоев в
системах электроснабжения и трубопроводных линиях вследствие индукционных токов и
др.
Цель и задачи. Целью данной диссерационной работы является экспериментальное и
теоретическое исследование крупномасштабных электродинамических процессов в
верхней атмосфере Земли, разработка количественных подходов к описанию системы
электрических полей в ионосфере с учетом электромагнитной сопряженности полушарий,
а также токов магнитосферного происхождения, возбуждающих эти поля.
Для достижения этой цели были решены следующие задачи.
1) Развитие двухполушарной модели конвекции с учетом электродинамической
сопряженности полушарий, входными параметрами которой являются распределения
продольных токов (ПТ), полученные по большой базе данных измерений
низкоорбитальных европейских спутников c полярной орбитой Orsted, CHAMP, Magsat. 2) Разработка алгоритмов и программ, адаптирующих современные эмпирические модели
ПТ и проводимости для произвольного набора значений задаваемых параметров
межпланетной среды, геомагнитной и солнечной активности и момента времени;
9
улучшение их согласованности с целью совместного использования в качестве блоков
модели конвекции. Модель конвекции реализована в виде программного средства и
пригодна как для проведения численных экспериментов, так и для построения
реалистичных карт распределения ионосферного электрического потенциала.
3) Проведение расчетов картин конвекции, развивающихся одновременно в северном и
южном полушариях, при различных сезонах и условиях ММП. Сопоставление
результатов с экспериментальными данными спутниковых и радарных измерений.
Валидация разработанной модели конвекции по схеме «модель-модель» и «модель-
эксперимент».
4) Разработка квази-динамической модели конвекции. Проведение модельных расчетов
временной эволюции траекторий конвекции под действием медленно меняющегося во
времени ММП.
5) Количественный анализ особенностей структуры конвекции в северной и южной
высокоширотных областях при различной ориентации ММП и сезоне года. Оценка
изменения разности потенциалов поперек полярной шапки в обоих полушариях при
различных комбинациях солнечного зенитного угла и ориентации ММП. Моделирование
проникновения электрических полей от высокоширотного источника в область замкнутых
силовых линий геомагнитного поля.
6) Исследование и количественный анализ эффектов внутри- и межполушарной
асимметрии в картинах ПТ и конвекции, обусловленных такими факторами как
азимутальная компонента ММП, солнечный зенитный угол и их комбинация, на основе
соответствующих моделей, а также радарных и спутниковых измерений. Выделение
элементов ПТ и конвекции, контролируемых определенным фактором. Оценка
межполушарных ПТ.
7) Построение статистической модели смещения границы полярной шапки (ГПШ) под
действием ММП по оптическим данным спутника IMAGE. Анализ динамики границы в
различных секторах местного времени во время геомагнитных бурь.
8) Исследование отклика магнитосферно-ионосферной системы на резкие изменения
динамического давления солнечного ветра (Pd). Выявление характерной двухфазной
вариации трансполярного ионосферного тока и оценка степени усиления конвекции на
базе использования высокоширотных геомагнитных индексов. Выявление атипичного
10
низкоширотного геомагнитного эффекта при больших импульсах Pd во время сильных
магнитных бурь, который обусловлен высокоширотными ПТ. Сопоставление
геомагнитных вариаций и инжекций частиц в магнитосфере.
9) Исследование отклика магнитосферно-ионосферной системы на высокоскоростные
потоки солнечного ветра (ВСП СВ) с помощью анализа рядов геомагнитных данных
полярных обсерваторий северного и южного полушарий, включая вековые изменения и
короткопериодные вариации. Выделение токовой системы, определяющей отклик на
ВСП. Выявление на этой основе событий экстремальных ВСП и их связи с солнечной
активностью. Реконструкция значений скорости СВ в доспутниковую эпоху.
10) Исследование вклада электрического потенциала магнитосферного происхождения в
изменение параметров глобальной электрической цепи с использованием измерений
вертикального приземного электрического поля в полярной шапке и модельных и
радарных данных о потенциале ионосферы на основе отдельных событий и статистики.
Методы исследования. Основными методами исследования, разработанными и
примененными в данной диссертации, являются математическое моделирование,
численные алгоритмы, реализованные в виде программных средств, анализ и
интерпретация данных радарных, спутниковых и наземных геомагнитнх измерений.
Научная новизна работы состоит в разработке нового подхода к анализу
крупномасштабных электродинамических процессов в верхней атмосфере Земли, при
котором адекватно учитывается электрическая сопряженность полушарий, что позволяет
рассматривать систему солнечный ветер-магнитосфера-ионосфера-атмосфера всего
земного шара как единое целое. Такой подход особенно важен для изучения эффектов
меж- и внутриполушарной асимметрии в распределении различных параметров и для
оценки взаимного влияния северного и южного высокоширотных источников
электрических полей и токов, проникновения электрического поля на более низкие
широты.
В ходе выполнения работы был получен ряд новых результатов, из которых основными
являются следующие:
• Впервые выполнено численное моделирование систем конвекции ионосферной
плазмы, развивающихся одновременно в электродинамически сопряженных ионосферах
11
северного и южного полушарий, с возможностью учета проникновения электрического
поля от высокоширотного источника в средние широты.
• Впервые для моделирования конвекции использованы карты ПТ, адаптированные
из статистической модели ПТ, построенной по данным измерений магнитного поля
низколетящими спутниками с полярной орбитой. Проведена полная параметризация
модели по Z и Y компонентам ММП, по уровню солнечной и геомагнитной активности и
по величине солнечного зенитного угла. Это позволяет использовать модель для расчета
картин конвекции для произвольного набора входных параметров, а также в квази-
динамической версии для расчета траекторий конвекции при изменяющемся ММП.
• На основе разработанных моделей с помощью метода декомпозиции впервые
проведено детальное исследование эффектов межполушарной асимметрии в картинах ПТ
и конвекции, обусловленных азимутальной компонентой ММП и величиной солнечного
зенитного угла. Дано количественное описание элементарных структур ПТ и конвекции,
обусловленных определенными факторами. Построена статистическая модель смещения
границы полярной шапки под влиянием компонент ММП.
• Впервые выявлены и детально исследованы характерные особенности
высокоширотного и аномального низкоширотного геомагнитного отклика на резкие
изменения динамического давления солнечного ветра (Pd). Проанализировано влияние
фронтов Pd на конвекцию в ионосфере и морфологию инжекций энергичных частиц в
магнитосфере.
• Показано, что при экстремально высокоскоростных потоках СВ на спаде
солнечного цикла геомагнитно спокойные условия в высоких широтах фактически
отсутствуют, что ведет к нарушению плавного векового хода среднегодовых значений,
которые используются для характеристики главного поля Земли. Выявлена токовая
система, ответственная за отклик на ВСП СВ. Предложен оригинальный метод
реконструкции скорости СВ в прошлом по данным полярных геомагнитных обсерваторий.
• Разработанная модель конвекции впервые применена для определения
соотношения между ионосферным электрическим потенциалом и приземным
вертикальным электрическим полем, измеренным на российской ст. Восток в Антарктике.
Достоверность научных положений и полученных результатов обусловлена большим
объемом экспериментального материала и результатами математического моделирования,
на основе которого сделаны основные выводы работы, подтверждением результатов с
помощью различных методов анализа, использованием для интерпретации результатов
наблюдения численных и аналитических моделей. Сделанные научные выводы
12
опубликованы и получили подтверждение в работах отечественных и зарубежных
исследователей и международной признание.
Научная и практическая значимость полученных результатов
В работе предложен новый подход к проблеме исследования глобальных
электродинамических процессов, происходящих в верхней атмосфере южного и северного
полярных районов и прилегающих к ним низкоширотных областей. На основе
разработанных методов и моделей в сочетании с использованием экспериментальных
данных получены новые научные результаты, расширяющие базу знаний об
электромагнитных характеристиках окружающей среды, факторах солнечной активности
и космической погоды.
К практически важным результатам относятся реализация разработанной модели
конвекции в виде программного средства и возможность ее использования для получения
реалистичных карт распределения ионосферного электрического потенциала для
произвольного набора входных данных. Одновременно можно получить соответствующие
карты ПТ и ионосферной проводимости. Построена статистическая модель смещения
границы полярной шапки под действием ММП. Предложен новый метод реконстукции
скорости СВ по полярным геомагнитным данным. Количественнные оценки различных
параметров, полученные в диссертации, могут быть использованы в получающей всё
большее распространение в мире Службе космической погоды.
Научная и практическая значимость выполненных автором исследований
подтверждается также тем, что часть работ проводилась при поддержке INTAS-СО РАН
(грант 06-1000013-8823), РФФИ (гранты 06-05-64311, 09-05-00232-а), NATO (грант
PST.CLG.978252), нескольких персональных грантов Академии Финляндии и
Национального Центра научных исследований Франции.
Диссертация состоит из введения, семи глав и двух приложений, содержит 297
страниц, 85 рисунков, список использованной литературы содержит 400 наименований.
Основные положения, выносимые на защиту: 1. Развитие и реализация двухполушарной численной модели конвекции ионосферной
плазмы с учетом электродинамической сопряженности полушарий, основанной на
реалистичных статистических картах продольных токов, которые получены по магнитным
измерениям над ионосферой с помощью современных европейских спутников с низкой
полярной орбитой .
13
2. Результаты моделирования распределения ионосферного электрического потенциала
(картин конвекции) в высокоширотных областях южного и северного полушарий для
различных условий ММП/временных интервалов и их сопоставление с результатами
радарных измерений. Результаты расчетов электрических полей от высокоширотных
источников, проникающих в область средних широт. Оценка вклада электрических полей
магнитосферного происхождения в высокоширотную ветвь глобальной электрической
цепи на основе соотношений между приземным электрическим полем и ионосферным
потенциалом.
3. Физически обоснованное выделение, количественные характеристики и свойства
структур продольных токов и конвекции при внутри- и межполушарной асимметрии,
обусловленной азимутальной компонентой ММП и солнечным зенитным углом. Оценка
межполушарных ПТ.
4. Статистическая модель смещения границы полярной шапки (ГПШ) при изменении
ММП, основанная на оптических данных спутника IMAGE. Оcобенности динамики ГПШ
во время магнитной бури. Количественные характеристики скорости течения
ионосферной плазмы вблизи ГПШ по данным радара некогерентного рассеяния EISCAT.
5. Результаты исследования отклика электрических полей и токов на приход фронтов
высокого давления СВ: морфология высокоширотной геомагнитной вариации и ее связь с
системой конвекции. Выявление и физическая интерпретация атипичного
низкоширотного отклика на экстремальные события импульсов давления СВ во время
магнитных бурь.
6. Способ обнаружения сигнала высокоскоростных потоков СВ в данных
высокоширотных геомагнитных обсерваторий и его интерпретация как эффекта усиления
западного электроджета. Результаты реконструкции скорости СВ в прошлом.
Личный вклад. Все результаты, представленные в диссертации, получены автором
самостоятельно или при его непосредственном участии в коллективе соавторов. В
большинстве публикаций, относящихся к теме диссертации, автор выступал в качестве
первого, и ему принадлежала ведущая роль в постановке задачи, поиске путей решения,
выполнении соответствующих расчетов и интерпретации результатов.
14
Апробация работы. Результаты, вошедшие в диссертацию, докладывались и
обсуждались на научных семинарах СПбГУ, ИКИ РАН, ГЦ РАН, ИСЗФ СО РАН, ИПГ,
ААНИИ, Университета Оулу, Обсерватории Соданкюля (Финляндия), Университета
Орлеана (Франция) и др. По теме диссертации были сделаны доклады на нескольких
десятках отечественных и международных симпозиумах, конференциях и совещаниях.
Автор являлся приглашенным докладчиком на международной конференции COSPAR-
2008, Монреаль, Канада; основным конвинером сессии «Эффекты межполушарной
сопряженности и вертикальных связей» на Генеральной Асамблее Международного
Союза Геодезии и Геофизики (IUGG) 2011 г. в Мельбурне, Австралия.
В диссертации представлены результаты, опубликованные более чем в 40
научных работах. В том числе 25 статей опубликованы в ведущих рецензируемых
отечественных и иностранных журналах, входящих в список ВАК.
15
Глава 1. Роль электродинамических процессов в верхней атмосфере
Глобальной задачей комплекса наук о Земле является понимание коллективного
поведения и взаимодействия составных частей геосферной системы. Эта задача важна не
только с точки зрения расширения спектра знаний о нашей планете, но и с практической
точки зрения для интерпретации результатов мониторинга природных явлений,
оперативного сопровождения производственных процессов и прогнозирования будущих
изменений. Неотъемлемой частью геосистемы является околоземное космическое
пространство, в котором осуществляются процессы, обусловливающие солнечно-земные
связи. Общество становится все более зависимым от космических и от специальных
наземных технологий, для развития и устойчивой работы которых необходимо знание
условий космической погоды и соответствующих эффектов в магнитосфере, ионосфере,
других слоях атмосферы и на земной поверхности. Проблемы изменения климата,
являющиеся одним из главных вызовов последнего времени, также не могут
рассматриваться в отрыве от проявлений солнечной активности и ее влияния на
глобальные изменения.
1.1 Основные процессы, определяющие пространственную и временную эволюцию
крупномасштабных электрических полей и токов
Наличие магнитных полей в проводящей среде движущейся плазмы
обусловливает определяющую роль электродинамических процессов в системе солнечный
ветер-магнитнитосфера- ионосфера/верхняя атмосфера. Наличие слабой электрической
проводимости в атмосферном воздухе позволяет расширить границы области, в которой
важную роль играют электромагнитные поля, вплоть до поверхности Земли.
Характеристики плазмы солнечного ветра, магнитосферы и ионосферы, электрические
свойства нижней атмосферы принципиально различаются. Каждой из этих сред присущи
свои интенсивности электромагнитных полей, концентрация электронов, ионный состав,
температура, скорость направленного движения заряженных частиц. Все эти проводящие
сферы Земли находятся в тесной связи.
1.1.1 Высокоширотные области как место взаимодействия солнечного ветра с
магнитосферой и верхней атмосферой Земли
В настоящее время является общепризнанным, что такая система как нейтральная
атмосфера – ионосфера – магнитосфера должны рассматриваться как единый комплекс,
подверженный воздействию волнового и корпускулярного излучений Солнца. При
16
взаимодействии солнечного ветра (СВ), межпланетного магнитного поля (ММП) с
магнитосферой Земли в околоземное пространство поступает около 1012 Вт энергии, за
счет которой возникают электрические поля и токи, энергизуются частицы, возбуждаются
волны и происходят многие сложные и изменчивые процессы в магнитосферной и
ионосферной плазме. Особенно тесное взаимодействие процессов осуществляется в
высоких широтах, и центральную роль в этом играют продольные токи и горизонтальный
перенос ионосферной плазмы, определяемый распределением электрических полей
магнитосферного происхождения. Электродинамическое взаимодействие между энергией
СВ и магнитосферой происходит главным образом в пограничных слоях и хвосте
магнитосферы, которые являются сопряженными по силовым линиям геомагнитного поля
с высокоширотными областями – авроральным овалом, каспом и полярной шапкой (ПШ).
Силовые линии магнитного поля, выходящие из ПШ, вытянуты в хвост магнитосферы и
открыты для проникновения плазмы СВ. Была установлена фундаментальная связь
электромагнитных возмущений в высокоширотной ионосфере и геомагнитных вариаций с
магнитосферной динамикой [Пудовкин и др., 1975; 1976].
Параметры СВ, а также коротковолновое излучение Солнца существенно
изменяются в ходе 11-летнего цикла солнечной активности, и на меньших временных
масштабах в зависимости от динамики магнитного поля Солнца. В периоды солнечного
максимума, когда происходит много солнечных вспышек и выбросов коронарной плазмы,
к Земле приходит большое количество мощных структур СВ, магнитных облаков с
резкими границам повышенной плотности СВ и интенсивным магнитным полем.
Наиболее значительные по энергетике события, такие как геомагнитные бури, связаны с
воздействием на магнитосферу ММП южного направления [Акасофу и Чепмен, 1975].
Фронты высокого динамического давления СВ оказывают значительные воздействия на
магнитосферу Земли даже в отсутствие каких-либо изменений направления и величины
ММП [Нишида, 1980]. Для периодов спада солнечного цикла характерны
высокоскоростные потоки СВ и быстрые флуктуации ММП, следствием которых
являются продолжительные периоды повышенной геомагнитной активности [Tsurutani et
al., 2006]. Во время взаимодействия магнитосферы с возмущенным солнечным ветром
происходит усиление всей системы высокоширотных электрических токов, возбуждение
частиц внутри магнитосферы, высыпания в ионосферу, разогрев термосферы и другие
явления [Хайнес и др., 1971; Брюнелли и Намгаладзе, 1988; Rycroft, 2006].
Высокоширотные ионосферные электрические поля магнитосферного
происхождения наряду с грозовыми облаками участвуют в формировании глобальной
геоэлектрической цепи [Hill 1975; Markson, R., 1986; Bering et al., 1998], являясь
17
дополнительным источником потенциала ионосферы и существенно модулируя тем
самым разность потенциалов Земля-ионосфера. Приполюсные области Земли как
максимально удаленные от зон грозовой активности являются местами локализации
возвратного атмосферного тока. Изменение электрических характеристик атмосферы
может оказывать влияние на вариации тропосферных параметров, погодные системы и
климатическую изменчивость [Markson, 1978; Markson and Price, 1999; Harrison, 2005].
В отличие от средних и низких широт, где магнитное поле в значительной
степени экранирует Землю от потока заряженных частиц, в полярных областях
энергичные протоны и электроны как солнечного, так и галактического происхождения,
вторгаются в атмосферу и производят здесь дополнительную ионизацию на высотах 30-
100 км, увеличивая электрическую проводимость воздуха, а также концентрацию
свободных радикалов, в реакциях с которыми происходят каталитические потери озона
[Seppala et al., 2007; Lu et al., 2010; Sætre et al., 2007; Newnham et al., 2011], что оказывает
непосредственое влияние на стратосферно-тропосферный климат [Моханакумар, 2011].
1.1.2 Источники данных о распределении продольных токов и электрических полей в ионосфере
Под действием солнечного излучения в верхней атмосфере образуется большое
количество ионизованных частиц, которые играют главную роль во всех процессах,
развивающихся в этой области. На высотах <100 км поведение ионизованной компоненты
во многом определяется свойствами нейтральной атмосферы. Выше ~1000 км движение
заряженных частиц контролируется только геомагнитным полем и быстро меняющимся
магнитным полем солнечного ветра. В слое между этими высотами при наличии
носителей заряда, электромагнитных полей и движений среды в системе развиваются
электрические токи, которые даже во время умеренных возмущений достигают
нескольких миллионов ампер.
1.1.2.1 Продольные токи
Токи, текущие вдоль силовых линий геомагнитного поля - продольные токи (ПТ)
- связывают ионосферу с пограничными и внутренними слоями магнитосферы. Задача
обнаружения и измерения ПТ решается путем измерения магнитного поля в пространстве
над ионосферой. При интерпретации данных магнитометров, установленных на борту
низколетящих спутников, важной задачей является разделение главного поля Земли и
поля внешних токов. Впервые эта технически сложная задача решена на спутнике «Triad»
в 1972 г. В ходе этого эксперимента было подтверждено, что магнитные возмущения на
фоне главного геомагнитного поля связаны с ПТ, а достаточно большое количество
18
пролетов позволило построить первую общую схему распределения крупномасштабных
продольных токов над высокоширотной ионосферой [Ijima and Potemra, 1976].
Впоследствии другие спутники (Ореол, Космос, Magsat, DMSP и др.) проводили
измерения магнитного поля вдоль отдельных траекторий пролетов, однако эти измерения
носили фрагментарный характер и позволяли получить лишь одномерный профиль ПТ, из
которого можно получить лишь приближенную квази-двумерную картину [Lukianova et
al., 2001, 2005]. Ограниченное число пролетов спутников, имеющих подходящие орбиты,
долгое время не позволяло создать достоверные количественные модели ПТ.
Более детальные двумерные карты ПТ были рассчитаны по даным магнитных
измерений спутника DE2 как функция параметров СВ и угла наклона земного диполя
[Weimer 2001b]. При этом не проводилось разделения данных для северного и южного
полушарий, и для учета межполушарной и внутриполушарной (относительно полуденно-
полуночного меридиана) применялось зеркальное отображение.
В 1999-2000 гг. был осуществлен запуск европейских спутников нового
поколения Orsted [Neubert et al., 2001] и CHAMP [Reigber et al., 2001], которые
предназначались для исследования как главного геомагнитного поля, так и магнитного
поля ПТ. Спутник Orsted, оснащенный магнитометром с точностью измерений до 5 нТл,
был запущен на полярную орбиту с перигеем 650 км и апогеем 860 км. В меридиональной
плоскости орбита постепенно смещалась по местному времени со скоростью ~0.9 минут в
день. За несколько лет жизни спутника были получены магнитные данные многих тысяч
пролетов над всеми долготными секторами высокоширотных областей обоих полушарий.
Cпутник CHAMP (высота орбиты около 140 км), проработавший более десяти лет, также
внес большой вклад в изучение магнитного поля Земли. Спутники Orsted, СНAMP и,
частично, более ранний проект Magsat обеспечили огромную базу данных изменений
магнитного поля над ионосферой. Обработка этой базы сделала возможным построение
реалистичных карт ПТ и последующую организацию таких карт в качественно новые
модели ПТ, параметризованные по полушарю, условиям ММП и сезону [Christiansen et al.,
2002; Papitashvili et al., 2002]
Также с конца 1990-х систематические измерения магнитного поля над
ионосферой проводятся аппаратами системы спутниковой связи Iridium, которая
покрывает 100% поверхности Земли, включая полярные области. В настоящее время
группировка Iridium насчитывает около 50 спутников, обращающихся вокруг Земли по 11
орбитам на высоте 700-800 км. Эти спутники оснащены низкочувствительными
магнитометрами с разрешением 50-100 нТл, и соответствующая методика позволяет
получать приблизительные «мозаичные» картины распределения ПТ с часовым
19
разрешением [Waters et al., 2001]. На основе магнитных измерений Iridium были также
созданы обобщенные карты ПТ в обоих полушариях, соотвествующие различным сезонам
и репрезентативным значениям ММП [Green et al., 2009; Korth et al., 2010]. Карты,
построенные по данным Iridium и по данным Orsted, в целом, согласуются друг с другом.
1.1.2.2 Конвекция плазмы
Магнитосферно-ионосферная конвекция плазмы является следствием
пересоединения силовых линий ММП с геомагнитным полем на магнитопаузе, в хвосте
магнитосферы, а также процессов вязкого трения на магнитопаузе. В
бесстолкновительной плазме наличие электрического поля, поперечного магнитному
полю, проявляется в конвективном движении плазмы со скоростью электрического
дрейфа. Распределение электрических полей в ионосфере можно представить в виде
системы, где линии конвекции тождественны изолиниям потенциала электрического поля.
Структура конвекции во многом определяется величиной и ориентацией ММП [Heppner
and Maynard 1987].
Определение структуры конвекции ионосферной плазмы является важной
проблемой, поскольку конвекция и связанные с ней электрические поля оказывают
определяющее влияние на распределение горизонтальных ионосферных токов, на систему
продольных токов, связывающих магнитосферу и ионосферу, на количество энергии,
поступающей в верхнюю атмосферу из магнитосферы и солнечного ветра. Блоки,
описывающие ионосферные электрические поля, являются составляющей частью моделей
верхней атмосферы [Namgaladze et al., 1988; 1998; Fuller-Rowell et al., 1996; Намгаладзе и др.,
1998; Клименко и др. 2006; Ridley et al., 2006; Sojka et al., 2006; Schunk and Zhu 2008]. Ряд
дополнительных факторов, таких как локальные изменения ионосферной проводимости
[Мальцев 1974; Foster et al., 1986; de Boer 2010], параллельные потенциальные структуры
[McFadden, 1999], нейтральные ветры [Wang et al., 2007; Tsuda et al., 2009], могут локально
модифицировать общую картину распределения электрического потенциала на различных
широтах. Ни один измерительный комплекс кроме системы радаров SuperDARN пока не
предоставляет возможности получить «мгновенный снимок» глобальной картины
конвекции. При этом на практике даже с помощью этой системы можно получить
измеренную картину только на ограниченной площади и в ограниченные отрезки времени,
а для восполнения изолиний применяется специальная методика [Fiori et al., 2010].
Необходимость иметь информацию о циркуляции плазмы и крупномасштабных
электрических полях обусловила развитие статистико-эмпирических моделей. Модели
создавались на основе различных наборов данных и способов их обработки, включая
20
спутники с полярной орбитой, такие как OGO-6 [Heppner, 1977; Heppner and Maynard,
1987], AE и DE-2 [Lu et al., 1989], DE-2 [Weimer, 1995, 2001, 2005], DMSP [Rich and
Hairston, 1994; Boyle et al., 1997], Cluster [Forster et al., 2009], линейно-регрессионный
анализ связи показаний наземных магнетометров и параметров солнечного ветра (модель
ИЗМИРАН) [Белов и др., 1978; Feldstein and Levitin, 1986; Feldstein et al., 2004; Dremukhina et al.,
1998; Kustov et al., 1997; Papitashvili et al., 1994, 1999], модификация модели ИЗМИРАН, с
привлечением данных спутников DMSP [Papitashvili and Rich, 2002]; измерения радаров
некогерентного [Holt et al., 1987; Senior et al., 1990, Zhang et al., 2007] и когерентного
рассеяния [Ruohoniemi and Greenwald, 1998, 2005; Pettigrew et al., 2010], процедуры
ассимиляции наземных и спутниковых данных (AMIE) [Richmond and Kamide, 1988] и
техники инверсии магнитограмм [Mishin et al., 1990, 1991]. Состав семейства моделей
неоднороден. Среди них есть ориентированные на конкретные события [напр. Mishin et al.,
1990, 1991; Richmond and Kamide, 1988] и статистические [Heppner and Maynard, 1987; Weimer,
1995, 2001, 2005; Papitashvili and Rich, 2002; Ruohoniemi and Greenwald, 1996, 2005; Pettigrew et al.,
2010] в той или иной степени параметризованные по ММП, СВ и геомагнитной
активности. Большинство моделей дают картины конвекции для ограниченного числа
фиксированных межпланетных и других параметров, в основном для BT = √By2 + Bz2 = 5
нТл, где By and Bz – компоненты ММП. Статистическая модель Веймера [Weimer 1995,
2001, 2005] имеет наиболее детальную параметризацию и может давать картины для
широкого диапазона значений входных параметров. Было сделано обобщение модели
ИЗМИРАН на два полушария Земли. При этом проводилось исследование структуры
крупномасштабных геомагнитных вариаций в области высоких широт южного полушария
в зависимости от условий в ММП, и эта структура была сопоставлена с подобной
структурой в высоких широтах северного полушария [Papitashvili et al., 1994].
Тем не менее, при построении большинства моделей либо используются только
измерениия в северном полушарии [Zhang et al., 2007; Ruohoniemi and Greenwald, 1996,
2005; Mishin et al., 1990] либо не делается различий между данными, полученными в
северном и южном полушариях [Weimer, 2005; Boyle et al., 1997] – они используются
вместе для увеличения статистики. При этом предполагается, что изменение формы
вихрей конвекции под действием азимутальной компоненты ММП отображается между
полушариями зеркально. В некоторых случаях такое приближение, по-видимому, вполне
допустимо, но ряд наблюдений указывает на наличие значительной межполушарной
асимметрии в интенсивности и пространственной структуре конвекции [Knipp et al. 1993,
2000; Lu et al. 1994].
21
Параметры ММП контролируют распределение ПТ, связывающих магнитосферу
и ионосферу. Эмпирические модели конвекции, упомянутые выше, основаны на
сопоставлении значений электрического потенциала или наземных магнитных вариаций с
соответствующими значениями ММП. При этом естестественным образом получается,
что характеристики ПТ учитываются лишь косвенно. В отличие от предыдущих подходов
в модели, предложенной в данной работе, в качестве входных данных и источника
потенциала используется именно распределение ПТ, индивидуальное для каждого
полушария. Оно детально параметризовано по ММП и солнечному зенитному углу, и в
совокупности с соответствующим распределением проводимости дает глобальную
картину крупномасштабных электродинамических характеристик ионосферы.
1.1.3 Эффекты асимметрии и сопряжения в распределении электродинамических
параметров противоположных полушарий Условия в ионосфере северного и южного полушарий, также как и условия в
нижележащих атмосферных слоях, редко бывают одинаковыми. Как и в нижней/средней
атмосфере, в верхних атмосферных слоях главным источником межполушарной
асимметрии является сезонный цикл, обусловливающий динамическое взаимодействие
полушарий, которые проходят этот цикл в противофазе. Сезонный цикл является
определяющим и для ионосферы. Но при этом проводящие ионосферы северного и
южного полушарий связаны между собой еще и электрически как непосредственно, так и
через магнитосферу. Наклон земной оси, несовпадение географического и геомагнитного
полюсов ведут к дополнительным различиям. Важную роль играют топология магнитных
полей и эффективность взаимодействия магнитосферы с СВ и ММП. Электрические токи
и геомагнитные возмущения, возникающие в процессе такого взаимодействия в
высокоширотной ионосфере одного из полушарий с определенными параметрами,
распространяются по проводящей ионосферной оболочке в более низкие широты, а по
замкнутым силовым линиям земного диполя через магнитосферу - в противоположное
полушарие, ионосфера которого обладает в общем случае другими свойствами. Внутри-
магнитосферные процессы, например, возникновение аномального сопротивления
[Kozlovsky et al., 2003] или динамика плазменного слоя [Petrukovich, 2009] также вносят
свой вклад в специфику межполушарного взаимодействия. В этой ситуации часто
применяемое зеркальное отображение распределения электрических полей и токов из
одного полушария в другое является большим упрощением, и было вызвано, главным
образом, отсутствием необходимых моделей и недостаточным количеством данных
наблюдений.
22
Во многих случаях можно одновременно наблюдать одни и те же явления в
геомагнитно-сопряженных точках высокоширотных областей противоположных
полушарий, особенно в период равноденствия. Много работ посвящено антисимметрии (в
смысле зеркального отображения) распределения параметров относительно меридиана
полдень-полночь и относительно полушария, вносимой ненулевой By компонентой ММП
при смене ее знака [напр., Мансуров 1969; Heppner 1973; Мишин и др., 1978; Уваров 1983;
Burch et al., 1985; Papitashvili et al., 1995]. Однако, использовалось однополушарное
приближение, что не позволяло учесть тонкие эффекты сопряженности. В то же время,
есть много свидетельств отсутствия межполушарной сопряженности и как следствие
появления не антисимметрии, а асимметрии (в смысле искажения или отсутствия
зеркального отображения) в проявлении ряда эффектов в северной и южной
высокоширотных ионосферах. Это особенно часто обусловлено различиям в топологии
пересоединения силовых линий ММП и геомагнитного поля под действием By ММП, а
также углом наклона земного диполя и солнечным зенитным углом. Наблюдения
несопряженности тета-авроры, других авроральных форм, суббуревых интенсификаций
приведены в [Vorobjev et al., 2001; Бороев и Гельберг, 2001; Величко и др., 2002; Stubbs et
al., 2005; Ostgaard et al., 2005a, 2005б, 2007 2009; Laundal and Ostgaard, 2009].
Асимметричные течения ионосферной плазмы, не связанные с суббурями,
рассматривались в таких работах как [Grocott et al., 2003, 2004, 2005; Kozlovsky et al.,
2003; Vennerstrom et al., 2007], а особенности топологии и пересоединения магнитного
поля – в [Watanabe et al., 2007, 2010] В работе [Mishin et al., 2012] предложена схема
электрической цепи глобального магнитосферного динамо, которая описывает
асимметрию утро-вечер и межполусферную асимметрию интенсивностей ПТ как два
неразрывно связанные явления.
Распространение электромагнитных возмущений из высоких широт к экватору
усиливается в периоды повышенной солнечной активности. Как отмечалось в [Weimer
2005], существующие модели конвекции не могут воспроизводить распределение
потенциала в области ниже широтной границы с нулевым граничным условием, которая
устанавливается приблизительно на 60° МLat. В среднеширотной области электрические
поля сравнительно невелики, поскольку эта зона до некоторой степени экранируется от
поля конвекции противоположным действием поля поляризации на внутреннем краю
плазменного слоя. Тем не менее, проникновение электрического поля от высокоширотных
источников обоих полушарий в средние широты может оказывать влияние на
горизонтальные и вертикальные движения плазмы [Huang et al., 2006; Baker et al., 2007;
23
Fejer, 2011], в том числе на субавроральные поляризационные джеты [Galperin et al., 1974;
Foster and Vo, 2002] и др.
1.2 Глобальный отклик ионосферно-магнитосферной системы при экстремальных
событиях космической погоды
Геомагнитные бури являются одним из важнейших элементов космической
погоды. Частота появления умеренных и сильных бурь на Земле имеет четкую
корреляцию с 11-летним циклом солнечной активности. Источниками геомагнитных бурь
в период солнечного максимума являются солнечные вспышки, выбросы корональной
массы (CME) и связанные с ними межпланетные облака и ударные волны. В периоды
спада цикла солнечной активности магнитные бури часто повторяются с 27-дневным
периодом вращения Солнца. Источником таких бурь является корональные дыры на
Солнце, из которых исходит быстрый поток солнечного ветра. Взаимодействие быстрого
потока с медленным потоком приводит к образованию области сжатия плазмы СВ и
ММП (CIR). Магнитные бури, генерированные CME и СIR, различаются характером
развития и своими свойствами [Tsurutani and Gonzales 1997; Borovsky and Denton, 2006;
Yermolaev et al., 2010], однако в магнитосферно-ионосферной системе всегда
возбуждаются интенсивные электрические поля и токи, эффект которых является
глобальным, происходит одновременно в обоих полярных областях и может
распростряняться оттуда далеко к экватору. Во многих случаях именно комплексный
анализ арктических и антарктических данных способствует правильной интерпретации
наблюдаемых явлений и выявлению соответствующих механизмов. Это относится как к
мощным бурям, происходящим в период максимума солнечного цикла, так и менее
интенсивным, но более продолжительным бурям, происходящим на спаде цикла.
Бури, инициированные CME, имеют внезапное начало, для них характерно
развитие мощного кольцевого тока и большие значения Dst. Межпланетные магнитные
облака содержат длительные крупномасштабные структуры с южной компонентой ММП,
которая является наиболее геоэффективным параметром. Воздействие существенно
усиливается, если на фоне южного ММП происходит резкое повышение динамического
давления солнечного ветра. При этом наблюдается усиление продольных токов и
конвекции [Zesta et al., 2000; Lukianova, 2003], кольцевого тока [Shi et al., 2008],
интенсивные инжекции частиц [Li et al., 2003; Lee et al., 2005], авроральные возмущения
[Lyons et al., 2005; Boudouridis et al., 2003], триггирование суббурь [Zhou and Tsurutani,
2001; Lee et al., 2007] и др. В работе [Lukianova, 2003] было показано, что эффект
24
прохождения импульса давления является глобальным и проявляется в специфическом
отклике ионосферных и продольных токов, геомагнитный эффект которых наблюдается в
обеих полярных шапках и при экстремальной интенсивности может распространяться от
полюса до полюса, включая средние и низкие широты.
Для бурь, вызываемых CIR, когда Bz компонента ММП невелика, но испытывает
быстрые флуктуации, характерны небольшие значения Dst, а также длительные периоды
повышенной геомагнитной активности [Tsurutani and Gonzales, 1987]. Было показано, что
в этом случае общее поступление энергии в магнитосферу может превышать то, которое
поступает в процессе мощных, но спорадических бурь в годы максимума солнечного
цикла [Tsurutani and Gonzales 1997]. В периоды CIR в магнитосфере усиливается волновая
активность и резко увеличиваются потоки релятивистских электронов [Horne and Thorne,
1998], которые представляют реальную опасность для телекоммуникационных спутников.
Последний 23 солнечный цикл был во многом необычным. Начиная со второй
половины цикла, в нем наблюдался ряд аномалий. Так, в начале 2002 г. произошел эпизод
значительного повышения солнечного УФ [Floyd et al., 2005; Lukianova and Mursula,
2011], а начиная с 2003 г., наблюдались самые мощные и длительные за весь период
прямых измерений СВ высокоскоростные потоки. Последующий солнечный минимум
был очень глубоким и продолжительным. Уровень магнитного поля Солнца, солнечной
постоянной и других индикаторов солнечного излучения был ниже, чем в предыдущие
минимумы [Balogh and Smith, 2008]. Тем не менее, высокоскоростные потоки СВ были
достаточно интенсивны, что привело к энергизации электронов в радиационых поясах и
осложнению радиационной обстановки [Gibson et al., 2009], к дополнительному
выделению мощности в авроральной зоне [Emery et al., 2008], а также ряду эффектов в
верхней атмосфере [Lei et al., 2008; Deng et al, 2011; Pedatella et al., 2011].
Используя координированные измерения геомагнитных параметров в Арктике и
Антарктике, мы можем получить необходимую информацию об электродинамических
процессах, развивающихся в системе солнечный ветер-магнитосфера-ионосфера-земная
поверхность под действием высокоскоростных потоков СВ, и в частности, объяснить
экстремальное поведение геомагнитного поля в 2003 г. На основании полученных
результатов можно сделать заключение о том, насколько уникально было поведение
Солнца на спаде цикла 23, восстановить некоторые параметры солнечной активности в
прошлом, а также провести оценку степени влияния электрических токов М-И
происхождения на вековой ход магнитного поля Земли, что важно для практики
разделения главного поля Земли и поля внешних источников.
25
1.3 Концепция сопряженности полушарий и развитие биполярных исследований
Все слои атмосферы, естественным образом разделенные на северное южное
полушария, являют собой единое целое. Понимание этой парадигмы нашло отражение в
тематике специальной программы «Эффекты межполушарной взаимосвязи в солнечно-
земных и аэрономических исследованиях (ICESTAR)» (http://www.scar-icestar.org),
проводимой под эгидой междисциплинарного научного комитета по изучению
Антарктики (SCAR). Биполярные исследования по этой программе интенсивно
развивались в период Международного Полярного Года (МПГ) 2007/08
(http://www.ipy.org). Результатам координированных исследований в северной и южной
полярных областях, связанных с изучением эффектов сопряженности полушарий на
различных высотах атмосферы, был посвящен ряд сессий на крупных международных
конференциях, таких как Научные Ассамблеи Международной Ассоциации
Геомагнетизма и Аэрономии, Европейского Геофизического Союза, Американского
Геофизического Союза. Это свидетельствует о том, что на основе проведенных ранее
работ и массива полученных результатов более четко оформляется специфическое
направление исследований высокоширотных областей Земли, обозначаемого как
«биполярные» и «сопряженные». Такой подход может быть особенно важным в контексте
глобальных изменений и расширяющихся возможностей для проведения совместного
анализа крупномасштабных процессов, происходящих в южной и северной полярных
областях, которые во многих случаях взаимосвязаны. Это касается исследований,
посвященных изменению климата, где рассматриваются процессы переноса,
происходящие в нижней/средней атмосфере и океане [Chylek et al., 2010; Overland et al.,
2008; Rind et al., 2009; Xu et al., 2009]. В еще большей степени такой подход актуален для
верхних слоев атмосферы/ионосферы – областей, где важную роль в горизонтальных (по
широте) и вертикальных (по высоте) связях играют электромагнитные процессы. В
последнее время были получены новые интересные результаты, указывающие на
сопряженность ионосферно-магнитосферных электромагнитных явлений в высоких
широтах противоположных полушарий, а также их связь с низкими широтами. Это
касается продольных токов, в том числе межполушарных [Laundal et al., 2010; Yamashita et
al., 2002; Benkevich et al., 2000; Mishin et al., 2011; Green et al., 2009; Shi et al., 2010],
геомагнитных возмущений [Lyatskaya et al., 2008; Lukianova et al., 2002; Weygand and
Zesta, 2008; Sastri et al., 2008], авроральных форм [Fillingim et al., 2005; Stubbs et al., 2005;
Sato et al.,1998; Luan et al., 2010; Motoba et al., 2010], развития суббурь [Ostgaard et al.,
2004, 2005; Frank et al., 2003; Liou and Newell, 2010], течений ионосферной плазмы
26
[Lukianova et al., 2008; Pettigrew et al., 2010; Woodfield et al., 2002; Ambrosino et al., 2009],
геомагнитных пульсаций [Watanabe et al.,2007], ионосферной динамики [Le et al., 2009;
Valladares et al., 2009; Younger et al., 2009; Knipp et al., 2000; Laundal et al., 2010; McDonald
et al., 2008; de Abreu et al., 2010], нейтральных ветров [Kosh et al., 2010; Drob et al., 2008],
среднеширотного ионосферного электрического поля во внебуревые периоды и во время
геомагнитных бурь [Parkinson et al., 2005; Baker et al., 2007; Huang et al., 2008; Kikuchi et
al., 2010].
В результате исследований, которые можно отнести к междисциплинарным,
поскольку они проводились на стыке физики ионосферы и физики атмосферы, было
установлено, что через механизмы обмена энергией между нейтральным и слабо
ионизованным газом ионосфера испытывает значительное влияние со стороны
тропосферных погодных систем [Моханакумар 2011; Immel et al., 2006, 2009; Luhr et al.,
2007; Forbes et al., 2008; Alken and Maus, 2010; Fuller-Rowell et al., 2008, 2010].
Тропосферно-ионосферное взаимодействие связано с крупномасштабными волновыми
процессами и атмосферными приливами. Выявлена связь полярных стратосферных
явлений с электродинамическими процессами в экваториальной ионосфере [Goncharenko
and Zhang, 2008]. Например, экваториальный электроджет – казалось бы, чисто
ионосферное явление - но, как недавно показано, он модулируется также и внезапными
стратосферными потеплениями, происходящими в высоких широтах [Chau et al., 2009;
Vineeth et al., 2009; Kurihara et al., 2010; Pedatella et al., 2010; Chau et al., 2011; Goncharenko
et al., 2008, 2010; Fejer et al., 2011]
Таким образом, для ионосферы как области верхней атмосферы, где полушария
связаны между собой через электромагнитные поля и токи, развитие биполярных и
сопряженных исследований, интерпретация данных спутниковых и наземных измерений,
полученных с противоположных полюсов Земли, представляет особый интерес.
1.4 Решение задач электродинамики верхней атмосферы с учетом сопряженности
полушарий
Важность постановки задач ионосферной электродинамики в двухполушарном
приближении обусловлена следующими основными причинами: (а) Наклон земной оси и
несовпадение географического и геомагнитного полюсов приводят к сезонной и суточной
асимметрии между проводящими ионосферными оболочками северного и южного
полушарий. В существующих моделях конвекции этот эффект учитывается недостаточно
корректно; (б) Топология взаимодействия геомагнитного поля и ММП, особенно при
усилении его азимутальной компоненты, порождает межполушарную асимметрию, что
27
создает разность потенциалов между противоположными полярными шапками и другие
эффекты; (в) Для определения общего количества энергии, поступающей в верхнюю
атмосферу Земли из солнечного ветра, необходимо знать долю каждого полушария. Часто
применяемое зеркальное отображение распределения параметров из северного полушария
в южное является не вполне корректным; (г) Процессы взаимодействия в системе
солнечный ветер-магнитосфера-ионосфера происходят в основном в высоких широтах. В
средне- и низкоширотные области ионосферы электрические поля и токи
распространяются со стороны обеих полярных шапок, причем во многих случаях их
вклады неодинаковы; (д) Климатические системы, атмосферная циркуляция и
тропосферная погода северной и южной полярных областей весьма различны. Так,
например, в нейтральной атмосфере северного полушария значительно выше волновая
активность, в то время как в южном полушарии гораздо более развит полярный вихрь.
В последнее время устанавливаются новые и интенсивно развиваются
существующие измерительные комплексы, оперирующие одновременно в Арктике и
Антарктике. Это открывает новые перспективы в плане координированных измерений в
двух полушариях. Примером таких измерений являются радары SuperDARN [Greenwald et
al., 1995; Chisham et al., 2007], которые практически полностью покрывают северную и
южную полярные области и дают возможность получать как глобальную картину
конвекции в ионосфере [Freeman et al., 1993; Lester et al., 2006; Chisham et al., 2008], так и
более подробно изучать локальные эффекты [Milan et al, 1999; Davies et al., 2000; Abel et
al., 2009; ]. Большое количество геомагнитных обсерваторий и станций расположено в
Арктике и Антарктике, и много материала для анализа накоплено здесь за прошлые годы.
Существующие спутниковые данные и запуск новых спутников с полярной орбитой,
оснащенных высокочуствительными приборами для электромагнитных и динамических
измерений, в первую очередь система микроспутников SWARM, позволяют получить
вариации электрического и магнитного полей в верхней части ионосферы, по которым
можно определить продольные токи, текущие из магнитосферы в обоих полушариях.
Акселерометры, установленные на спутниках, обеспечивают данные о термосферной
плотности и нейтральном ветре, параметрах, которые также имеют свою специфику в
каждом полушарии [Liu et al., 2005; Qian et al., 2009].
Важным аспектом является создание и совершенствование инструментов для
количественного описания крупномасштабных электромагнитных вариаций,
возникающих в высокоширотных областях обоих полушарий и распространяющихся в
более низкие широты. Долгосрочные наблюдения в высоких широтах установили
статистическую связь между ММП и системой ионосферных токов, течением плазмы или
28
ионосферным потенциалом, в результате чего появились несколько эмпирических
моделей конвекции, основанных на наземных магнитных [Papitashvili t al., 1994],
радарных [Ruohoniemi и Greenwald, 2005], спутниковых [Heppner и Maynard, 1987;
Weimer, 2005] наблюдениях или на их комбинации [Richmond и Kamide, 1988; Papitashvili
и Rich, 2002]. Однако, эти модели учитывают источник электрического поля в ионосфере -
продольные токи (ПТ), лишь косвенно. Кроме того, в предыдущих моделях пренебрегали
эффектом электрического сопряжения между полушариями. Однако, асимметрия в
межполушарном распределении ПТ, потенциалов и проводимости - обычное явление
ионосферной электродинамики, и взаимное влияние противоположных полушарий и
проникновения электрического поля в средние широты, где силовые линии геомагнитного
поля замкнуты, может быть весьма значительно. Для достижения прогресса на пути
создания полной картины процессов, происходящих одновременно в высокоширотных
областях северного и южного полушарий, совместного влияния этих процессов на более
низкие широты, на вертикальное и горизонтальное взаимодействия атмосферных слоев
необходимо приложить еще много усилий как в плане накопления и анализа
экспериментального материала, так и для совершенствования существующих и создания
новых моделей.
Диссертация представляет вклад автора в решение этой комплексной проблемы.
В диссертации описаны результаты работ по электродинамике высокоширотной верхней
атмосферы, в частности, с учетом сопряженности полушарий. Разработаны
соответствующие модели, решен ряд задач с их применением, а также рассмотрены
эффекты, которые проявляются в северной и южной полярных областях при
экстремальных событиях космической погоды. Многие работы автора соотносятся с
тематикой программы ICESTAR, а именно: количественная оценка схожести и различия
верхней атмосферы и геомагнитного состояния северного и южного полушарий при
изменяющемся воздействии солнечной радиации и солнечного ветра, определение причин
межполушарных различий; количественная оценка электромагнитного взаимодействия
полярной ионосферы и магнитосферы; количественная оценка параметров полярной ветви
глобальной электрической цепи и др.
Каждая глава диссертации имеет самостоятельное значение и сопровождается
выводами. В то же время результаты различных глав взаимосвязаны, и диссертация
представляет собой целостную работу, посвященную исследованию механизмов
формирования электродинамической картины верхней атмосферы, которая тесно связана
с процессами в других областях околоземного пространства, с геомагнитной и солнечной
активностью.
29
Глава 2 Моделирование крупномасштабного распределения электродинамических
параметров в ионосфере Земли c учетом сопряженности полушарий
2.1 Введение
Современные модели конвекции ионосферной плазмы базируются, в основном, на
статистическом анализе наземных магнитных данных, измерениях ионосферного
электрического поля радарами и спутниками. Большинство моделей представляют
усредненные картины конвекции для различных комбинаций знаков Bz и By компонент
ММП [Heelis et al., 1982; Levitin et al., 1982; Foster 1983; Heppner and Maynard, 1987;
Weimer, 1995, 2005; Papitashvili et al., 1994; Dremukhina et al., 1994; Peymirat and Fontaine, 1997;
Papitashvili and Rich, 2002; Ruohoniemi and Greenwald, 2005]. Для заданных моментов
времени картины конвекции в высокоширотных областях возможно получить по
технологии AMIE (assimilative mapping of ionospheric electrodynamics technique) [Richmond
and Kamide, 1988], в рамках которой оцениваются проводимость ионосферы,
электрические поля и токи путем ассимиляции наземных и спутниковых измерений с
учетом заданых начальных условий для конфигурации электрического поля. Хорошие
результаты для избранных событий дает применение инверсии магнитограмм [Mishin,
1990]. В постановке задач использовались различные условия для ионосферного
потенциала U или интегрального тока J на границе расчетной области, а именно условие
Дирихле [Мальцев и др., 1973; Ляцкий, 1978; Афонина и др., 1982; Feldstein et al., 1984] и
Неймана [Гизлер и др., 1977; Kamide and Matsushita, 1979] для потенциала (соответственно
U=0 и ∂U/∂n, где n - нормаль к линии границы), и условие для тока (Jn=0) [Денисенко и
Замай, 1990; Zakharov and Pudovkin, 1996]. В случае граничного условия на нормальную
компоненту тока, электрические поля в средних/низких широтах, обусловленные ПТ,
оказываются существенно выше, чем в случае использования условий на потенциал. Учет
близкого к реальному распределению ПТ и проводимостей без их предварительной
аппроксимации простыми функциями не позволяет решить уравнение непрерывности
аналитическими методами. Неоднократно проводились численные расчеты распределения
электрического потенциала в ионосфере на основе решения уравнения непрерывности
тока для различных схем ПТ преимущественно на полусфере. В работах [Гизлер и др.,
1977; Денисенко и Замай, 1990; Kamide and Matsushita, 1979] ионосфера
аппроксимировалась тонким проводящим слоем [Baker and Martyn, 1953], а в работах
[Gurevich et al., 1976; Захаров и др., 1989] – приближение бесконечной продольной
проводимости, и решение для потенциала получалось методом разложения по малому
30
параметру. Численные модели, в рамках которых предпринимались попытки учесть
сопряжение полушарий, описаны в работах [Уваров, 1981, 1982; Денисенко и Замай, 1990;
Клименко и др., 1990; Захаров, 1994; Zakharov and Pudovkin, 1996]. Наиболее ясное
изложение сопряженной модели содержится в [Захаров, 1994; Zakharov and Pudovkin, 1996].
Трудность этой модели состоит в введении продольного сопротивления магнитных
силовых трубок, от неопределенности которого приходится избавляться в процессе
установления решения. Кроме того, на экваторе задано условие Дирихле, а на полюсе – на
нормальную компоненту тока, что не вполне корректно. Постановка краевой задачи с
учетом взаимного влияния токонесущих ионосферных оболочек противоположных
полушарий, изложенная в [Уваров, 1981], позволяет корректно учесть асимметрию между
полушариями в распределении проводимости и ПТ. Позднее эта задача решалась
аналитически для кусочно-непрерывной модели проводимости [Уваров, 1982; 1983, 1984]
Долгое время существовали трудности задания реалистичного распределения ПТ и
отсутствием моделей ПТ, которые бы описывали распределение ПТ с большой точностью
и в широком диапазоне изменения ММП и солнечного зенитного угла. Это ограничивало
использование численных моделей для практических расчетов систем конвекции. Так, до
недавнего времени основной публикацией по глобальному распределению ПТ была
работа [Ijima and Potemra, 1976a], содержавшая первые статистические диаграммы зон 1 и
2. Были идентифицированы NBZ система, развивающаяся при северном ММП [Iijima and
Shibaji, 1987; Iijima et al., 1987], и DPY-система, контролируемая By компонентой ММП
[Leontyev and Lyatsky, 1974; Iijima T., Potemra, 1976b; Erlandson et al., 1988]. Но
ограниченное число пролетов спутников не позволяло создать достоверные
количественные модели ПТ для различных условий. Запуск серии низкоорбитальных
спутников нового поколения таких как Magsat, Orsted, CHAMP, Iridium и обработка
полученного гиганского массива данных по измерению вариаций магнитного поля над
ионосферой привели к появлению качественно новых моделей [Papitashvili et al., 2002;
Green et al., 2009], в которых получены статистические распределения ПТ в обоих
полушариях для каждого сезона и различных комбинаций Bz и By компонент ММП. Это
открывает новые перспективы для моделирования глобального распределения
электрического потенциала в ионосфере, в котором ПТ используются в качестве входных
параметров.
В данной главе описываются основные сотавляющие модели конвекции,
разработанной на основе алгоритмов [Лукьянова и др., 1997; Уваров и Лукьянова, 1999;
Лукьянова, 1999]. За последние годы эти алгоритмы развиты в полноценную
двухполушарную модель, параметризованную по ММП, дню года, мировому времени,
31
солнечной и геомагнитной активности. Описываются входные параметры модели,
основным из которых являются уточненные карты ПТ, полученные с помощью спутников
последнего поколения. Приводятся типичные картины конвекции, развивающиеся
одновременно в сопряженных полушариях. Рассматриваются результы валидации модели
по принципу «модель-модель» и «модель-эксперимент». Глава 2 основана на результатах,
опубликованных в работах [10-14, 22-25, 27, 31, 36, 37, 39, 41] (см. Приложение 2).
2.2 Постановка задачи
Структуру электрических токов, обеспечивающих магнитосферно-ионосферное
взаимодействие, можно определить через уравнение непрерывности токов
div J = j″·sinχ (2.1)
где J – интегральные горизонтальные токи, текущие в ионосфере
j″ - плотность ПТ
χ - магнитное наклонение
В качестве источника задается распределение ПТ на верхней границе ионосферы,
которая аппроксимируется тонкой сферической поверхностью. Принципиальным
моментом является электродинамическая связь токонесущих ионосферных оболочек
противоположных полушарий. Постановка задачи учитывает это сопряжение ионосфер, а
именно, внутри северной и южной полярных шапок (открытые силовые линии
геомагнитного поля) процесс растекания интегральных токов описывается своим
уравнением непрерывности, с присущим данной шапке распределением проводимости и
ПТ, в то врмя как вне области полярных шапок замкнутые магнитные силовые линии
земного диполя эффективно выравнивают электрический потенциал в сопряженных
точках противоположных полушарий. Постановка граничных условий, отражающих
неразрывность общей токовой цепи и выравнивание потенциала на границах шапок,
приводит к взаимозависимости распределения электрических полей внутри полярных
шапок и влияние обеих шапок на распределение потенциала в среднеширотной области.
При построении расчетной схемы применялась следующая аппроксимация
[Лукьянова и др., 1996, 1997; Уваров и Лукьянова, 1999; Лукьянова, 1999]. Проводящая
ионосферная оболочка разделена на три области: северная и южная полярные области и
остальная часть сферы. Непосредственная связь по потенциалу между шапками
отсутствует, в то время как в области средних широт (замкнутые силовые линии)
сопряженные точки противоположных полушарий эквипотенциальны. Двумерное
уравнение непрерывности интегрального ионосферного тока в сферических геомагнитных
координатах (θ - коширота, φ – долгота) решается для северной, южной и среднеширотной
32
областей отдельно, а соответствующие граничнын условия связывают эти три области в
единую систему. В среднеширотной области уравнение решается на половине (для
определенности, северной) области с низкоширотной границей, отстоящей от экватора не
менее, чем на 20° (на более низких широтах компонента каулинговской проводимости и
вертикальная компонента электрического поля становятся слишком большими). В
среднеширотной области, в качестве интегральной проводимости и источника
используются сумма проводимостей и сумма источников в сопряженыых точках обоих
полушарий.
Краевая задача имеет вид
div J1 = j1 при θ ≤ θ1 (2.2)
div J2 = j2 при π – θ1 ≤ θ < π (2.3)
div J3 = j3 при θ1 ≤ θ ≤ θ3 (2.4)
Граничные условия:
U1(θ1, φ) = U3(θ1, φ) = U2(θ2, φ) (2.5)
J1(θ1, φ) – J3(θ1, φ) = J2(θ2, φ) (2.6)
J3(θ3, φ) =0 (2.7)
где Uα, Jα и jα - электрический потенциал, интегральный ионосферный ток и источник в
виде радиальной составляющей ПТ в соответствующих областях (α=1, 2, 3). Индекс 1
соответствует северной полярной шапке с экваториальной границей на θ=θ1; индекс 2 -
южной полярной шапке с границей на θ=θ2; индекс 3 – среднеширотной области с
границами на θ=θ1 и θ=θ3. Ионосферная оболочка схематично представлена на Рис. 2.1а.
Расчетные области 1, 2 и 3 показаны серым цветом. Штриховой линией обозначен
экватор. Линии со стрелками обозначают замкнутые и разомкнутые силовые линии
геомагнитного поля.
Граничное условие (2.5) означает отсутствие скачка потенциала поперек границы
заданной шапки и между границами противоположных шапок в каждой точке границ.
Условие (2.6) означает, что возможные разрывы нормальной компоненты тока в
плоскости (θ, φ) на границах северной и южной шапок компенсируют друг друга за счет
ПТ перетекания на этих границах. Условие (2.7) соответствует непротеканию тока через
экваториальную границу. Рис. 2.1б схематически иллюстрирует, каким образом границы
северной и южной полярных шапок совмещаются друг с другом и с границей
среднеширотной области. В этой схеме полярные шапки, каждая из которых имеет свое
распределение ПТ и проводимости, оказываются как бы вложеными друг в друга и
опирающимися на общую границу среднеширотной области
33
б)
jN jS Сев. ПШ Юж. ПШ ср. широты
Экватор Рис. 2.1 Схема расчетной области на ионосферной оболочке; oбласти α=1, 2 и 3 показаны
серым цветом; штриховой линией обозначен экватор; линии со стрелками обозначают
замкнутые и разомкнутые силовые линии геомагнитного поля (а). Схема,
иллюстрирующая, каким образом границы северной и южной полярных шапок
совмещаются друг с другом и с границей среднеширотной области (б).
ΣN+ ΣS
θ1 θ2
θ3
а)
34
Краевая задача (2.2)-(2.7) решается итерационным методом, составными частями
которого являются регуляризация дифференциальных уравнений, разложения в ряды
Фурье и прогонка для решения системы линейных алгебраических уравнений для
коэффициентов Фурье. Подробное описание методики и алгоритмов решения, основанное
на работах [Лукьянова и др., 1996, 1997; Уваров и Лукьянова, 1999; Лукьянова, 1999], дано
в Приложении 1. В результате решения, в зависимости от распределения проводимости и
ПТ в северной и южной полярных шапках и в области замкнутых силовых линий в рамках
задачи (2.2)-(2.7) могут быть воспроизведены существенно различающиеся в северной и
южной шапках распределения потенциала, которые, однако, не являтся независимыми
друг от друга и совместно формируют распределение потенциала в области
экваториальнее границы шапки. Задание на внешней границе ионосферы распределения
продольных токов магнитосферного происхождения, которые возбуждают конвекцию в
ионосфере, соответствует терминологии «магнитосфера – источник тока» (в отличие от
подхода «магнитосфера – источник напряжения», при котором задается распределение
электрического потенциала на границе полярной шапки).
Границы, отделяющие северную (граница θ1) и южную (граница θ2) области
открытых силовых линий от области замкнутых линий должны располагаться в северном
и южном полушариях на одинаковых коширотных кругах. При задании границ для
расчетов распределения потенциала следует исходить из того, что внутри северной и
южной полярных областей (от полюсов до границ θ1 и θ2) распределения входных
параметров (ПТ и проводимости), могут задаваться независимо, тогда как в
среднеширотной области обоих полушарий распределение входных параметров
одинаково. В практике расчетов систем конвекции при задании ПТ по модельным картам,
полученным по спутниковым данным и описанным ниже в разделе 2.3, границы θ1 и θ2
выбирались по экваториальной кромке авроральных высыпаний, рассчитанных по
моделям проводимости [Hardy et al., 1987; Zhang and Paxton, 2008], т.е. приблизительно на
25-30° кошироты. Анализ северных и южных карт распределения ПТ [Papitashvili et al.,
2002; Korth et al., 2010] показал, что «несимметричная», т.е. заметно различающаяся в
противоположных полушариях, часть ПТ вполне попадает внутрь областей α=1 и 2. В
этом случае границы θ1 и θ2 формально находятся экваториальнее обычного положения
границы полярной шапки, которая рассматривается как граница, разделяющая области
открытых и замкнутых силовых линий. Однако такое положение позволяет уменьшить
количество широтных кругов, на которых пришлось бы задавать ПТ одинаковыми в обоих
полушариях, поскольку они попадали бы в расчетную область α=3. Тестовые расчеты
показали, выбор расположения границ θ1 и θ2, позволяющий включить большую часть
35
высокоширотных ПТ в расчетные области α=1 и 2, является более предпочтительным по
сравнению с выравниванием входных ПТ, которые попадают область α=3. Хотя токи
перетекания между полушариями, вообще говоря, увеличиваются при сдвиге границ к
полюсу, их влияние компенсируется ПТ, появляющимися в области α=3, и конечный
результат незначительно (~2%) меняется в строну увеличения межполушарной
симметрии. Экваториальная граница θ3 обычно устанавливалась на 70° кошироты.
2.3 Продольные токи
Тестирование алгоритмов и расчеты распределения потенциала для некоторых
избранных распределений источников показало устойчивость численного метода при
достаточно хорошем пространственном разрешение [Лукьянова и др., 1997]. Дальнейший
опыт показал, что расчетную сетку с шагом ∆θ = 1° по кошироте и ∆φ≈2.5° по долготе
можно считать оптимальной. Такая сетка позволяет использовать весьма сложное
распределений входных параметров (ПТ и проводимости) и таким образом, получать
картины конвекции, адекватные реально наблюдаемым в различные моменты времени и
при различных условиях ММП. Однако, создание на основе разработанных алгоритмов
полноценной параметризованной модели конвекции в течение довольно длительного
времени не представлялось возможным вследствие отсутствия подробных и точных
двумерных распределений ПТ.
Долгое время приблизительные схемы ПТ в основном воссоздавались по
отдельным пролетам спутников. В классических работах [Ijima and Potemra, 1976а, б] были
введены понятия о трех основных зонах ПТ. Наиболее интенсивные ПТ сосредоточены в
высокоширотных областях, где они приблизительно перпендикулярны ионосферной
оболочке. В большей части долгот втекающие в ионосферу и вытекающие из нее
продольные токи имеют вид квази-кольцевых зон. Приполюсный слой называется зоной
1, здесь токи текут к ионосфере на утренней половине зоны и от ионосферы в вечерней
половине той же зоны. В зоне 2, расположенной экваториальнее зоны 1, направление
токов обратное. Полный ток зоны 1 составляет ~1 млн А в спокойное время и ~3 млн А в
периоды геомагнитных возмущений. Ток зоны 2 примерно на треть меньше.
Распределения ПТ зонах 1, 2 и 3 часто аппроксимировались синусоидальными
функциями.
Лишь в начале 2000-х, впервые после пионерных работ [Ijima and Potemra,
1976а,б] появились описания распределения ПТ, основанные на статистической обработке
большого количества новых спутниковых данных. Это придало новый импульс работе по
36
созданию полноценной двухполушарной модели конвекции, достаточно точно и полно
параметризованной по ММП, солнечному зенитному углу и другим факторам.
Современным инструментом, позволившим сделать значительный шаг вперед в
моделировании электродинамики высокоширотной ионосферы, стала группа европейских
низко-орбитальных спутников с полярной орбитой Oersted и Champ. Эти спутники,
оснащенные высокочувствительными магнитометрами, выполнили очень большое
количество магнитных измерений над E-слоем ионосферы во всех -cекторах местного
геомагнитного времени (MLT). Анализ и интерпретация этих измерений позволили
определить 2-мерную структуру ПТ, магнитное поле которых накладывается на главное
геомагнитное поле на высотах от ста до нескольких тысяч километров. В результате
соответствующей обработки была создана статистическая модель ПТ для обоих
полушарий и разных сезонов, параметризованная по величине и ориентации ММП
[Christiansen et al., 2002; Papitashvili et al., 2002].
На Рис. 2.2 в системе координат исправленная геомагнитная широта CGМLat –
MLT представлены две траектории пролета спутника Orsted. Рис. 2.2а показывает пример
пролета спутника Orsted через высокоширотную область CGМLat>60°северного
полушария при возмущенных геомагнитных условиях 8 июня 2000 г., а Рис. 2.2б – при
спокойных условиях 2 июня 2000 г. Вдоль траектории показаны векторы вариации
горизонтальной (т.е. лежащей в плоскости X-Y, где ось X направлена вдоль траектории
пролета, а ось Y перпендикулярна траектории) составляющей геомагнитного поля. В
каждой точке траектории значения X и Y компонент представляют собой разности между
полным измеренным полем и моделью главного поля Земли (IGRF). Вариация
вертикальной (Z) компоненты после вычитания IGRF близка к нулю. Вариации
горизонтальной составляющей обусловлены магнитным эффектом ПТ, которые в высоких
широтах направлены почти перпендикулярно к ионосферной оболочке. Так, например,
если спутник пересекает два прилежащих вытянутых вдоль широты слоя тока
противоположной полярности, то вариация Х компоненты будет иметь форму буквы «V»
в прямом или перевернутом виде. При пролете вблизи краев токовых структур
увеличивается амплитуда Y компоненты [Lukianova et al., 2001; 2005]. Зная распределение
горизонтальной вариации магнитного поля по градиенту магнитного поля вдоль
траектории пролета можно рассчитать плотность ПТ. При большом количестве пролетов
вся высокоширотная область может быть разбита на ячейки с некоторым шагом по
37
Рис. 2.2 Векторы горизонтальной компоненты магнитного поля вдоль траектории пролета
спутника Orsted во время магнитной бури 8 июня 2000 г. (а) и в спокойных геомагнитных
условиях 2 июня 2000 г. (б).
38
широте и долготе с наложением всех имеющихся пролетов, попадающих в заданную
ячейку и построении статистического двумерного распределения магнитных вариаций, по
которому можно рассчитать распределение ПТ. Однако пролет спутника через ячейку
составляет минуты. Чтобы сопоставить временной интервал измерения ПТ с параметрами
межпланетной среды необходимо учесть время движения СВ от патрульного
космического аппарата до ударной волны; учесть изменение этих параметров при
переходе через эту волну. Предполагается, что выбранное значение параметров,
фиксируемое в области нахождения патрульного спутника, сохраняется без изменения
достаточно долго и не меняется при взаимодействии с ударной волной. Также, спутник
измеряет магнитное поле в локальной области пространства вдоль своей траектории, и
приходится работать с измерениями, собранными в каждой ячейке при не полностью
идентичных условиях в СВ, собранными в разные дни и часы, т. е., вообще говоря, при
разной ситуации в электромагнитном состоянии магнитосферы. Таким образом, способ
обработки данных вносит некоторую неопределенность в конечный результат.
Сопоставление статистических карт и отдельных пролетов показало, что расхождение
может быть >10%.
Первоначально в статистической модели ПТ [Papitashvili et al., 2002]
распределение токов в северном и южном полушариях было разделено по 3-х месячным
сезонным интервалам и соответствовало восьми основным вариантам ориентации ММП в
плоскости Y-Z GSM с шагом 45° при величине полного вектора ММП ВТ = √BZ2+By2 = 5
нТл. Карты ПТ были построены на сетке с шагом 1 час MLT и 1° CGМLat. В дальнейшем,
для подготовки карт ПТ, которые можно было бы использовать в качестве входных
параметров для модели конвекции, в сотрудничестве с Датским космическим центром на
тех же данных были разработаны карты ПТ с большим временным разрешением (1 месяц),
а также карты для полного вектора ММП ВТ=1 и 8 нТл. Эти карты были взяты в качестве
«реперных точек». Затем, для получения карт ПТ с еще большим временным разрешением
(1 день) и разрешением по BZ и By компонентам ММП 1 нТл, применялись методы
интерполяции по каждому из этих параметров во всех точках сетки. Также была
проведена экстраполяция карт ПТ до величины ВТ=12 нТл с верификацией по имеющимся
данным отдельных пролетов при соответствующих условиях. Для построения
статистических карт ПТ в более возмущенные периоды не было достаточного количества
пролетов спутников.
На Рис. 2.3 в качестве примера показана зависимость максимума плотности
втекающего и вытекающего ПТ от величины ВТ для трех сезонов года и различной
ориентации ММП. На каждом графике обозначены реперные точки, соответствующие
39
Рис. 2.3 Зависимость максимума плотности втекающего (положительные значения) и
вытекающего (отрицательные значения <0) ПТ от величины ВТ для трех сезонов и четырех
ориентаций ММП
40
ВТ=1, 5 и 8 нТл, и интерполяции между ними. На Рис. 2.3 можно видеть, что величины
экстремумов плотности ПТ изменяются слабо нелинейно при изменении интенсивности
ММП. Некоторая нелинейность характерна также и для изменения ПТ в зависимости от
ориентации ММП в плоскости Y-Z GSM.
Расчет карт ПТ с временным разрешением 1 день и шагом по компонентам
ММП 1 нТл был алгоритмизирован и реализован в качестве подпрограммы, входящей в
пакет программ модели конвекции , разработанной на основе алгоритма, описанного в
предыдущем разделе. На Рис. 2.4 представлен пример карт ПТ для для сезона
декабрьского солнцестояния в обоих полушариях для трех вариантов близких по величине
значений BZ и By ММП, отличающихся в одной из компонент на 2 нТл. Можно видеть,
что в модель достаточно чувствительна к изменению ММП, контролирующему
распределение ПТ. Такого типа парные (север-юг) карты ПТ используются в качестве
входного параметра для модели конвекции.
2.4 Проводимость ионосферы
Карты ионосферной проводимости являются вторым входным параметром
модели конвекции. Поскольку распределение проводимости зависит как от солнечного
УФ излучения, так и высокоширотных высыпаний энергичных частиц, оба вклада
учитывались через сумму квадратов соответствующих величин в каждой точке расчетной
сетки, покрывающей ионосферу. Проводимость, обусловленная УФ излучением, зависит
от солнечной активности и солнечного зенитного угла (дня года и мирового времени UT).
Влияние УФ на проводимость рассчитывалась по формуле [Robinson and Vondrak, 1984]
ΣР = 0.88 (F10.7 ·cos λ)1/2
(2.8)
ΣH = 1.5 (F10.7 ·cos λ)1/2 где F10.7 - поток радио излучения на волне 10.7 см, λ – солнечный зенитный угол.
Пространственное распределение высыпающихся частиц во всей
высокоширотной области не может быть получено какими-либо прямыми методами. Но
имеются статистические модели, основанные на наблюдениях, в основном спутниковых.
Хорошие результаты дает модель, параметризованная по Кр индексу [Hardy et al., 1987;
Zhang and Paxton, 2008]. В этих работах по данным измерений потоков высыпающихся
частиц спутниками DMSP, представлены таблицы коэффициентов и формулы,
позволяющие вычислить интегральную по высоте холловскую и педерсеновскую
41
Рис. 2.4 Распределение ПТ для сезона декабрьского солнцестояния в обоих полушариях
при трех близких по значению комбинациях ММП (значения Bz и By обозначены внизу
каждой колонки). Карты построены в системе координат CGМLat - MLT. Внешний
широтный круг соответствует 50° CGМLat. Красными (синими) изолиниями обозначена
плотность тока, текущего к ионосфере (из ионосферы), цифры внизу справа каждой
диаграммы соответствуют максимальной плотности втекающего (положительного) и
вытекающего (отрицательного) тока в µА/м2. Шаг между изолиниями равен 0.05 (0.02)
µА/м2 для летнего (зимнего) полушария.
42
проводимости. Недавно появилось обновление модели проводимости, основанное на
оценке энергии высыпающихся электронов и потока энергии по наблюдениям
аврорального свечения спутниками TIMED, IMAGE и Polar [Zhang and Paxton, 2008]. По
своей природе эта модель близка к модели [Hardy et al., 1987]. Ее достоинство состоит в
том, что она описывает вклад высыпающихся частиц в проводимость вплоть до Kp=10,
тогда как [Hardy et al., 1987] – до Kp=6.
Расчет карт проводимости с учетом ионизации солнечным излучением и
высыпающимися частицами с любым временным разрешением и входными параметрами
F10.7, Кр индекс, DOY (день года), UT был алгоритмизирован и реализован в качестве
подпрограммы, входящей в пакет программ модели конвекции. На Рис. 2.5 показаны
примеры распределения педерсеновской проводимости в высокоширотных областях
северного и южного полушарий в декабрьское солнцестояние при геомагнитной
активности Кр=1 и 3. Такие парные (север-юг) карты ионосферной проводимости
используются в качестве второго входного параметра для модели конвекции.
2.5 Реализация модели в виде программного средства (LC06)
Алгоритмы решения задачи (2.2) – (2.7) лежат в основе расчетной схемы
двухполушарной модели конвекции, основанной на современных спутниковых картах
распределении ПТ, и называемой далее LC06 [Lukianova and Christiansen 2006].
Как отмечалось в разделе 2.3, первоначально были получены карты ПТ в обоих
полушариях для каждого сезона и 9 ориентаций Y-Z ММП, включая нулевое ММП
[Papitashvili et al., 2002; Christiansen et al., 2002]. Впоследствии специально в целях
развития модели конвекции LC06 по той же самой методике были получены карты ПТ с
временным разрешением 1 месяц. Эти карты использовались в качестве реперных, и
дальнейшее увеличение разрешения модели ПТ по времени и ММП, а также
экстраполяция до больших интенсивностей ММП проводились математическими
методами. Расчет карт ПТ был реализован в качестве подпрограммы, входящей в пакет
программ модели LC06. Непосредственными входными параметрами подпрограммы ПТ
являются DOY (день года), UT (мировое время), By и BZ ММП. Как описано в разделе 2.4,
карты ионосферной проводимости для каждого полушария содержат вклад солнечного
УФ излучения и вклад высыпаний частиц. Для расчета вклада УФ использовались
формулы [Robinson and Vondrak, 1984], а вклада высыпаний – таблицы и формулы [Hardy
et al., 1987]. Входными параметрами подпрограммы расчета холловской и педерсеновской
проводимости являются DOY, UT, индексы F10.7 и Кр. Значения ПТ и проводимости
43
Рис. 2.5 Распределение проводимости в высокоширотных областях северного (вверху) и
южного (внизу) полушарий в декабрьское солнцестояние (DOY=1), UT=10.6, уровень
солнечной активности F10.7= 150, при геомагнитной активности Кр=1 (слева) и 2
(справа). Шкала интенсивности дана в единицах См.
44
рассчитываются в каждой точке расчетной сетки, покрывающей ионосферу (Рис. 1а), на
которой производится дискретизация уравнений (2.2-2.7). Шаги по кошироте и долготе
могут варьироваться, но практика вычислений показала, что шаг широте ∆θ=1° и долготе
∆φ=360/128 (шаг по долготе должен быть кратен 2, т.к. в алгоритме используется быстрое
преобразование Фурье) дают достаточную точность решения и скорость сходимости
итерационного процесса для получения значений электрического потенциала..
Модель конвекции LC06 реализована в виде программного средства на языке
Fortran. На Рис. 2.6 представлена блок-схема программы. Набор входных параметров для
модели состоит из шести элементов: значений By и BZ компонент ММП, индексов Кр и
F10.7, дня года DOY и момента времени UT. Используется также внешний источик данных:
среднемесячные «реперные» (полученные непосредственно по обработке спутниковых
данных) распределения ПТ для фиксированных величин ММП ВТ, по которым для
заданных значений DOY и ММП By и BZ производится тройная интерполяция.
Выходными данными модели являются картины конвекции в обоих полушариях,
дополненные соответствующими картами ПТ и проводимости.
2.6 Проблема совместимости распределений ПТ и проводимости
Следует отметить, что распределение ПТ и распределение проводимости,
полученные из разных источников, могут не вполне соответствовать друг другу, что, в
свою очередь, может вносить систематическую ошибку в полученное распределение
электрического потенциала. Для использования модели для расчета реальных картин
конвекции важно минимизировать такого рода неопределенности. В этой ситуации особое
значение имеет, во-первых, корректный учет соотношения между параметрами ММП и
геомагнитной активностью, во-вторых, контроль за совпадением широтного
распределения высыпаний и ПТ, особенно ПТ зоны 1, и в-третьих, параметризация и
валидация модели по данным измерений ионосферного электрического поля и сравнение
результатов LC06 с предсказаниями других существующих моделей конвекции.
Были проведены простые статистические оценки связи между различными
сочетаниями знаков и интенсивностей By и BZ ММП и величиной Кр и введена
соответствующая параметризация. В модели LC06 предусмотрены две опции, в одной из
которых используется полученная зависимость между компонентами ММП и Кр, а в
другой можно задавать ММП и Кр независимо. Что касается широты максимума
высыпаний по модели [Hardy et al., 1987] и широты максимума ПТ зоны 1, то они
45
ММП Bz, By
UT
F10.7
DOY
Kp
Рис. 2.6 Блок-схема модели LC06 для расчета электродинамических параметров. Входные
параметры модели обозначены кругами, внешние источники данных - ромбом, расчетные
блоки – прямоугольниками.
Проводимость
(солнечный УФ)
Интерполяция между
«реперными» распределениями
ПТ
Проводимость (высыпания частиц)
Распределение ΣХолл и ΣПедерсен
в северном и южном полушариях
Расчет распределения электрического
потенциала в обоих полушариях
Сохранение и вывод результатов (картины конвекции, карты ПТ и
проводимости
«Реперные»
распределения ПТ в северном
и южном полушариях
46
практически совпадают, и какой-либо коррекции вводить не пришлось. На ночной
стороне было введено условие отсутствия ПТ экваториальнее нижнеширотной границы
высыпаний по модели [Hardy et al., 1987]. Принимая во внимание анализ соотношения
электродинамических параметров в полярных областях зимнего и летнего полушарий,
выполненный Ridley (2007), была введена опция для дополнительной параметризации,
отражающей увеличение проводимости от высыпаний в зимнем полушарии по сравнению
с летним. В работе [Ridley, 2007] показано, что летом в зоне ночного аврорального овала
проводимость приблизительно на 20% меньше, чем зимой и на ~10% меньше, чем в сезон
равноденствия. Сравнение результатов модели с прямыми радарными измерениями
электрического поля и с результатами существующих моделей имеет большое значение
для валидации. Как будет показано ниже, результаты LC06 находятся в
удовлетворительном согласии с другими данными.
2.7 Картины конвекции, развивающиеся одновременно в двух полушариях
Как изложено выше, с помощью модели LC06 можно получить картины
конвекции (а также сответствующие карты ПТ и проводимости) в обоих полушариях для
любого дня года и заданных условий ММП, солнечной и геомагнитной активности.
Модель работает до величины ММП ВТ ~12 нТл. Для иллюстрации результатов
моделирования в данном разделе представлены картины конвекции в северном и южном
полушариях для восьми основных ориентаций ММП в плоскости Y-Z (Рис. 2.7) Такой
набор входных параметров часто используется для представления основных элементов
конвекции [Weimer, 2005, Papitashvili and Rich, 2002], что позволяет провести сравнение
результатов LC06 c результатами других моделей. На Рис. 2.7 цифрами обозначены
сочетания знаков BZ и By, представленные в Таблице 2.1. Картины конвекции в северном и
южном полушариях рассчитывались при BT= 5 нТл, а также BT=0 нТл для условий
равноденствия и солнцестояния. Граница полярной шапки задавалась на кошироте 25°,
экваториальная граница - на кошироте 62°; шаг расчетной сетки по кошироте ∆θ=1°, шаг
по долготе ∆φ=(360/128)°; значение индекса F10.7=120, индекс Kp=1 при Bz>0 и BT=0, Кр=2
при Bz=0 и Кр=3 при Bz<0.
47
Таблица 2.1. Сочетания знаков BZ и By ММП и их цифровые обозначения
BZ ММП
By
0
0
0
>0
>0
>0
>0
0
>0
<0
0
<0
<0
<0
<0,
0
<0
>0
Обозначение 0 1 2 3 4 5 6 7 8
Рис. 2.7 Основные ориентации ММП в плоскости Y-Z
48
2.7.1 Равноденствие
Рис. 2.8 показывает картины конвекции в северном (а) и южном (б) полушариях
в условиях мартовского равноденствия без спецификации по UT (т.е. усредненные по всем
часам суток). Девять диаграмм для каждого полушария расположены в соответствии с
ориентацией ММП, представленной на Рис. 2.7. На Рис. 2.8 можно видеть, что при южном
ММП в обоих полушариях развивается двух-вихревая конвекция с некоторым
доминированием вечернего вихря, что обусловлено влиянием педерсеновской
проводимости [Atkinson and Hatchinson, 1978], особенно в районе терминатора, где
градиент день/ночь максимален. Воспроизводится эффект распространения либо
утреннего, либо вечернего вихря через полуденный меридиан в зависимости от знака By.
При этом в вечернем вихре эффект проявляется сильнее, чем в утреннем. При северном
ММП внутри вечернего и утреннего (хотя и в меньшей степени) вихря вблизи полюса
обнаруживается дополнительная ячейка, обусловленная действием By. В целом, в
условиях равноденствия наблюдается межполушарная антисимметрия, т. е. зеркальное
отображение структуры конвекции между полушариями с небольшими различиями в
величине потенциала в фокусах вихрей.
2.7.2 Солнцестояние
Рис. 2.9, соответствует условиям июньского солнцестояния: северное (Рис. 9а) и
южное (Рис. 9б) полушария. Можно видеть, что воспроизводятся основные свойства
структуры конвекции, а именно, увеличение потенциала в фокусах вихрей при повороте
ММП к югу, расширение вихрей на утреннюю или вечернюю стороны в зависимости от
знака By и некоторое превалирование вечернего вихря над утренним. При постоянной
величине BZ, но при противоположных знаках By внутри одного полушария структура
вихрей не является точным зеркальным отображением относительно меридиана полдень-
полночь. Полная антисимметрия (зеркальность) отсутствует и между противоположными
полушариями: при заданном знаке By картины конвекции в северной и южной полярных
облатях отличаются не только по интенсивности, но и по форме.
При нулевом ММП, а также при BZ=0 в обоих полушариях развивается
двухвихревая конвекция, но в летнем северном полушарии (Рис. 2.9а) вечерний вихрь
распространяется дальше через полуденный меридиан на утреннюю сторону, чем вихрь в
зимнем южном полушарии (Рис. 2.9б). При BZ>0 и By≠0 заметно круговое течение плазмы
вокруг полюса, но летом оно является частью основного утреннего или вечернего
49
Рис. 2.8 Картины конвекции в северном (а) и южном (б) полушариях, DOY=83
50
Рис. 2.9 Картины конвекции в северном (а) и южном (б) полушариях, DOY=173.
51
вихря, а зимой выделяется отдельная приполюсная ячейка на широте выше 80° CGМLat.
При Bz<0 утренний и вечерний вихри более симметричны зимой (южное полушарие), чем
летом в северном полушарии, где вечерний вихрь доминирует. В условиях ММП By>0,
север (By<0, юг) вечерний (утренний) вихрь более эффективно распространяется на
противоположную сторону, чем при противоположном знаке By. Таким образом, в
условиях солнестояния различия в проводимости усиливают не только количественные,
но и структурные различия систем конвекции в противоположных полушариях. Можно
также видеть, что эквипотенциали распространяются в широты, находящиеся значительно
ниже границы полярной шапки, и постановка граничного условия U = 0 на границе θ ≈ 50-
60° CGMLat (что присуще большинству моделей) не является вполне корректным.
2.7.3 Разность потенциалов поперек полярной шапки в северном июжном
полушариях при различной ориентации ММП и сезоне года
Репрезентативным параметром интенсивности конвекции является разность
потенциалов поперек полярной шапки (∆Ф), соответствующая разности положительного и
отрицательного экстремумов потенциала в фокусах вихрей противоположного
направления. На Рис. 2.10 для девяти комбинаций ММП BZ и By (см. Рис. 2.7) для условий
мартовского равноденствия и июньского солнцестояния (соответствующие картины
конвекции даны на Рис. 2.8 и 2.9) представлены значения ∆Ф в северном (Рис. 2.10а) и
южном (Рис. 2.10б) полушариях, а также их отношение (Рис. 2.10в).
В сезон равноденствия при заданной ориентации ММП значения ∆Ф примерно
одинаковы в северном и южном полушариях. В солнцестояние ∆Ф в зимнем полушарии
превышает ∆Ф в летнем полушарии в среднем в 1.1-1.2 раза. В северном полушарии ∆Ф
выше при By<0, чем при By>0, а в южном, наоборот. Более высокие значения ∆Ф зимой,
чем летом, согласуются с результатами модели, основанной на наземных магнитных
данных и на измерениях ионосферного потенциала спутниками DMSP [Papitashvili and
Rich, 2002]. В этой работе также было получено, что зимние значения ∆Ф превышают
летние. Сочетание условий By>0/северная зима и By<0/южная зима дает самые большие
сезонные межполушарные различия в ∆Ф. При этом ∆Ф в летнем полушарии практически
одинаково при обоих знаках By, а в зимнем – зависит от знака By. Северной зимой ∆Ф
больше при By>0, а южной зимой - при By<0. В обоих случаях By способствует развитию
вечернего вихря и его расширению через полуденный меридиан на утреннюю сторону, и в
целом такая конфигурация дает более высокие значения ∆Ф. Представленные выше
результаты подтверждают, что для точной и правильной характеристики структуры
52
Рис. 2.10 Разность потенциалов поперек полярной шапки ∆Ф в северном и южном
полушариях при различной ориентации ММП в равноденствие (а) и июньское
солнцестояние (б), а также отношение зимнего и летнего ∆Ф (в) для девяти комбинаций
ММП Bz и By (см. Рис. 2.7).
53
конвекции необходимо учитывать совместное влияние на распределение ионосферного
потенциала в обоих полушариях как ориентации ММП, так и солнечного зенитного угла
[Ruohoniemi and Greenwald, 2005; Lukianova and Christiansen, 2006].
Сравнение результатов модели LC06 с рядом других моделей конвекции по
такому параметру как потенциал Ф в фокусах утреннего (положительного) и вечернего
(отрицательного) вихрей для сезонов равноденствия и солнцестояния для девяти
комбинаций ММП BZ и By (Рис. 2.7) приведено на Рис. 2.11. Значения Ф, полученные по
LC06 сравниваются с моделями [Weimer, 1995, 2005], DMSP и DISM (комбинация модели
IZМЕМ и DMSP) [Papitashvili and Rich, 2002]. Можно видеть, что в целом все модели
показывают достаточно синхронное изменение Ф при изменении ориентации ММП, но в
некоторых случаях рассогласование между моделями может достигать 30 кВ. Наибольшее
отклонение показывет модель DMSP, три остальные дают более согласованные
результаты.
2.8 Валидация модели LC06 и сравнение результатов с данным радарных измерений
Данный раздел посвящен сравнению результатов модели LC06 с радарными
измерениями электрического поля в высоких широтах. В настоящее время единственным
инструментом, который предназначен для мониторинга полных систем конвекции,
развивающихся одновременно в южном и северном полушариях, является система
радаров когерентного рассеяния SuperDARN [Greenwald et al., 1995; Chisham et al., 2007].
В настоящее время SuperDARN состоит из 11 радаров в северном и 7 радаров в южном
полушариях, данные которых преобразуются в стандартную форму карт конвекции с 1-2
мин. разрещением [Ruohoniemi and Baker, 1998]. Радар измеряет компоненту скорости
конвекции плазмы в направлении луча. Двумерную картину можно получить при
одновременной работе нескольких установок. Для того, чтобы восполнить массивы
данных в областях, где в данный момент отсутствовали измерения, используется
специальная модель (модель APL [Shepherd and Ruohoniemi, 2000]), параметризованная по
ММП и основанная на “a priori” информации, полученной ранее. В модели APL
применяется сферический гармонический анализ, т. е. восполнение данных оказывает
влияние не только на ограниченную площадь, но и на всю картину в целом. При
построении стандартных карт это может привести к излишнему сглаживанию
мезомасштабных вариаций эквипопенциалей и даже некоторому искажению картины в
области реальных измерений. Эти допущения следует иметь в виду при интерпретации
54
а) Зима северного полушария (NH) / Лето южного полушария (SH)
Ф (кВ) A
Ф (кВ)
а) Равноденствие для северного (NH) и южного (SH) п олушарий
Ф (кВ)
Ф (кВ)
Рис. 2.11 Сравнение результатов модели LC06 с рядом других моделей конвекции по
потенциалу (Ф) в фокусах утреннего и вечернего вихрей для сезонов равноденствия и
солнцестояния для девяти комбинаций ММП Bz и By (см. Рис. 2.7). Значения Ф,
полученные по LC06 сравниваются с моделями [Weimer, 1995], DMSP и DISM
[Papitashvili and Rich, 2002].
55
карт SuperDARN. Однако при большой площади приема отраженного сигнала картины
конвекции достаточно реалистичны. Градация дней по степени покрытия полярных
областей радарными измерениями включена в базу данных SuperDARN.
2.8.1 Картины конвекции для отдельных промежутков времени по SuperDARN и
LC06
Для проведения прямого сравнения структур эквипотенциалей, полученных по
модели LC06 и по SuperDARN, были отбраны дни максимального покрытия обеих
полярных областях (обычно приходящий сигнал регистрируется на 10-60% области
обзора [Greenwald et al., 1995]), что позволяло построить достаточно надежные карты
изолиний при подходящих условиях ММП. В период с января 1998 по декабрь 2002
работало 9 радаров в северном и 6 радаров в южном полушариях.
В базе данных SuperDARN (http://www.jhuapl.edu/superdarn) содержится 13 дней
хорошего отраженного сигнала, когда число наблюдаемых векторов скорости за 2 минуты
сканирования было больше 320. Из этих дней для дальнейшего анализа был отобран один
наиболее репрезентативный день 9 августа 2002. В течение этого дня были достаточно
продолжительные (>1 часа) периоды стабильного ММП различной ориентации, а именно
(1) BZ>0, By>0, (2) BZ>0, By<0, (3) BZ<0, By>0 и (4) BZ<0, By<0. На Рис. 2.12 представлены
данные по ММП со спутника ACE: BZ и By компоненты ММП, полный вектор ВT,
скорость и плотность CB, Кр индекс. Параметры даны без учета временного сдвига на
время прохождения структур солнечного ветра от места нахождения спутника до
магнитопаузы (∆τ≈1 час). Условия ММП (1) – (4) выполнялись, соответственно, в
интервалы времени 07:40–09:00. 09:50–11:10, 12:40–14:50 и 14:50–16:00 UT. Учитывая ∆τ,
развитие системы конвекции, типичной для соответствующих значений ММП, можно
ожидать для (1) в 09:00 UT, для (2) в 10:30 UT, для (3) в 14:50 UT и для (4) в 16:20 UT. Эти
моменты времени были выбраны для прямого сравнения картин конвекции, полученных
по модели LC06 и SuperDARN (моменты отмечены точками на оси х верхнего графика
Рис. 12).
На Рис. 2.13а для интервала времени 09:00-09:02 UT показаны общая картина
изолиний потенциала в северном и южном полушариях согласно статистической модели
APL (http://www.jhuapl.edu/superdarn) и векторы скорости дрейфа плазмы (I), изолинии
потенциала по модели LC06, рассчитанные для условий DOY=221, UT=09:00, F10.7=150,
Kp=2, BT=5nT, BZ<0 By>0 (II) и разность между первой и второй картинами изолиний (III),
где те области, где различие превышало 5 (10) кВ обозначено светло (темно)серым
56
Рис. 2.12 Данные по ММП и СВ по спутнику ACE: Bz и By компоненты ММП, полный
вектор ВT, скорость и плотность CB, и Кр индекс
57
a) (I) (II) (III) б) (I) (II) (III) Рис. 2.13 (а) Для интервала времени 09:00-09:10 UT, 9 августа 2002 показаны: (I) общая
картина изолиний потенциала в северном и южном полушариях согласно статистической
модели APL; (II) Изолинии потенциала, рассчитанные по модели LC06 для условий
DOY=221, UT=09:00, F10.7=150, Kp=2, BT=5nT, Bz>0, By>0; (III) разность между первой и
второй картинами. Те области, где различие превышало 5 (10) кВ обозначены светло
(темно) серым тоном.
(б) То же, что и на Рис. 2.13(а), но для интервала времени 10:30-10:32 UT
58
тоном. Наибольшие различия наблюдаются в приполюсной области северного полушария,
что может быть обусловлено недостаточным покрытием этой области радарными лучами.
В южной же полярной шапке, где покрытие значительно лучше, различия между
моделями мало, меньше 5 кВ. Значение разности потенциалов поперек полярной шапки
∆Ф по данным SuperDARN на ~10% превышает ∆Ф по модели LC06.
На Рис. 2.13б представлены картины конвекции для интервала времени 10:30-
10:32 UT. Аналогично, на Рис. 2.13а показаны общая картина изолиний потенциала по
APL SuperDARN (I) и LC06 (II) и разность между первой и второй картинами изолиний
(III). Для этого интервала SuperDARN вероятно из-за недостаточного покрытия в
северном полушарии не дает явно выраженного доминирования утреннего вихря, что
должно было бы быть в силу наличия отрицательной By компоненты ММП, тогда как в
картине, полученной по LC06, утренний вихрь эффективно распространяется на
вечернюю сторону. В результате на разностной картине (III) в северном полушарии
наибольшие различия (>10 кВ) между моделями наблюдаются в приполюсной области, но
надо полагать, рузультаты LC06 более соответствуют условию ММП By<0. В южном
полушарии, где радарное покрытие приполюсной области достаточно плотное, обе
модели показывают согласованную структуру изолиний с доминированием вечернего
вихря, и между ними нигде нет различий, превышающих 10 кВ. В авроральной области
расхождение между данными двух моделей, но не более, чем на 10 кВ наблюдается в
секторах раннего утра и позднего вечера. Величина ∆Ф по LC06 составляет 28 кВ для
обоих полушарий, а по SuperDARN ∆Ф =27 (25) кВ для северного (южного) полушарий.
На Рис. 2.14a даны картины конвекции при ММП BZ<0 By>0 для интервала
времени 14:50-14:52 UT. При этих условиях развивается интенсивная двух-вихревая
конвекция, в которой расширение вечернего (утреннего) вихря в северном (южном)
полушарии обусловлено действием By>0. Обе модели дают структурно похожие картины,
а разностная диаграмма показывает, что количественные различия, превышаюшие 10 кВ,
имеют место на вечерней стороне, причем в южном полушарии они меньше. Величина
северного (южного) ∆Ф составляет 75 (71) кВ по SuperDARN и 68 (68) кВ по LC06.
Рис. 2.14б показывает последней из рассматриваемых интервалов, 16:20-16:22
UT, при Bz<0 By<0. Для этого случая обе модели воспроизводят похожие двух-вихревые
структуры, в которых видны и особенности, порождаемые отрицательным ММП By, а
именно, расширение вечернего вихря на утреннюю сторону в южном полушарии и менее
заметное расширение утреннего вихря на вечернюю сторону в северном полушарии.
Разностные картины показывают области количественного расхождение между моделями
больше 10 кВ на вечерней стороне авроральной зоны в обоих полушариях и на утренней
59
а) (I) (II) (III) б) (I) (II) (III) Рис. 2.14 То же, что и на Рис.2.13, но для интервала времени 16:20-16:22 UT (а) и 14:50-
14:52 UT (б)
60
стороне в южном полушарии. Между тем, в величине ∆Ф большого расхождения нет: ∆Ф
= 72 (север) / 60 (юг) кВ для SuperDARN и ∆Ф = 62 (север) / 56 (юг) кВ для LC06.
2.8.2 Сравнение картин конвекции, рассчитанных по LC06, со статистической
моделью SuperDARN
На основе анализа большого количества накопленных данных измерений
SuperDARN в северном полушарии была создана статистическая модель конвекции в
северном полушарии (называемую здесь в дальнейшем RG05), обобщающая картины для
определенных значений ММП [Ruohoniemi and Greenwald, 2005]. Авторы показали, что
системы конвекции достаточно сложным образом зависят от комбинации сезона и
ориентации ММП, особенно от сочетания сезона и знака ММП By. Так, комбинация
условий By>0/лето и By<0/зима способствует более кругообразному течению вокруг
полюса по сравнению с условиями By<0/лето и By>0/зима. При условиях By>0/лето
доминирует вечерний вихрь, охватывающий почти всю приполюсную область, но при
противоположном знаке By утренний вихрь не развивается аналогичным образом, он
гораздо слабее и не распространяется на вечернюю сторону.
В данном разделе приведено сравнение структуры изолиний, полученных по
RG05 и рассчитанной по LC06. Были рассчитаны картины конвекции для условий ММП
BZ=0, By<0 и By>0, усредненные за 3-х месячный период период, центрированный на
зимнее, летнее солнцестояние и весеннее равноденствие. Так как для RG05 в работе
[Ruohoniemi and Greenwald, 2005] представлены картины конвекции для условий ММП
By=-5 ÷ -10 нТл и By=3÷5 нТл, то же для расчетов по LC06 были приняты значения By=-8
и By=4 нТл. На Рис. 2.15а результаты RG05 и LC06 представлены в виде наложенных друг
на друга эквипотенциалей. Можно видеть, что эффекты, полученные по RG05
воспроизводятся и в модели LC06. На Рис. 2.15б в виде гистограмм представлены
значения ∆Ф для северного полушария по RG05 и LC06 (соответствущие картинам
конвекции даны на Рис. 2.15а). Эффект комбинации сезона и знака ММП By хорошо
просматривается в величине ∆Ф, полученным по обеим моделям. В целом, ∆Ф выше при
By<0, чем при By>0. Но RG05 дает увеличение (уменьшение) ∆Ф при переходе от зимы к
лету при By<0 (By>0), а по LC06 зимнее значение ∆Ф всегда превышает летнее.
61
а) б) ∆Ф кВ Зима Равн Лето Зима Равн Лето Рис. 2.15 Результаты RG05 (черные линии) и LC06 (серые линии), представленые в виде
наложенных друг на друга изопотенциалей (а). Значения ∆Ф для северного полушария по
RG05 и LC06 для условий зимы, равноденствия и лета
62
2.9 Количественные характеристики дрейфа ионосферной плазмы по данным радара
EISCAT и по модели LC06
Результаты модели LC06 сравнивались с измерениями электрического поля
Европейским радаром некогерентного рассеяния EISCAT на Шпицбергене (ESR).
Расположение ESR (геогр. координаты 78.15° N, 16.03° E; CGMLat широта 75.3°)
интересно тем, что радар находится вблизи границы полярной шапки (ГПШ), что
позволяет собрать большую статистику экспериментальных данных для исследования
дрейфа плазмы в этой области. Работа имела целью не только валидацию и калибровку
модели LC06, но и получение количественных характеристик течения плазмы. На основе
данных 110 часов измерений в двух режимах: (а) луч был направлен на север и
перемещался по азимуту между двумя положениями и (б) луч был направлен на восток,
были получены зональная ЕЕ и меридиональная EN компоненты электрического поля на
широтах 78.5° и 75.3° CGMLat в различные часы MLT. Компоненты электрического поля
также были рассчитаны по модели LC06. Таким образом, количественные оценки были
получены двумя независимыми способами.
2.9.1 Измерения EISCAT на широтах 78.5° и 75.3 CGMLat
Вектор горизонтальной скорости можно измерить, когда поворотная антенна
имеет малый наклон к горизонту (около 30°), направлена на север и сканирует между
двумя азимутами, -31.25° и -16.75° (знак минус соответствует повороту от севера к
западу). В этом случае антенна направлена почти на геомагнитный полюс. Как правило, в
каждой позиции радар находится в течение 1.5-2 мин., а полный цикл составляет 3-4 мин.
Измеряемая скорость дрейфа относится к высоте 250-300 км и широте 78° CGMLat. При
этом скорость вдоль силовых линий геомагнитного поля не учитывается, поскольку она не
превышает 100 м/с, что вносит в измерения горизонтальной скорости неопределенность
не более 15 м/с. При расчете вектора горизонтальной скорости по дву-направленным
лучам течение плазмы между лучами вдоль L-оболочки (т. е. на расстоянии около 140 км)
считается постоянным. Таким образом, экспериментальные данные имеют
пространственное и временное усреднение, соответственно, ~140 км и 3-4 мин. Из базы
данных MADRIGAL (содержащей данные c 1996 г.) было отобрано 110 часов измерений в
нужной моде, из которых к зимним, летним и условиям равноденствия относилось,
соответственно, 40, 10 и 60 часов. Кроме того, данные об азимутальном дрейфе плазмы в
высоких широтах (>75° CGMLat) можно получить при общем направлении антенны на
63
восток-запад вдоль геомагнитной широты (т.е. при азимутальном угле 70° или 250° от
северного географического полюса) при угле наклона к горизонту примерно 45°. В таком
режиме радар работал в течение 60 часов во время двух экспериментов в период с января
по декабрь 2004 г. в дневные часы (06-16 MLT). Скорость плазмы в направлении луча
была получена по спектру отраженного сигнала с помощью пакета программ GUISDAP
[Lehtinen and Huuskonen, 1996].
Все отобранные данные по горизонтальной скорости движения плазмы были
разделены на серии в соответствии с интенсивностью ММП: 0.5 < BT < 3 нТл (серия BT1),
3 < BT < 7 нТл (серия BT5), а затем далее на четыре серии в соответствии с ориентацией
ММП в плоскости GSM Y−Z: 90-градусный сектор с центром на ψ=45° (соответствует
BZ>0, By>0), сектор ψ=135° (BZ>0, By<0), сектор ψ=225° (BZ<0, By<0) и сектор ψ=315°
(BZ<0, By>0).
2.9.2 Сопоставление модельных расчетов и радарных измерений
Картины конвекции в северном полушарии, соответствующие каждой из восьми
серий данных, рассчитывались по модели LC06. На Рис. 2.16 представлены картины для
условий ММП BZ<0, т.е. ψ=225° и ψ=315°. В блоке (а) две левые колонки соответствуют
серии ВТ1, две правые – серии ВТ2; сверху вниз даны картины для зимы, лета и
равноденствия. Внутри серий показаны картины отдельно для условий By<0 и By>0. В
блоке (б) даны усредненные по ММП By и сезону картины для серий ВТ1 и ВТ2. Вес
сезонного фактора выбирался в соответствии с пропорцией сезонных радарных измерений
(40, 10 и 60 часов зимних, летних и условий равноденствия, соответственно).
Результирующие картины для серии ВТ1 (Рис. 2.16б, левая панель) и ВТ5 (Рис. 2.16б,
левая панель) демонстрируют эволюцию конвективных вихрей с ростом интенсивности
южного ММП и дают возможность рассчитать электрическое поле для тех же условий,
для которых проводились измерения ESR.
На Рис. 2.17, организованном аналогично Рис. 2.16, представлены картины
конвекции для условий ММП Bz>0, т.е. ψ=45° и ψ=135°. Однако в отличие от Рис. 2.16,
где первичное разделение проведено по интенсивности ММП, на Рис. 2.17 картины
разделены в первую очередь по знаку By. Для каждого знака By представлены картины для
большей и меньшей интенсивности ММП (ВТ5 и ВТ1). Рис. 2.17 показывает, как картины
конвекции изменяются под действием комбинации трех факторов: знака By, величины
полного вектора ММП и сезона (проводимости ионосферы). При большей
64
Рис. 2.16 Картины конвекции в северном полушарии по модели LC06 для условий ММП
Bz<0. Две левые колонки соответствуют серии ВТ1, две правые - серии ВТ2. Для каждой
интенсивности ММП представлены картины для Вy<0 и Вy>0. Сверху вниз даны картины
для зимы, лета и равноденствия. В нижнем ряду показаны картины, усредненные по
сезонам знакам By
.
65
интенсивности ММП летом и в равноденствие выделяется круговой вихрь вокруг полюса,
являющийся частью утреннего (при By<0) или вечернего (при By>0) вихря. В других
случаях, в целом, доминирует вечерний вихрь. Результирующие картины для серии By<0
и By>0, усредненные по сезонам и интенсивности ММП, представлены соответственно на
левой и правой панелях в нижней части Рис. 2.17.
2.9.3 Электрическое поле в различные часы местного времени
Были расчитаны меридиональная EN и зональная EE компоненты электрического
поля, которые на широте 78° CGMLat можно непосредственно сравнить с измерениями
ESR. Полученные профили позволяют выделить особенности течения плазы в
приполюсной области и дать их количественную оценку. Кроме того, можно провести
валидацию модели LC06 по независимым экспериментальным данным.
Компоненты электрического поля расчитывались по распределению потенциала:
ЕN = -∂U / ∂θ
ЕE = 1 / sinθ · ∂U / ∂φ (2.9)
где U – потенцил в точке расчетной сетки (θ, φ).
Усредненные распределения потенциала соответствовали условиям ВТ1 и ВТ5 при
южном ММП (усредненные картины конвекции представлены на Рис. 2.16 внизу),
условиям By>0 и By<0 при северном ММП (усредненные картины конвекции
представлены на Рис. 2.17 внизу).
На Рис. 2/18 представлены результаты измерений ESR по двум компонентам
электрического поля на широте 78.5° CGMLat при ММП BZ<0. На верхних графиках даны
EN и ЕЕ для всего массива данных безотносительно к интенсивности ММП; средние
(нижние) графики соответствуют интенсивности ММП ВТ1 (ВТ5). Положительное
направление EN - на север, а EЕ - на восток. Точки представляют 3-мин. измерения, а
тонкими линиями обозначены аппроксимации полиномом. В утренние часы данные были
получены при ВТ > 12 нТл (интенсивность ММП превышает верхний предел модели
LC06), поэтому они не вошли в два нижних графика. Для сравнения экспериментальных и
модельных данных на Рис. 2.18 более толстыми линиями показан ход EN и ЕЕ, полученный
по модели LC06. Можно видеть, что, несмотря на большой разброс точек, особенно для
EN, электрическое поле на утренней стороне направлено преимущественно на северу
(дрейф плазмы на запад) , а на вечерней – к югу (дрейф на восток). При переходе от ВТ1 к
ВТ5 амплитуда EN возрастает приблизительно в 1.5 раза. Для ЕЕ компоненты (правые
66
Рис. 2.17 Картины конвекции в северном полушарии по модели LC06 для условий Bz>0
(ψ=45° и 135°). Две левые колонки соответствуют серии Вy<0, две правые - серии Вy>0.
Для каждого знака By представлены картины для большей и меньшей интенсивности
ММП (ВТ5 и ВТ1). Cверху вниз даны картины для зимы, лета и равноденствия. В нижнем
ряду показаны картины, усредненные по сезонам и интенсивности ММП.
67
Рис. 2.18 MLT профили меридиональной EN и зональной EE компонент электрического
поля на широте 78.5° CGMLat при ММП Bz<0 . На верхних графиках даны EN и ЕЕ для
всего массива данных безотносительно к интенсивности ММП; средние (нижние) графики
соответствуют меньшей (большей) интенсивности ММП. Положительное направление EN
- на север, а EЕ - на восток. Тонкими линиями обозначены аппроксимации полиномом.
Более толстыми линиями показан ход EN и ЕЕ, полученный по модели LC06.
68
графики рисунка) точность измерений значительно выше и разброс точек меньше.
Аппроксимации полиномом 2-го порядка (тонкие линии) подчеркивают, что
электрическое поле направлено на восток (запад) в дневные (ночные) часы. Результаты
модели (жирные линии) и экспериментальные данные находятся в удовлетворительном
согласии друг с другом.
При северном ММП основным фактором, определяющим форму конвективных
вихрей, является знак ММП By. При By<0 меридиональная компонента EN в течение
большей части суток отрицательна, т. е. плазма, в основном, дрейфует по часовой стрелке
вокруг полюса. При By>0 EN компонента направлена большей частью к полюсу, т. е.
плазма вращается против часовой стрелки. Суточный ход зональной компоненты ЕЕ
практически не зависит от знака By. На Рис. 2.19, организованном подобно Рис. 2.18,
представлены результаты измерений ESR на широте 78.5° CGMLat при BZ>0. Данные
рассортированы по знаку By. На верхних графиках представлены все данные для периодов
BZ>0 независимо от знака By; в среднем ряду – данные при By>0, а в нижнем – для By<0.
Точки, когда ММП превышало 12 нТл, на средних и нижних графиках удалены. Несмотря
на большой разброс точек, аппроксимирующие кривые (тонкие сплошные линии)
выявляют общие тендции изменения EN и ЕЕ в течение суток. Так, при By>0 в EN
домируют положительные, а при By<0 - отрицательные значения. Профили компоненты
ЕЕ совпадают с формой профилей при BZ<0 (см. Рис. 2.18). На графиках Рис. 2.19,
соответсвующих условиям By>0 и By<0, жирной линией показаны также модельные
профили EN и ЕЕ, расчитанные по модели LC06. Можно видеть достаточно хорошее
совпадение результатов эксперимента и модели.
Для того, чтобы уточчнить количественную оценку изменения электрического
поля в зависимости от By, были использованы часовые значения EN и ЕЕ по измерениям
ESR. Для увеличения статистики к данным измерений на широте 78.5° CGMLat, были
добавлены данные эксперимента зимы 2004 г., когда радар наблюдал азимутальное
движение плазмы на широте 75.3° CGMLat. Направление луча в этом случае позволяло
получить данные более высокой точности. Часовые значения EN и ЕЕ, полученные в двух
типах экспериментов (78.5° и 75.3°), представлены на Рис. 2.20a отдельно для условий
By>0 и By<0. На рисунке данные с широты 78.5° (75.3°) CGMLat отмечены черными
квадратами (серыми кружками). Хорошо видно, что компонента EN меняет направление
при смене знака By, и что значение EN максимально в полуденной области и резко падает в
утреннем и вечернем секторах. Среднее значение EN на широте 78.5° составляет +24.3 и -
21.9 мВ/м соответственно при By>0 и By<0. Ближе к экватору (на 75.3°) среднее значение
EN более чем в два раза меньше (+12 и -7.5 мВ/м). Компонента ЕЕ положительна
69
Рис. 2.19 MLT профили меридиональной EN и зональной EE компонент электрического
поля на широте 78.5° CGMLat при ММП Bz>0 . На верхних графиках даны EN и ЕЕ для
всего массива данных независимо от знака By; средние (нижние) графики соответствуют
By>0 (By<0). Тонкими линиями обозначены аппроксимации полиномом, а более толстыми
– профили EN и ЕЕ, полученные по модели LC06.
70
Рис. 2.20 Среднечасовые значения EN и ЕЕ, полученные в двух типах экспериментов на
78.5° и 75.3° CGMLat для условий By>0 (верхний ряд) и By<0 (нижний ряд)
71
независимо от знака By, и в среднем, равна 11.3 и 7.5 мВ/м. Таким образом, электрическое
поле при By>0 превышает поле при By<0 приблизительно в 1.3 раза.
2.10 Основные результаты главы 2
В главе 2 дано описание двухполушарной модели распределения
электродинамических параметров в ионосфере. С помощью модели для заданного набора
значений BZ и By ММП, дня года, момента UT, индексов геомагнитной и солнечной
активности Kp и F10.7 можно получить картины систем конвекции, развивающихся
одновременно в обоих полушариях, причем при расчете этих картин учитывается
электродинамическая связь полушарий. Также можно вывести соответствующие карты
распределения ПТ и проводимости, которые фактически служат входными параметрами
для модели конвекции.
Оригинальная модель конвекции, названная здесь для удобства изложения
«LC06» [Lukianova and Christiansen, 2006], является по своей природе численной, однако в
ее составе в качестве входных параметров используются эмпирические модели ПТ и
проводимости, основанные на экспериментальном материале. Обработка данных
магнетометров, установленных на низкоорбитальных европейских спутниках, и
построение статистических карт ПТ в обоих полушариях были впервые выполнены в
работах [Christiansen et al., 2002, Papitashvili et al., 2002]. При разработке модели
конвекции LC06 модель ПТ получила дальнейшее развитие, была расширена и
адаптирована для использования ее при расчете распределения электрического
потенциала. Эмпирическая модель ионосферной проводимости (в авроральной зоне)
базируется на соотношениях, приведенных в работе [Hardy et al., 1987], в которой был
выполнен статистический анализ измерений характеристик высыпающихся спутником
DMSP. На основе этого материала в рамках был разработан блок расчета проводимости
для LC06. Модель реализована в виде эффективного программного средства, и позволяет
получать распределения ионосферных электродинамических параметров в глобальном
масштабе.
Проблема совместимости распределений ПТ и проводимости, полученных из
разных, не связанных друг с другом источников решалась путем дополнительной
параметризации, коррекции, сравнения результатов с другими моделями и валидации по
данным радарных измерений. Было показано, что картины, полученные по модели LC06,
воспроизводят основные полученные ранее особенности конфигурации систем конвекции,
контролируемой ММП и ионосферной проводимостью. По такому параметру как разность
72
потенциалов поперек полярной шапки (∆Ф) в северном июжном полушариях при
различной ориентации ММП и сезоне года результаты LC06 несколько отличаются от
предсказаний однополушарных моделей. В частности, по LC06 получено, что ∆Ф в
зимней шапке нескоько больше, чем в летней.
Модель LC06 позволяет рассчитать системы конвекции, развививающиеся
одновременно в обоих полушариях. Комплексы радаров SuperDARN являются
уникальным измерительным инструментом для получения одновременных картин
конвекции для высокоширотной зоны северного и южного полушарий. Поэтому прямое
сравнение результатов LC06 и SuperDARN для конкретных моментов времени дает
возможность оценить, насколько адекватно LC06 способна описывать реальное
распределение электрического потенциала в высокоширотных областях обоих полушарий.
Из-за географического расположения радаров и технологических проблем не существует
таких промежутков времени, когда радарные лучи полностью покрывают
высокоширотные области, и структура эквипотенциалей восполняется с помощью
специальной методики, что, хотя и вносит неопределенность в результат, позволяет
получить полные картины конвекции, которые представлены на сайте SuperDARN с
временным шагом 10 мин.
Среди дней с относительно хорошим радарным покрытием удалось найти день
9/08/2002 (т.е. летний и зимний сезоны соответственно в северном и южном полушариях) ,
когда приблизительно постоянное по модулю ММП имело четыре характерных
направления в плоскости Y-Z GSM. Картины конвекции, полученные по LC06 и
SuperDARN, на качественном уровне достаточно хорошо согласуются друг с другом,
особенно там, где есть непосредственные радарные измерения. Оба метода указывают на
то, что межполушарная сезонная асимметрия, обусловленная проводимостью и ПТ,
модифицируется под влиянием By ММП. Этот эффект наиболее заметен в приполюсной
области. Модель LC06 показывает увеличение ∆Ф при переходе от зимы к лету примерно
на 15%. Также заметно, что во все сезоны ∆Ф несколько меньше при By <0, чем при By>0.
На основе 110 часов измерений скорости горизонтального движения
ионосферной плазмы радаром ESR были получены зональная ЕЕ и меридиональная EN
компоненты электрического поля на широтах 78.5° и 75.3° CGMLat в различные часы
MLT. Компоненты электрического поля также были рассчитаны по распределению
потенциала, полученного по модели конвекции LC06. Количественные оценки были
получены двумя независимыми способами, и результаты показали удовлетворительное
согласие.
73
Условия ММП, для которых определялись MLT профили электрического поля,
были разделены на четыре группы согласно главным факторам, контролирующим течение
плазмы на данных широтах. В условиях южного ММП были рассмотрены EN и ЕЕ при
различной интенсивности ММП, а именно, ВТ ≈ 1 нТл и ВТ ≈ 5 нТл, а в условиях северного
ММП – при противоположных знаках By. При Bz<0 полученные профили EN и ЕЕ
соответствуют двухвихревой конвекции. Максимальное (минимальное) значение EN,
приуроченное приблизительно к 5 (18) MLT равно 20 (13) мВ/м для ВT ≈ 1 нТл. Для ВT ≈ 5
нТл амплитуда Е возрастает в ~1.4 раза. Для компоненты ЕЕ максимальное (минимальное)
значение находится на полуденном (полуночном) меридиане и равно 5 (12) мВ/м для ВT ≈
1 нТл и 15 (17) мВ/м для ВT ≈ 5 нТл. При BZ>0 MLT профили EN и ЕЕ зависят, главным
образом, от знака By ММП. Радарные измерения в условиях By>0 (By<0) дают
среднесуточное значение EN = 24.3 (-21.9) мВ/м на широте 78.5° и EN = 12 (-7.5) мВ/м на
широте 75.3°. Величина ЕЕ примерно в три раза меньше, чем EN.
74
Глава 3 Пространственные и временные вариации электрического поля
3.1 Введение
В данной главе с помощью двухполушарной модели рассматривается ряд
аспектов пространственных и временных вариаций электрического поля и продольных
токов. Приведены результаты исследований межполушарной асимметрии, обусловленной
изменением солнечного зенитного угла (сезонная и суточная вариация), и проникновения
электрических полей, возбуждаемых высокоширотными ПТ, из полярных областей в
более низкие широты. Также описывается квази-динамическая модификация модели в
приложении для расчета траекторий конвекции при медленно изменяющемся ММП и
приводятся примеры ее использования для трассировки ионосферных плазменных
образований.
Неоднородность ионосферной проводимости, связанная с различной
освещенностью как в разные сезоны, так и в разное время суток является фактором,
существенно влияющим на магнитосферную конвекцию и связанную с ней систему
продольных токов [Newell et al., 2002]. При этом даже в условиях равноденствия
освещенность обоих полушарий одинакова только в определенные моменты мирового
времени. В остальное время распределение электродинамических параметров в
противоположных полушарих несимметрично. Количественные оценки значений
электрического потенциала в различных условиях освещенности и ММП могут быть
получены в рамках решения задачи в двухполушарной постановке. Эти оценки
используются для коррекции модели ПТ и ее адаптации для любых значений мирового
времени (UT).
В невозмущенных условиях экваториальная граница авроральной зоны
расположена примерно на 60° IMLat [Hepner and Maynard, 1987]. На широтах ниже
авроральной зоны электрические поля гораздо слабее, чем в высокоширотной области. Но
при усилении и расширении конвективных вихрей в продолжительные периоды южного
ММП поле как в высоких, так и в средних широтах усиливается [Baker et al. 2007].
Электрическое поле магнитосферного происхождения может проникать в средние широты
в случае резкого поворота ММП к югу, когда ПТ зоны 1 усиливаются быстрее, чем а ПТ
зоны 2, и отсутствует эффективная экранировка из-за эффекта поля поляризации,
возникающего на внутренней границе плазменного слоя. [Huang et al., 2006, 2008; Kikuchi
et. al, 2010]. Источником среднеширотного электрического поля может быть и
нейтральный ветер. Измерения с помощью радаров некогерентного рассеяния
75
показывают, что в ночной субавроральной ионосфере плазма имеет направленную на
запад компоненту скорости, обусловленную динамо-действием зонального нейтрального
ветра [Blanc and Richmond, 1980; Huang et al., 2001], который связан с суточными и
полусуточными атмосферными приливами, а также джоулевым нагревом авроральной
ионосферы в возмущенные периоды.
Поскольку токи и магнитные вариации в среднеширотной области
сравнительно малы, модели конвекции, основанные на измерениях геомагнитных
вариаций, обусловленных главным образом токами в более высоких широтах, здесь
малоприменимы. В то же время, знание распределения электрического поля, например, в
субавроральных широтах весьма важны для изучения процессов вблизи границы
плазмопаузы, субавроральными поляризационными джетами [Galperin et al., 1974] и др.
Модель конвекции LC06 может описывать электрические поля в области замкнутых
силовых линий геомагнитного поля в среднеширотной области вплоть до ~30° CGMLat, и
в разделе 3.3 представлены некоторые результаты применения модели для расчета полей,
проникающих из полярной шапки в средние широты при различных условиях.
Блок интерполяции, включенный в модель LC06, позволяет изменять значения
входных данных в широких пределах Если задавать непрерывный ряд дискретных
значений ММП из наблюдений и рассчитывать мгновенное распределение параметров,
модель можно считать квази-динамической и использовать в оперативных целях для
получения распределения электрических полей и токов. В частности, можно рассчитывать
траектории конвективного движения заданной точки по ионосферной оболочке.
Определение траектории конвективного движения порции ионосферной плазмы может
быть использовано, например, при изучении характеристик полярных пэтчей и
авроральных блобов, что является. одной из составных частей задачи определения
ионизационного режима ионосферы Полярные пэтчи представляют собой
среднемасштабные (100-1000 км) сгустки ионосферной плазмы с повышенной
электронной концентрацией, наблюдаемые в полярной шапке [Weber et al., 1986].
Cцинциляции, появляющиеся из-за ионосферных неоднородностей, могут негативно
сказываться на работе навигационных приборов [Kaplan, 1996]. Таким образом,
мониторинг образования и движения пэтчей имеет как научное, так и практическое
значение. Считается, что «островки» повышенной электронной концентрации могут
образовываться в области дневного каспа [Степанов и др., 1992; Rodger et al., 1994]. Затем
они конвектируют через полярную шапку на ночную сторону со скоростью несколько
сотен м/с, частично трансформируясь в авроральные блобы - структуры, вытянутые в
широтном направлении, которые наблюдаются на полярной кромке аврорального овала
76
[Valladares et al., 1994; Crowley et al., 2000]. Один из предложенных механизмов
образования пэтча состоит в том, что часть плазмы высокой концентрации, образующейся
в области экваториальнее дневного каспа, может отсекаться в процессе сложного
конвективного движения в полуденной области, что обусловлено мелко и
среднемасштабными электрическими полями, изменяющимися под действием
флуктуаций азимутальной компоненты ММП. Обратное трассирование траектории
движения пэтча позволяет определить, проходила ли данная траектория через область
дневного каспа, а также какими были в это время параметры ММП.
Основные результаты главы 3, касающиеся трех рассмотренных тем: (*) UT-
вариация ПТ и электрического потенциала, (**) среднеширотные электрические поля от
высокоширотного источника и (***) квази-динамическая версия модели конвекции
опубликованы в работах [11-14, 22, 31, 39, 40] (см. Приложение 2)
3.2 Суточная (UT) вариация в высоких широтах и ее проявление в распределении
электродинамических параметров
Исследования сезонных изменений ПТ, проведенные на большом массиве
спутниковых данных, показали, что в целом, плотность тока в наиболее освещенной
(летней) высокоширотной ионосфере в 1.5-1.8 раз превышает плотность в неосвещенной
(зимней) ионосфере [Christiansen et al. 2002; Haraguchi et al., 2004; Wang et al 2005; Green
et al., 2009]. Сезонные вариации ПТ обусловлены, главным образом, проводимостью
ионосферы, зависящей от солнечного зенитного угла δ, на величину которого влияет не
только сезонный фактор, но и фактор несовпадения геомагнитной и географической осей
Земли, что порождает регулярные суточные UТ – изменения положения терминатора в
геомагнитной системе координат. Смещение терминатора на дневную или ночную
сторону происходит, особенно в сезон равноденствия, вблизи максимумов плотности ПТ,
приуроченных к утренне-вечернему меридиану, поэтому даже небольшое изменение
проводимости может привести к заметному изменению величины разности потенциалов
поперек полярной шапки ∆Ф. В определенные моменты суток различия в освещенности
северной и южной ионосфер максимальны, что приводит к дополнительной
межполушарной асимметрии. Между тем, UT-контролю плотности ПТ не уделялось
достаточного внимания и в существующих моделях ПТ соответствующая параметризация
не проводилась. Эффект UT-вариации в различные сезоны можно оценить с помощью
расчета картин конвекции в рамках модели LC06. В данном разделе получены суточные
вариации разности потенциалов поперек полярной шапки ∆Ф в различные сезоны и при
77
различной ориентации ММП. Показано, как изменяется ∆Ф в случае, если ввести
коррекцию модели ПТ по UT.
3.2.1 UT-эффект в распределении ионосферной проводимости и его влияние на
структуру эквипотенциалей с полярных шапках
Из-за изменения солнечного зенитного угла в течение суток освещенность
ионосферы максимальна (минимальна) в южном (северном) полушарии в 4:40 UT. В 16:40
UT распределение освещенности обратное. В моменты UT=10:40 и 22:40 оба полушария
освещены симметрично. На Рис. 3.1 в верхнем ряду предcтавлено распределение
ионосферной проводимости в равноденствие в северном полушарии в 10:40 (аналогично в
22:40), 4:40 и 16:40 UT при F10.7=100 и Kp=1 (в южном полушарии картины в 4:40 и 16:40
меняются местами). Можно видеть, что в 4:40 (16:40) UT терминатор смещается от своего
среднего положения в направлении к (от) Солнца, что ведет к существенному
уменьшению (увеличению) проводимости в области утренне-вечернего меридиана.
Изменение проводимости должно влиять на плотность ПТ. Однако, в опубликованных
моделях ПТ параметризация по UT отсутствует, и требуется провести количественную
оценку UT-эффекта.
В двух нижних рядах Рис. 3.1 представлены системы конвекции,
развивающиеся одновременно в обоих полушариях для трех перечисленных моментов UT
в равноденствие. Входными параметрами при расчете по LC06 служили карты
проводимости, в которых учитывался момент UT и карты ПТ, которые были одинаковы
для всех UT. Можно видеть, что в 10:40 UT, т. е. при межполушарной симметрии в
распределении проводимости форма соответствующих ячеек конвекции в южном и
северном полушариях подобна, а значения ∆Ф одинаковы. В 4:40 UT ∆Ф увеличивается в
менее освещенной северной полярной шапке, и уменьшается в южной более освещенной
шапке. В 16:40 UT картина обратная. В моменты максимальной суточной асимметрии в
освещенности полушарий величина ∆Ф в противоположных полушариях значительно,
отличается. ∆Ф в менее освещенном полушарии приблизительно в два раза превышает ∆Ф
в более освещенном полушарии.
3.2.2 Влияние UT-вариации проводимости на величину разности потенциалов
поперек полярной шапки
Эффект изменения проводимости с UT в разные сезоны и при различной
ориентации ММП можно оценить по величине ∆Ф. Для зимы, лета и равноденствия и
78
а) б) Рис. 3.1 Распределение проводимости в равноденствие в северном полушарии при
UT=10:40, 4:40 и 16:40 (а). Системы конвекции, развивающиеся одновременно в северном
(вверху) и южном (внизу) полушариях в равноденствие при UT=10:40, 4:40 и 16:40 (б).
Значение потенциала в ценре ячеек конвекции обозначено внизу каждой картины
79
четырех основных ориентаций ММП (Bz>0, Bz<0, By>0, By<0 при ВT = 5 нТл) были
рассчитаны картины конвекции в обоих полушариях и получены соответствующие
значения ∆Ф. На Рис. 3.2 для декабрьского солнцестояния (а), равноденствия (б) и
июньского солнцестояния (в) представлен ход величины ∆Ф в обоих полушариях в
различные моменты UT. Рисунок показывает, что в равноденствие UT-эффект
максимален, и в первую половину суток величина ∆Ф в северной полярной шапке
превышает величину ∆Ф в южной шапке, а во вторую половину суток – наоборот.
Различия между значениями ∆Ф составляют, соответственно, 20 и 32 кВ. В сезоны
солнцестояния UT-эффект выражен слабее, и в течение суток амплитуда ∆Ф не
превышает 15 кВ. В солнцестояние проявляется связь между знаком By ММП и
межполушарными различиями в проводимости, обусловленной сезоном и UT. Так, в июне
значение ∆Ф при By<0 всегда превышает ∆Ф при By>0. В декабре ситуация обратная (за
исключением южного полушария при BZ>0). В равноденствие же больших различий в
величине ∆Ф при различных знаках By не наблюдается.
Изменение величины ∆Ф в различные моменты UT еще раз подчеркивает
отсутствие зеркального отображения между полушариями относительно знака
азимутальной компоненты ММП и солнечного зенитного угла, а также то, что для того,
чтобы правильно охарактеризовать полную систему конвекции необходимо учитывать
совместное действие эффектов солнечного зенитного угла и By ММП – двух факторов,
обусловливающих межполушарную асимметрию.
3.2.3 Суточный ход ∆Ф при коррекции модели продольных токов по UT
Результаты, представленные выше, получены в предположении, что
проводимoсть контролируется UT, в то время как продольные токи не испытывают UT
вариации. Такое условие вероятно является в определенной степени искусственным,
поскольку в реальности не наблюдается такого сильного изменения величины ∆Ф в
различные моменты UT, как те, которые представлены на Рис. 3.2. Провести
пересортировку исходных спутниковых магнитных данных по UT c целью прямой
параметризации модели ПТ не представляется возможным. Для того, чтобы привести в
соответствие суточное изменение проводимости и плотности ПТ, можно ввести
коррекцию ПТ, исходя из величины ∆Ф.
Для электрической цепи, в которой магнитосфера играет роль генератора, а
ионосфера – нагрузки, и эти элементы связаны продольными токами, генератор можно
80
Рис.3.2 Суточный ход ∆Ф в северном и южном полушариях в декабрьское солнцестояние
(а), равноденствие (б) и июньское солнцестояние (в)
81
Рис. 3.3 Суточный ход Ф в северном и южном полушариях в декабрьского солнцестояния
(а), равноденствия (б) и июньского солнцестояния (в) после коррекции распределения ПТ
по UT.
82
характеризовать как источник напряжения или как источник тока. Оба подхода имеют
свои преимущества и ограничения [Zakharov and Pudovkin, 1996], и скорее всего в
реальности правомерно их сочетание. В вариантах, рассмотренных выше, зависимость
плотности ПТ от суточного хода проводимости отсутствовала, что соответствовала на
данном временном масштабе типу «магнитосфера – источник тока». Теперь рассмотрим
вариант, когда магнитосфера является в той или иной степени источником напряжения, и
интенсивность ПТ пропорциональна педерсеновской проводимости ионосферы σP
[Haraguchi et al., 2004] Тогда UT-коррекцию ПТ можно ввести с помощью безразмерного
коэффициента
ξ(θ,φ) = σР(UT) / σР(10:40) (3.1)
который в каждой точке расчетной сетки (θ,φ) равен отношению между плотностью ПТ в
заданный момент UT и плотностью ПТ в UT=10:40 (момент симметричной по UT
освещенности обоих полушарий). В UT=10:40 и 22:40 введение коэффициента ξ не меняет
распределение ПТ, а в другие интервалы времени плотность ПТ изменяется синхронно с
изменением σP.
На Рис. 3.3 аналогично Рис. 3.2, но для распределения ПТ, скорректированного
по UT, представлен ход величины ∆Ф в обоих полушариях для декабрьского
солнцестояния (а), равноденствия (б) и июньского солнцестояния (в). Можно видеть, что
значения ∆Ф в обоих полушариях стали гораздо ближе друг к другу. Так, в UT=4:40
(16:40) отношение ∆Ф в северном и южном полушариях без параметризации ПТ было
равно 52/24 (21/50) кВ, а после параметризации стало 45/35 (35/43) кВ, т. е., в среднем,
межполушарный коэффициент различия уменьшился с 2 до 1.3. Cуточная UT-вариация
составляет от 10 (солнцестояние) до 25% (равноденствие)и должна рассматриваться
вместе с сезонной вариацией. Рис. 3.3 видно, что в условиях «зима, BZ>0» ∆Ф вариация
полностью сгладилась. В остальных случаях определенный суточный ход ∆Ф остался,
хотя его амплитуда не превышает 10%. В частности, в определенные часы UT величина
∆Ф летом может превышать величину ∆Ф зимой. В этой связи следует отметить, что
существующие модели конвекции дают достаточно согласованные результаты касательно
формы вихрей, но часто расходятся в оценке величины ∆Ф [Papitashvili and Rich, 2002].
Одной из причин таких различий может быть, как показано выше, комбинированный
эффект влияния различных факторов. Коррекция модели ПТ по UT позволяет эффективно
сгладить суточный ход ∆Ф, однако не всегда удается избавиться от него полностью, что
особенно заметно в условиях равноденствия.
83
3.2.4 Обсуждение результатов
В разделе 3.2 рассмотрен ряд аспектов пространственного распределения и
временной эволюции ПТ и электрических полей, полученных с помощью модели LC06.
Корректность моделирования систем конвекции в рамках предложенного в LC06 подхода
в значительной степени зависят от того, насколько верно соответствуют друг
распределения входных параметров, а именно ПТ и проводимость ионосферы, и
максимально согласованный учет вариаций проводимости и ПТ является важной задачей
развития модели. Сезонные зависимости, проинтерполированные на каждый день года
учитываются в массивах ПТ и проводимости в явном виде. Изменение проводимости в
течение суток описывается соответствующей зависимостью от UT. Модель же ПТ,
основанная на спутниковых данных, изначально не была параметризована по UT
вследствие трудоемкости дополнительной сортировки данных, и в настоящее время не
представляется возможным провести соответствующую работу без дополнительных
данных. Между тем, решение некоторых задач, таких как, например, описанная ниже в
разделе 3.4 трассировка траекторий конвекции, требует учета согласованного изменения
ПТ и проводимости в зависимости от UT. Для решения этой задачи был проведен ряд
вычислительных экспериментов, направленных на улучшение согласованности в
распределениях ПТ и проводимости, а затем введена дополнительная коррекция модели
ПТ по UT. Такая коррекция позволила эффективно сгладить имевшуюся до этого
довольно большую амплитуду суточного хода разности потенциалов поперек полярной
шапки ∆Ф, что больше соответствует результатам существующих моделей конвекции.
Однако и после коррекции не всегда удавалось сгладит суточную кривую полностью.
Наибольшая зависимость величины ∆Ф от момента UT характерна для равноденствия,
когда сравнительно небольшие суточные изменения освещенности происходят в области
меридиана утро-вечер, где плотность ПТ максимальна. В вечерние часы UT декабрьского
солнцестояния ∆Ф в южной летней полярной шапке имеет тенденцию превышать ∆Ф в
северной зимней шапке, а в июньское солнцестояние то же происходит в утренние часы.
Вопрос о том, является ли магнитосфера генератором напряжения или тока
обсуждается давно и имеет различные интерпретации [Fuiji and Iijima, 1987; Zakharov and
Pudovkin, 1996; Кондаков и др., 2000; Mishin et al., 2011]. Характеристика генератора в
магнитосферно-ионосферной электрической цепи, как и любой другой, определяется
соотношением между внутренним сопротивлением источника энергии и внешним
сопротивлением нагрузки. В случае, если внутреннее сопротивление значительно больше
(меньше) внешнего, можно говорить об источнике тока (напряжения). Соотношение
84
сопротивлений может зависеть от различных факторов, в частности, от области
магнитосферы, в которой генерируются токи, свойств ионосферы, условий космической
погоды и др.
Считается [Fuiji and Iijima, 1987], что в случае магнитосферы-источника
напряжения плотность ПТ пропорциональна педерсеновской проводимости ионосферы, а
в случае источника тока – мало зависит от нее. Корреляционный анализ соотношений
между проводимостью и интенсивностью ПТ, сделанный на основе данных DMSP-F7
показал, что на дневной стороне токи зон R0/R1 связаны с источником напряжения, тогда
как токи зоны R2 и возможно ночные токи зоны R1 – с источником тока [Haraguchi et al.
2004]. Такой же вывод, но для токов в утреннем и вечернем секторах, сделан в [Fujii and
Iijima, 1987]. Ситуацию на ночной стороне оценить сложнее из-за динамического
характера высыпаний в этом секторе, но в [Christiansen et al., 2002; Green et al., 2009]
показано, что в летний сезон интенсивность ПТ несколько больше, чем в зимний. В
соответствии полученными выше результатами параметризация модели ПТ по UT,
выражающаяся во введении соответствующих коэффициентов для плотности тока в
каждой точке сетки, касается, главным образом, токов на дневной стороне. Это
согласуется с результатами [Haraguchi et al., 2004], и позволяет провести оценку эффекта
«источник тока vs источник напряжения», хотя и не позволяет однозначно
идентифицировать источники тока и напряжения в магнитосфере. Также введение
коррекционных UT-коэффициентов для ПТ важно для практики применения модели, и
дает возможность более точно рассчитывать электрическое поле в определенных
условиях.
3.3 Проникновение электрического поля от высокоширотного источника в средние
широты
Межполушарная асимметрия в распределении ПТ и проводимости
присутствует практически всегда за исключением случая полного отсутствия
азимутальной компоненты ММП, в определенный момент UT и в равноденствие.
Асимметрия приводит к проникновению электрического поля из области высоких широт в
область более низких, где электрический потенциал эффективно выравнивается в
геомагнитно-сопряженных точках. Как отмечалось в работе [Weimer, 2005], oдной из
нерешенных проблем ионосферного моделирования является невозможность
воспроизвести среднеширотное поле из-за того, что оно находится ниже внешней границы
всех существующих моделей. Хотя проникновение электрических полей на низкие
85
широты особенно велико в периоды мировых бурь, сезонная и связанная с азимутальной
компонентой ММП межполушарная асимметрия также оказывает влияние на
распределение электрического потенциала в области замкнутых геомагнитных линий.
Одним из свойств модели LC06 является то, что в ее рамках можно получить значения
электрического поля, начиная от полюса и до широт, отстоящих от экватора на 20-30°.
При этом среднеширотное поле определяется высокоширотными источниками обоих
полушарий. В данном разделе рассматриваются вариации зональной и меридиональной
компонент ионосферного электрического поля, которое возбуждается ПТ в
высокоширотных областях, и проникает в средние широты.
Как показывают картины изолиний, полученные в Главе 2, электрическое поле
Е из полярных шапок, где сосредоточены ПТ, может распространяться в область более
низких широт, отличительной особенностью которой является эквипотенциальность
геомагнитно-сопряженных точкек противоположных полушарий. Эффект
распространения поля из одной полярной шапки в среднеширотную область замкнутых
силовых линий и в полярную шапку противоположного полушария проиллюстрирован на
Рис. 3.4. В данной схеме ПТ в виде синусоидальной функции задан только в северной
полярной области (α=1) на коширотных кругах θ = 0.5÷10°. Границы полярных областей
расположены на θ=20°. В южной области (α=2) источник возбуждения потенциала
отсутствует. Проводимость в обоих полушариях постоянна и соотносится как ΣСП : ΣЮП =
1:2. На Рис. 3.4а можно видеть, что в северной полярной области развиваются два
конвективных вихря. Разность потенциалов ∆Ф между центрами этих вихрей принята за
единицу. В южном полушарии также образуется две ячейки конвекции, центры которых
приурочены к границе между областями открытых и замкнутых силовых линий, а ∆Ф=0.1,
т. е 10% от величины в северной области. Потенциал в южном полушарии появляется за
счет токов перетекания между областями α=1, 2, 3. MLT-профиль тока на границе трех
областей показан на Рис. 3.4б. Ток, подходящий к общей границе из области α=1, где
имеется внешний источник потенциала (т. е. ПТ) перетекает в области α=2 и 3, разделяясь
пропорционально проводимости этих областей. На Рис. 3.4в показано отношения между
∆Ф в противоположных полушариях при изменении отношения проводимостей.
Нелинейная зависимость в целом показывает, что чем выше проводимость полушария без
источника тока, тем меньше межполушарная разница ∆Ф, что свидетельствует о
возможности перетекания при определенных условиях ПТ из полушария с более низкой
проводимостью в полушарие с более высокой.
86
а) СП ЮП θ=40° θ=20° ∆Ф=1 ∆Ф=0.1 б) в) Рис. 3.4 (а) Распределение потенциала в северном и южном полушариях (ПТ задан только
в северной полярной области). (б) Токи перетекания на границе между высокоширотными
(α=1, 2) и среднеширотной (α=3) областями. Разность потенциалов в ценрах конвективных
ячеек ∆Ф и токи выражены в относительных единицах. (в) Изменение соотношения между
∆Ф в противоположных полушариях при изменении соотношения проводимостей в СП и
ЮП.
dU=0.2
12
06 18
00 00
06 18
12
dU=0.01
0 1 2 3 4 50
5
1 0
1 5
∆ФСП / ∆Ф
ЮП
Σ С П / Σ Ю П
-1
0
1
00 06 12 18
Плотность
тока
(отн
. ед.
)
α=3 α=2 α=1
MLT
87
3.3.1 Среднеширотные электрические поля в различные сезоны года
Рассмотрим распределение зональной Еφ (положительное направление на
восток) и меридиональной Еθ, (положительное направление к экватору) компонент
электрического поля в средних широтах обоих полушарий в различные сезоны года.
Компоненты Е рассчитываются по распределению электрического потенциала по
формулам, аналогичным (2.9), но для удобства описания расчетов по модели для
зональной и меридиональной компонент здесь применяются обозначения Еφ и Еθ. .
На Рис. 3.5a для условий равноденствия представлены MLT-профили
компонент Еφ и Еθ на двух широтах 50 и 30° CGMLat северного полушария. Расчеты
проводились для условий Ву=0, Вz=-5 нТл. Можно видеть, что на средних широтах
электрическое поле в утренние часы в основном направлено на запад и к экватору. Поле
этого направления максимально в ~6 MLT: на широте 50° (30°) CGMLat Еθ ≈ -1 (0.4) мВ/м
и Еφ ≈ 0.5 (0.7) мВ/м. В остальные часы MLT поле направлено на восток и к полюсу. Поле,
направленное к полюсу, максимально в полуночном секторе, при этом Еθ ≈ -1.5 (1.0) мВ/м
на широте 50° (30°) CGMLat. При переходе от 50 к 30° CGMLat поле значительно
уменьшается, особенно в ночном секторе, причем зональное поле затухает несколько
быстрее, чем меридиональное. Можно провести сравнение представленных на Рис. 3.5a
профилей Еθ и Еφ с профилями, полученными по известной модели Rice Convection Model
(RCM) [Toth et al., 2005] и опубликованными в работе [Fejer et al., 1990], а также с
измерениями скорости дрейфа ионосферной плазмы радарами некогерентного рассеяния в
Аресибо и Джикамарке [Fejer and Emmert, 2003]. На Рис. 3.5б, адаптированном из работы
[Fejer et al., 1990], представлены профили Еθ и Еφ на широте 30° CGMLat для
возмущенного периода при увеличении ∆Ф на 45 кВ. На Рис. 3.5в, взятом из работы [Fejer
and Emmert, 2003], показаны результаты измерений двух компонент скорости дрейфа
плазмы в интервале 12-00-12 UT 19-20 октября 1998 г., а также профиль
среднестатистической скорости для спокойных условий. Сравнивая соответствующие
графики Рис. 3.5а с графиками Рис. 3.4б и 3.5в, можно видеть качественное соответствие
формы профилей рассчитанных и измеренных компонент электрического поля (учитывая
соотношение между скоростью дрейфа плазмы и электрическим полем как 1 м/с ~ 0.1
мВ/м) , что подверждает адекватность описания среднеширотного поля в модели LC06.
Количественно, величина поля, рассчитанного по LC06 (для θ=50°), несколько превышает
величину, полученную по RCM (для θ=60°), и достачно близка к результатам радарных
88
а) б) в) Рис. 3.5 (а) Модельные MLT-профили зональной Еφ (положительное направление на юг) и
меридиональной Еθ (положительное направление на восток) компонент электрического
поля на широте 50 и 30° CGМLat для условий равноденствия. (б) Профили, полученные
по модели RCM на широте 30° CGМLat и (в) суточный ход скорости дрейфа плазмы по
измерениям радаров Аресибо и Джикамарка 19–20/10/1998 <из [Fejer et al., 1990; Fejer
and Emmert, 2003]>/
-1
0
1
-2
-1
0
1
o
3 0 C G L a t
Eϕ
мВ
/м
5 0 C G L a t
o
0 3 6 9 1 2 1 5 1 8 2 1
Еθ,
мВ
/м
М е с тно е в р ем я , ча сы
89
измерений, учитывая факт неполного совпадения широтных кругов, по которым
проводились расчеты Еθ и Еφ, с широтами измерений (модельные профили получены для
более высоких широт из-за ограничения приближения к экватору).
В условиях солнцестояния как структура эквипотенциалей так и значения ∆Ф в
зимнем и в летнем полушариях существенно отличаются., а среднеширотное
электрическое поле контролируется высокоширотными источниками обоих полушарий.
На Рис. 3.6а представлены MLT-профили Еθ и Еφ в северном полушарии для условий
июньского и декабрьского солнцестояния и равноденствия при ММП Bz=-5 нТл, By=0 на
коширотах θ=20° и θ=50°, т.е. в вблизи границы полярной шапки и в субавроральной-
среднеширотной области. Можно видеть, что обе компоненты проникают из полярных
областей (где на кошироте θ=20° напряженность поля достигает 20-30 мВ/м) в область
замкнутых геомагнитных силовых линий. При этом происходит затухание поля так, что на
θ=50° напряженность поля становится примерно в 10 раз меньше. Можно видеть, что в
высоких широтах Еθ почти в два раза превышает Еφ, тогда как в средних широтах обе
компоненты имеют примерно одинаковую амплитуду. В сезон равноденствия пиковые
значения среднеширотного поля на ночной стороне несколько больше (примерно на 10%),
чем в солнцестояние. Такое соотношение качественно согласуется с результатами,
полученными в работах [Wand and Evans, 1981; Peymirat and Fontaine, 1994; Hurtaud et al.,
2007]. На Рис. 3.6б представлены MLT-профили Еθ и Еφ в северном полушарии для
условий равноденствия и различных величинах южной компоненты ММП и уровнях
геомагнитной активности. Можно видеть проникновение конвективных электрических
полей на средние широты даже при магнитоспокойных условиях (около 0.1 мВ/м при
Кр=1). С ростом магнитной активности размеры вихрей конвекции расширяются, и
интенсивность среднеширотного электрического поля увеличивается. В возмущенные
периоды картина конвекции в средних широтах приобретает черты, характерные для
структуры электрических полей на высоких широтах, что свидетельствует о достаточно
эффективном проникновении поля в направлении к экватору. Количественное
соотношение изменения амплитуды Еθ для трех представленных уровней ММП
составляет 0.6 : 2.9 : 4.2 мВ/м, а амплитуды Еφ – 0.5 : 2.0 : 3.7 мВ/м.
3.3.2 Особенности проникновение электрического поля на средние широты при
ненулевом Ву ММП в условиях солнцестояния
Межполушарная асимметрия в распределении электрических полей,
обусловленная сезонными различиями, усложняется, если начинает действовать
90
а)
б) Рис. 3.6 (а) Еθ и Еφ компоненты электрического поля в северном полушарии в июньское,
декабрьское солнцестояние и в равноденствие на коширотах θ=20° и θ=50° при ММП Bz=-
5 нТл, By=0. (б) Компоненты поля в северном полушарии в равноденствие на кошироте
θ=50° при ММП Bz=0, -5 и -8 нТл, By=0.
6 12 18 24
-30
-20
-10
0
10
20
30
6 12 18 24
-30
-20
-10
0
10
20
30
6 12 18 24-4
-2
0
2
4
6 12 18 24-4
-2
0
2
4
MLT
Eϕ
(мВм
)
MLT
Eθ (мВм
)
θ = 20o
θ = 50o θ = 20o
θ = 50o
июнь декабрь равноденствие
6 12 18 24-4
-2
0
2
4
6 12 18 24-4
-2
0
2
4
θ = 50o θ = 50o
MLT MLT
Eϕ
(мВ
/м)
Eθ
(мВ
/м)
Bz= 0 нТл, Кр=1 Bz=-5 нТл, Кр=3 Bz=-8 нТл, Кр=5
91
азимутальная компонента ММП. При ненулевом значении By двухвихревая картина
конвекции модифицируется таким образом, что в приполюсной области начинает
доминировать, в зависимости от знака Ву, утренний или вечерний вихрь, который может
захватывать всю полярную шапку. В южном полушарии картина отображается квази-
зеркально, так что в противоположных полярных шапках имеется противоположно
направленная зональная составляющая скорости дрейфа плазмы, которой соответствует
направленная к полюсу или к экватору меридиональная компонента электрического поля
Еθ . Как показано в предыдущем разделе, в условиях солнцестояния электрическое поле в
области замкнутых силовых линий определяется в большей степени вкладом источника,
находящегося в летней шапке. Если в летней шапке доминирует вокруг-полюсный вихрь,
обусловленный By ММП, то в результате в среднеширотной области может возникнуть
ситуация, когда в обоих полушариях доминирует меридиональная компонента Еθ
определенного знака. Это проиллюстрировано на Рис. 3.7, на котором даны MLT-профили
Еφ и Еθ на широте 45° CGLat, полученные на основе картин конвекции, представленных
на Рис. 2.9 для условий BZ>0 и вариантов By<0, By>0 в солнцестояние (декабрь). Можно
видеть, что зональная компонента электрического поля Еφ практически одинакова для
обоих знаков BY, тогда как меридиональная компонента Еθ имеет преобладающее
направление, контролируемое знаком By. При By>0 в средних широтах во все часы
местного времени Еθ направлено в северном полушарии к экватору, а в южном – от
экватора. При By<0 направление Еθ противоположно. Средняя величина Еθ составляет
около 0.1 мВ/м.
Тот факт, что в среднеширотной области меридиональная компонента Еθ имеет
преобладающее направление, означает, что там имеет место и преобладающее
направление зонального дрейфа плазмы. При By>0 во всей области, простирающейся от
северного полюса через экватор почти до границы южной полярной шапки, зональная
составляющая скорости дрейфа направлена преимущественно к востоку, а при By<0 – к
западу. Результат иллюстрирует возможность того, что взаимное влияние
противоположных полушарий может модифицировать дрейф плазмы по всему земному
шару. Однако прямого экспериментального подтверждения данного эффекта пока не было
получено, в частности вследствие трудности измерений ионосферных полей слабой
интенсивности и географического расположения радаров.
92
Рис. 3.7. Модельный ход Еθ и Еφ (положительное направление на восток) на кошироте
θ=45° в сезон декабрьского солнцестояния при ММП By<0 и By>0, |By|>>| Bz |.
93
3.3.3 Обсуждение результатов
Токи и магнитные вариации на широтах ниже авроральной зоны сравнительно
малы, и эмпирические модели конвекции, основанные на измерениях вариаций,
обусловленных главным образом токами в более высоких широтах, малоприменимы в
этой области. В то же время, знание распределения электрического поля, например, в
субавроральных широтах весьма важно для изучения процессов вблизи границы
плазмопаузы и др. В ряде ранних, но подробных и актуальных до сих пор работ
опубликованы результаты экспериментальных исследований проблемы проникновения
электрических полей конвекции на средние широты по данным измерений
среднеширотными радарами некогерентного рассеяния [Wand, 1981; Wand and Evans, 1981;
Blank, 1983] и измерений дрейфа неоднородностей плазмы в F-области радифизическими
методами [Гальперин и др., 1990]. Полученные широтные профили подтвердили гипотезу
о том, что возмущения среднеширотных электрических полей в основном происходят из-
за прямого проникновения полей магнитосферной конвекции к экватору через замыкание
токов в ионосфере. Тенденции изменения модельных MLT профилей электрическог поля,
представленные в данном разделе , в целом соответствуют измерениям на широте радара
Милстоун Хилл (L=3.2), где в магнитовозмущенные дни в послеполуденное время
наблюдался рост как северной, так и восточной компоненты электрического поля.
Зональная компонента меняла знак вблизи полуночи и была направлена на запад до
утренних часов, а меридиональная компонента оставалась северной в большую часть ночи
[Wand and Evans, 1981; Гальперин и др., 1990]. Похожий результат был получен при
одновременных измерениях в Чатанике (L=5.6) и Милстоун Хилл [Carpenter and Kirchhoff,
1975]. Данные, полученные двумя радарами, достаточно хорошо коррелируют друг с
другом. Интенсивность электрического поля на широте Милстоун в 3-10 раз меньше, чем
в авроральной зоне. Усиление западного дрейфа наблюдалось в 03-02 MLT, затем
скорость уменьшалась и изменяла направление на восточное. Был сделан вывод, что
электрическое поле конвекции распространялось до L=3.2. Одновременные измерения в
Малверн (L=2.6) и Сан-Сантин (L=1.8) показали, что в возмущенные дни электрическое
поле конвекции проникает до L=1.8 с ослаблением примерно в 2 раза [Blanc, 1983].
Таким образом, сравнение модельных расчетов электрических полей
конвекции, проникающих на средние широты, и измерений скорости дрейфа ионосферной
плазмы среднеширотными радарами показывает качественное совпадение результатов,
хотя преобладание зональной компоненты над меридиональной в модели выражено
слабее. Это может быть связано с особенностями постановки задачи (задание достаточно
94
произвольного положения границы между открытыми и замкнутыми силовыми линиями,
модельные входные параметры и др.), а также неучет динамо-действия нейтрального
ветра. В данных измерений также имеется разброс, а компоненты скорости плазмы,
полученные разными установками в разное время, показывают неодинаковый суточный
ход.
В возбуждении электрических полей играет роль и динамо генерация
электрических полей термосферными нейтральными ветрами, создаваемыми при
джоулевом нагреве в периоды возмущений, и при нагреве солнечным излучением.
Электрическое поле от этого высокоширотного источника направлено днем на запад, а
ночью на восток, с максимумом амплитуды в вечернем секторе [Blanc and Richmond, 1980;
Fejer and Emmert, 2003; Fejer et al., 2011]. Наиболее глобальное распределение ветров
описывается семейством моделей горизонтального ветра (Horizontal Wind Model – HWM).
Первая версия модели HWM87 [Hedin et al., 1988] описывала ветры выше 220 км без
высотной зависимости. Нижняя граница следующей версии, HWM90 [Hedin et al., 1991],
находилась на 100 км, и эта модель описывала ветры на различных высотах. Последняя
версия модели, HWM07 [Drob et al., 2008], включает в себя новые данные, а ее нижняя
граница находится у поверхности Земли. При этом в модели существуют трудности с
сопряжением высокоширотной и средне-низкоширотной термосферной циркуляции, а
также HWM не параметризована по ММП [Drob et al. 2008]. Сведения о распределении
нейтрального ветра можно получить также из моделей, описанных в работах [Wang et al.,
1997; Emmert et al., 2002] и др. В модели конвекции учет вклада электрических полей
ионосферного динамо можно провести, включив в левую часть уравнений (2.2) – (2.4)
член Vn×B, где Vn – скорость нейтрального ветра. Однако на современном этапе
включение блока ионосферного динамо, основанного на существующих моделях
термосферной циркуляции, в расчеты по модели конвекции LC06 оказалось
трудновыполнимой задачей из-за ряда неопределенностей в высотном распределении
ветра, сопряжения высоко- и низкоширотных областей и долготных секторов. Оценки
показывают, что в геомагнитно спокойных условиях величина электрического поля от
ионосферного источника в среднем может составлять в полярной области 5 мВ/м, а в
средних широтах - 0.5 мВ/м [Richmond, 1989]. В возмущенные периоды влияние ветра
может быть значительно больше, поскольку Vn может достигать величины нескольких
сотен м/с. В спокойные периоды при ослабленной конвекции роль ветра может быть
наиболее существенной в околополуночные часы в субавроральной зоне в области низкой
концентрации ионов (главного ионосферного провала), минимального ионного
торможения и значительных градиентов давления [Гальперин и др., 1990].
95
3.4 Квази-динамическая версия модели конвекции
Временной масштаб перестройки глобальной картины конвекции в ионосфере
при изменении параметров ММП составляет от 5 до 30 минут [Lockwood et al., 1989; Zang
et al., 2007; Lukianova and Kozlovsky, 2011]. В среднем, скорость течения плазмы в F-
области составляет около 100-300 м/с, а во время магнитных возмущений она может
достигать 1000 м/с. Стационарные модели конвекции позволяют получить мгновенные
картины распределения эквипотенциалей для заданных условий ММП. Для относительно
медленно изменяющегося во времени ММП можно использовать квази-динамическое
приближение и рассчитать траекторию движения любой выбранной точки за
определенный промежуток времени. При этом предполагается, что на каждом, достаточно
малом, временном шаге перемещение точки вдоль координат θ и φ определяется
неизменяющимся во времени электрическим полем, рассчитанным для заданного набора
входных параметров (BZ и By ММП, Кр и др.).
3.4.1 Модификация модели LC06 для расчета траекторий конвекции
При решения задачи в квази-динамическом приближении ММП задается в виде
кусочно-непрерывной функции на интервале времени t с шагом ∆t. Для выбранных точек
(порций ионосферной плазмы) задаются стартовые координаты θ0 и φ0. На каждом
временном шаге рассчитывается распределение электрического потенциала, а также
долготная и широтная компоненты электрического поля Еθ и Еφ. Изменение положения
дрейфующей со скоростью E×B точки по координате θ (т.е. ∆θ/∆t) пропорционально Eφ, а
по координате φ и ~ Eθ. На первом шаге точка переместится в положение θ1 = θ0 + ∆θ1 и φ1
= φ0 + ∆φ1. На следующем шаге для расчета потенциала используются следующие
значения ММП, и под действием изменившегося электрического поля точка сместится в
положение θ2 = θ1 + ∆θ2 и φ2 = φ1 + ∆φ2. Была разработана расчетная схема, реализующая
модель нестационарной конвекции и позволяющая получить траекторию движения
заданных точек при медленно меняющемся ММП. Данная опция была введена в систему
программ LC06. Результаты расчетов представлены ниже.
3.4.2 Расчет траекторий конвекции под действием меняющегося во времени ММП
На Рис. 3.8 приведены результаты тестовых расчетов траекторий точек,
конвектирующих в течение трех часов (интервал времени между t0 и tN) под действием
электрических полей, которые контролируются изменяющимся во времени ММП.
96
x
x
x
x
x
x
oo
oo
o
50o
00
1806
12
o
а) б) Рис. 3.8 Вверху: изменение Bz и By ММП Bz=0, By=±5 нТл (а) и Bz=±5, By=0 нТл (б).
Интервал постоянного ММП ∆t=15 мин. Внизу: траектории конвекции для 6 точек,
рассчитанные для соответствующих условий. Начальное и конечное положение точек
обозначено соответственно красными и кружками и крестиками, положение точек на
каждом временном шаге обозначено черным квадратиком
x
x
x
x
x
o
oo
oo
x
o
50o
00
1806
12
-5
0
5
-5
0
5
0 1 2 3
-5
0
5
0 1 2 3
-5
0
5
t0
tN
ММП
Bz
(нТл
)
tN
t0
ММП
Bz
(нТл
)
tNt0
время (час)
ММП
By
(нТл
)
t0
tN
время (час)
ММП
By
(нТл
)
97
Рассмотрены два варианта: а) By=0, а BZ каждые 15 минут последовательно принимает
значения 0 или -5 нTл; б) BZ=0, а азимутальная компонента By принимает значения -5 или
+5 нTл (Рис. 3.8, верхние графики). В данном примере система ПТ, возбуждающих
конвекцию, задана в виде упрощенной схемы и состоит из токовых слоев зон 1 и 2,
которые аппроксимируются синусоидальной функцией на интервале 0-24 MLT и
обеспечивают симметричное распределение электрического поля в направлении утро-
вечер; интенсивность ПТ в зоне 1 в два раза больше, чем в зоне 2. Заданы также токи зоны
0, связанные с By ММП. Эти токи сосредоточены на дневной стороне на кошироте θ=10° в
секторе 06-18 MLT. Они задаются также в виде синусоидальной функции и изменяются по
направлению и амплитуде в соответствии с изменением знака By: в северном полушарии
при By<0 (By>0) ток зоны 0 втекает в ионосферу (вытекает из нее) в пред (после)
полуденные часы. Интенсивность ПТ обеих зон 1 и 2 при ММП BZ=-5 нТл и BZ=0
различается в 3 раза. Ток в зоне 0 равен току в зоне 2. Проводимость ионосферы считалась
постоянной. Поле коротации не учитывалось.
Для расчета траекторий были выбраны шесть точек, расположенных на ночной
стороне симметрично относительно полуночного меридиана на коширотах θ=10, 12 и 15°.
Для того, чтобы проследить прохождение траекторий через полярную шапку, расчет
проводился по времени назад от tN к t0, т.е. ∆t=-15 мин. Интервал (tN - t0) содержит 13
расчетных шагов, каждый из которых отмечена черным кружком на верхних (изменение
ММП BZ и By) и нижних (траектории движения) графиках Рис. 3.7. Точки начала и конца
расчета обозначены соответственно красными кружками и крестиками. В левой и правой
колонках представлены соответственно варианты (а) и (б). Расчет производился на
пространственной сетке с шагом по кошироте и долготе ∆θ=0.5° ∆φ=(360/256)° для того,
чтобы обеспечить достаточную гладкость траектории при выбранном временном шаге
∆t=15 мин. Тестовые расчеты показали, что за данное время точка проходит расстояние не
менее 1°, и данное пространственное разрешение является достаточным.
На Рис. 3.8а можно видеть, что при флуктуациях BZ ММП между +5 и -5 нТл и
отсутствии влияния By компоненты траекории движения точки соответствуют
симметричной относительно меридиана полдень-полночь двухвихревой системе
конвекции. Скорость течения плазмы в трансполярном течении составляет ~500 (200) м/с
при BZ<0 (BZ = 0). На Рис. 3.8б, который соответствует условиям BZ = 0, By = ±5 нТл,
можно видеть, что траектории движения точек в полуденном секторе делают резкие
повороты, обусловленные изменением структуры конвективных вихрей при смене знака
азимутальной компоненты ММП. Скорость течения плазмы одинакова при обоих знаках
By и составляет в полярной шапке 500-600 м/с.
98
3.4.3 Трассирование траектории дрейфа полярного пэтча
В предыдущем примере продольные токи, возбуждающие конвективное
движение, были заданы с помощью синосоидальных функций, периодические вариации
ММП были простой формы, а проводимость ионосферы - постоянной. Полученная
картина траекторий движения точек отражала изменение ММП и была полностью
симметрична относительно полуденно-полуночного меридиана. В реальных условиях,
когда ММП изменяется произвольно, контролируя реальное распределение ПТ,
траектории конвекции будут более сложными. В данном разделе в качестве примера
представлены результаты обратного трассирования траектории движения полярного
пэтча, зарегистрированного спутником Интербол 24 ноября 1996.
На Рис. 3.9а представлено изменение электронной концентрации Ne вдоль
траектории пролета спутника на высоте около трех RE, полученная по данным измерений
в эксперименте RON-IESP2. Локальное повышение уровня Ne, ассоциирующееся с
пересечением пэтча, наблюдалось с 22:00 до 22:35 UT, когда спутник находился в
северном полушарии в послеполуночном секторе MLT. Параметры пэтча на высоте
измерения и приведенные на высоту 400 км даны в Таблице 3.1.
Таблица 3.1. Параметры пэтча
№Orb Date UT Ne Alt MLT МLat L
365 SM 24.11.1996 22:04 1.40 16893.8 0.94 74.58 14.14
ST 400 1.77 74.16 13.42
P1M 22:12 3.40 17469.53 1.37 74.51 14.02
P1T 400 2.18 74.07 13.27
L1M 22:20 2.40 17959.58 1.75 74.30 13.66
L1T 400 2.55 73.83 12.89
L2M 22:25 3.05 18223.23 1.98 74.11 13.34
L2T 400 2.76 73.61 12.56
P2M 22:25 3:52 18538.14 2.27 73.77 12.80
P2T 400 3.03 73.28 12.08
EM 22:38 1:41 18758.38 2.50 73.42 12.28
ET 400 3.23 72.90 11.56
99
а) б) Рис. 3.9 Повышение электронной концентрации (полярный пэтч), зарегистрированное
вдоль траектории пролета спутника Интербол 24/11/1996 (а). Изменение Bz и By ММП
24/11/1996, 15-24 UT (б). Вертикальной полосой серого цвета показано время регистрации
пэтча спутником. Интервалы, внутри которых каждая из компонент ММП менялась
сравнительно мало выделены красным. Границы интервалов обозначены t0, …, t6).
0 ,5
1 ,0
1 ,5
2 ,0
2 ,5
3 ,0
3 ,5
4 ,0
Ne,
см
-3
U T 2 1 :0 0 2 2 :0 0 2 3 :0 0A L T 8 8 6 0 1 6 5 7 0 1 9 1 8 0L 4 .6 3 1 4 .0 7 1 0 .2 6M L T 2 0 .5 0 .7 3 .2
- 5
0
5
- 5
0
5
2 4 . 1 1 . 1 9 9 6I M P - 8
U T , ч а с
t 6t 5t 2
t 4t 3t 1
Bz, нТл
2 0
1 8 2 21 6 2 4
By, нТл
t 0
100
SX - стартовая точка повышения электронной концентрации PX - пик концентрации EX - конечная точка LX - локальный минимум внутри XM - значение параметра в точке измерения XT - значение параметра, приведенное к высоте 400 км
На Рис. 3.9б представлено изменение BZ и BY компонент ММП с 17 до 24 UT
по данным спутника IMP-8. Вертикальной полосой серого цвета показано время
регистрации пэтча Интерболом. Задача состояла в том, чтобы определить траекторию, по
которой двигался пэтч через полярную шапку с дневной стороны на ночную и определить
момент (промежуток) времени, когда пэтч находился в области дневного каспа.
Траектория рассчитывалась с помощью квази-динамической модификации модели LC06 с
шагом по времени -10 мин. на четырехчасовом отрезке с 22 до 18 UT. На отрезке 18-22 UT
можно выделить несколько интервалов, внутри которых каждая из компонент ММП
менялась сравнительно мало (на Рис. 3.9б границы интервалов обозначены t0, …, t6), и в
пределах каждого интервала значения BZ и By можно считать постоянными. Номер и
продолжительность и средние значения ММП для каждого интервала приведены в
Таблице 3.2.
Таблица 3.2. Значения ММП Bz и By для интервалов времени t1, …, t6 (см. Рис. 3.9б)
N 0 1 2 3 4 5 6
tn=UT 18:10 19:10 19:40 20:00 20:50 21:20 22:30
∆t= tn-tn-1 (мин) 60 30 20 50 30 70
Bz (нТл) 5 0 4 6 0 -6
By(нТл) -4 -5 0 3 3 3
На Рис. 3.10 вверху представлены картины конвекции для шести интервалов
времени n=1÷6. На каждой картине черным кружком обозначено, где находится
трассируемая точка в середине интервала. На том же рисунке внизу представлена
суммарная траектория точки за период с 18:10 до 22:30, рассчитанная по методу,
описанному в подразделе 3.4.2. Значения ММП задавались согласно Таблице 3.2 с
временным шагом ∆t=10 мин., а соответствующие карты ПТ для каждого шага
рассчитывались по алгоритмам, описанным в разделе 2.3 Главы 2.
101
Рис. 3.10 (а) Картины конвекции для интервалов времени n=1-6 (см. Табл. 3.2). На каждой
диаграмме черным кружком обозначено среднее за интервал положение трассируемой
точки. (б) Суммарная траектория дрейфа точки с 18:10 до 22:30 UT и обозначено
положение терминатора.
102
Из Рис. 3.10 можно видеть, что пэтч, обнаруженный в послеполуночном
секторе в 22:30 UT вероятно двигался с дневной стороны вдоль приполюсной кромки
вечернего вихря. В период от 19:30-19:50 UT соответствующая ему точка находилась
вблизи полуденого меридиана. Резкие изменения направления, наблюдаемые в этот
период, обусловлены флуктуациями By ММП, которое меняет знак. В 19:30-19:50 UT
трассируемая точка переходит из вечернего вихря в утренний. Результаты расчета могут
служить подтверждением гипотезы [Rodger et al., 1994; Valladares et al., 1994; Carlson et al.,
2004; Zhang et al., 2011], согласно которой на границе противоположно направленных
потоков создаются условия для формирования полярных пэтчей. В рассмотренном случае
пэтч вероятно образовался в области дневного каспа вблизи терминатора как часть
высокоионизованной плазмы с освещенной стороны, оторвавшаяся в процессе изменения
направления дрейфа плазмы при смене знака By.
3.4.4 Обсуждение результатов
Усовершенствование модели конвекции и расширение ее возможностей
позволило разработать квази-динамическую версию и использовать в качестве входных
данных дискретный ряд значений медленно изменяющегося ММП. Такой ряд может
представлять собой последовательность реально измеренных значений с шагом >5 мин. В
квази-динамическом приближении можно проводить расчет изменяющихся во времени
картин конвекции. В предположении, что в течение выбранного временного шага каждая
точка (порция плазмы) дрейфует под действием рассчитанного для этого шага
электрического поля, и переходя затем к следующему временному шагу, можно получить
траекторию движения любой точки. Эта методика была применена к расчету траектории
полярного пэтча, вдоль которой он мог дрейфовать под действием медленно меняющегося
ММП до своего обнаружения спутником в послеполуночном секторе. Трассировка с
помощью модели LC06 показала, что в момент смены знака By ММП пэтч
предположительно находился в области дневного каспа, где происходила самая активная
перестройка конвекции. Согласно теории [Rodger, 1994] здесь, вблизи терминатора пэтч
мог образоваться вследствие отсекания части высокоионизованной плазмы при резком
изменении величины и направления электрического поля. От места зарождения пэтч
дрейфует в антисолнечном направлении вдоль полярной кромки утреннего вихря с
дневной на ночную сторону, затем растягивается вдоль аврорального овала и постепенно
исчезает [Sojka et al., 1993; Сrowley et al., 2000]. Модельная траектория дрейфа за время,
предшествующее нахождению трассируемой точки в области каспа, проходит по внешней
103
сторон е вечернего вихря конвекции в неосвещенной зоне, где вероятность резких
изменений режима ионизации, способствующих образованию неоднородностей, мала.
Отметим, что в литературе был описан единственный пример трассировки пэтча с
помощью последовательного построения картин конвекции по процедуре AMIE [Сrowley
et al., 2000]. С целью валидации и сравнения результатов расчет траектории этого пэтча
был повторен по модели LC06, и было получено удовлетворительное согласие результатов
как по форме траектории, так и по времени дрейфа.
3.5 Основные выводы главы 3
В главе 3 приведены результаты применения модели LC06 для решения
нескольких задач, связанных с описанием пространственных и временных вариаций
электрический полей. Задачи были выбраны таким образом, чтобы задействовать
некоторые возможности модели, выделяющие ее на фоне других существующих моделей
конвекции: (*) независимое задание в качестве входных параметров карт ПТ и
проводимости и (**) учет электродинамической сопряженности полушарий, Также
обоснована и введена дополнительная параметризация модели ПТ, которая позволила
более корректно рассчитывать картины конвекции для заданных моментов времени
внутри суток. Разработана квазидинамическая модификация модели конвекции.
Исследовано влияние неоднородности распределения проводимости,
обусловленное сезонным и суточным изменением солнечного зенитного угла, на
электрические поля и токи в сопряженных полушариях. Рассчитаны системы конвекции,
развивающиеся в северной и южной полярных шапках в моменты мирового времени (UT)
при максимальной межполушарной асимметрии, и выделены особенности конфигурации
эквипотенциалей, связанные с UT, сезоном, ориентацией ММП и с совокупностью этих
факторов. Получены количественные оценки для суточных вариаций разности
потенциалов поперек полярной шапки (∆Ф) в двух полушариях в различные сезоны и при
различной ориентации ММП. В предположении, что магнитосфера является источником
тока, для условий зимы, лета и равноденствия и четырех основных ориентаций ММП
(BZ>0, BZ<0, By>0, By<0 при ВT=5 нТл) были рассчитаны картины конвекции в обоих
полушариях и получен суточный ход параметра ∆Ф. В равноденствие UT-эффект
максимален, и в первую половину суток величина ∆Ф в северной полярной шапке
превышает величину ∆Ф в южной шапке, а во вторую половину суток – наоборот.
Различия между значениями ∆Ф составляют, соответственно, 20 и 32 кВ. В сезоны
солнцестояния UT-эффект выражен слабее, и в течение суток амплитуда ∆Ф не
104
превышает 15 кВ. В предположении, что магнитосфера является источником напряжения
для ПТ на дневной стороне амплитуда суточного хода ∆Ф не превышает 10%,
определенные часы UT величина ∆Ф летом может быть больше, чем ∆Ф зимой.
Изменение величины ∆Ф в различные моменты UT подтверждает, отсутствие зеркального
отображения между полушариями относительно знака азимутальной компоненты ММП и
солнечного зенитного угла, и подчеркивает, что для того, чтобы правильно
охарактеризовать полную систему конвекции необходимо учитывать совместное действие
эффектов зенитного угла Солнца и Ву ММП.
Получены количественные оценки электрических полей, возбуждаемых
высокоширотными продольными токами в стационарном случае, и распространяющихся в
среднеширотную область, где силовые линии геомагнитного поля являются замкнутыми.
В этой области распределение потенциала контролируется источниками, расположенными
в обеих полярных шапках. Получены MLT-профили зональной и меридиональной
компонент электрического поля на различных широтах в различные сезоны и при
нескольких уровнях геомагнитной активности и условиях ММП. Показано, что при ММП
южного направления на средних широтах в основном поле направлено в утренние часы на
запад и к экватору. Поле этого направления максимально в ~6 MLT: на широте 50° (30°)
CGMLat и его компоненты по величине составляют: Еθ ≈ -1 (0.4) мВ/м и Еφ ≈ 0.5 (0.7)
мВ/м. В остальные часы MLT поле направлено на восток и к полюсу. В этом секторе поле
максимально в околополуночные часы, при этом Еθ ≈ -1.5 (1.0) мВ/м на широте 50° (30°)
CGMLat. Если на кошироте θ=20° напряженность поля достигает 20-30 мВ/м, то на θ=50°
напряженность поля становится примерно в 10 раз меньше. В авроральных широтах Еθ
значительно превышает Еφ, тогда как в средних широтах обе компоненты имеют
примерно одинаковую амплитуду. Результаты расчета среднеширотных электрических
полей находятся в согласии с результатами радарных измерений.
Разработана расчетная схема, реализующая модель конвекции в квази-
динамическом приближении и позволяющая получить траекторию движения заданных
точек при медленно меняющемся ММП. С помощью квази-динамической модели
проведена трассировка полярного пэтча, зарегистрированного спутником Интербол на
ночной стороне на высоте 400 км. Показано, что пэтч мог образоваться в области
дневного каспа при резкой перестройке системы конвекции при смене знака By ММП.
Кроме трассировки крупномасштабных ионосферных неоднородностей пакет программ,
позволяющих рассчитывать траектории конвекции в квази-динамическом проиближении,
может быть использован для решения других прикладных задач, например, расчета
дрейфа силовых трубок в моделировании ионосферных параметров.
105
Глава 4 Эффекты внутри- и межполушарной асимметрии, обусловленные
параметрами ММП и солнечным зенитным углом
4.1. Введение
Крупномасштабные ПТ в авроральной зоне можно схематическии представить в
виде концентрических кругов: зоны 1, находящейся на широте ~75° Mlat, и
расположенной экваториальнее зоны 2. При южном ММП в зоне 1 на утренней стороне
токи втекают в ионосферу, а на вечерней вытекают из нее. В зоне 2 направление токов
обратное [Iijima and Potemra, 1976a]. При северном ММП токи в зоне 1 слабы имеют
обратное направление [Iijima and Shibaji, 1987]. В рамках этой схемы в обоих полушариях
система почти симметрична относительно меридиана полдень-полночь, ей соответствует
двухвихревая система конвекции. Было показано, что вечерний вихрь обычно более
развит, чем утренний, что обусловлено градиентом ионосферной проводимости вблихи
терминатора [Мальцев 1974; Atkinson and Hatchinson, 1978], и что при увеличении
геомагнитной активности имеется тенденция к повороту всей системы по часовой стрелке
[Senior et al., 1990]. Ряд факторов ответственнен за появление более существенной
асимметрии в распределении ПТ и двух основных конвективных вихрей как внутри
одного полушария, так и между противоположными полушариями. В последнее время
появилась возможность выявить детальную структуру этой асимметрии и лучше понять
роль формирующих ее факторов.
В первую очередь асимметрия обусловлена азимутальной компонентой ММП,
действие которой в зависимости от знака способствует расширению либо утреннего, либо
вечернего вихря конвекции. Ситуация усложняется при сезонно изменяющейся
проводимости ионосферы и при изменении конфигурации магнитосферы. В рамках
классической схемы ПТ [Iijima and Potemra, 1976a] ближе к полюсу от зоны 1 в пред-
(после-) полуденном секторе расположены два тока зоны 0, направление которых
контролируется By ММП. Проблема определения степени влияния By на электродинамику
магнитосферы и ионосферы имеет длинную историю, начиная с исследования,
выполненого Мансуровым [1969], в котором автор впервые выявил связанные со знаком
By вариации геомагнитного поля в высоких широтах. Концепция о роли By была
сформулирована в работах [Nishida, 1971; Stern, 1973; Leontyev and Lyatsky, 1974]. Эта
концепция состоит в следующем: если плазма солнечного ветра и вмороженное в нее
магнитное поле В распространяются в антисолнечном направлении со скоростью V, то в
фиксированной относительно Земли системе координат это магнитное поле создает
106
электрическое поле солнечного ветра Е = –V × B. В частности, By компонента ММП
(положительное направление – с утренней на вечернюю сторону) генерирует
электрическое поле, направленное с юга на север, создавая при этом разность
потенциалов между долями магнитосферы. Электрическое поле эффективно проецируется
в ионосферу полярных шапок вдоль высокопроводящих линий геомагнитного поля и
возбуждает Е × B конвекцию плазмы. Следствием разности потенциалов между двумя
полюсами является радиальное электрическое поле в шапках и азимутальное движение
плазмы вокруг полюсов, причем направление вращения на юге и на севере
противоположно. Кроме этого, на флангах магнитосферы By компонента участвует в
пересоединении ММП и геомагнитного поля так, что это приводит к антисимметрии
относительно утренне-вечернего меридиана, в первом приближении отображающейся
зеркально в противоположных полушариях или при смене знака By. Однако благодаря
новым наблюдениям и развитию новых моделей стало ясно, что эффект By ММП сам по
себе и в комбинации с другими факторами дает более сложную картину, чем просто
зеркальное отображение.
В данной главе описываются исследования того, как изменяется структура ПТ и
конвекции одновременно в обоих полушариях, а также внутри одного полушария под
влиянием основных факторов, определяющих асимметрию, таких как By ММП и сезонное
изменение солнечного зенитного угла. С помощью декомпозиции полных картин были
выявлены элементы структуры ПТ и конвекции, ответственные за появление внутри- и
межполушарной асимметрии. На основе экспериментального материала даны
характеристики течения плазмы вблизи границы полярной шапки. Анализ проводился с
использованием современных моделей, спутниковых и радарных измерений.
Глава 4 основана на результатах, опубликованных в работах [1, 3, 5, 7, 8, 10, 11,
13, 14, 30, 31, 36, 39] (см. Приложение 2).
4.2. Асимметричные структуры продольных токов и конвекции, контролируемые
азимутальной компонентой ММП и сезоном года
Проникновение электрического поля солнечного ветра в магнитосферу зависит от
конфигурации силовых линий, которая определяет положение областей пересоединения
геомагнитного поля и ММП и картирование электрического поля в ионосферу. Как
показано в работе [Nishida, 1971], в обеих шапках By ММП может создавать направленное
с утренней стороны на вечернюю электрическое поле и разность потенциалов между
полярными шапками противоположных полушарий. Ляцкий [1978] схематически показал,
107
что картину конвекции, возбуждаемую By ММП, можно представить как сумму двух
структур (Рис. 4.1), а именно, однородного течения через полярную шапку в
антисолнечном направлении (симметричная часть DY0) и приполюсного вихря
(асимметричная часть δDY±), последний зависит от знака By ММП. На Рис. 4.1,
иллюстрирующем концепцию Ляцкого, направление вихрей δDY+ и δDY– показано в
северном полушарии для положительного и отрицательного By ММП. В южном
полушарии направление вращения будет обратным.
Вообще говоря, в стационарных условиях разнонаправленное движение плазмы в
противоположных полушариях в области замкнутых силовых линий геомагнитного поля,
имеющих идеальную проводимость, существовать не может, и считается, что
асиммметричное течение локализовано в полярных шапках в области открытых силовых
линий. Вместе с тем, недавние наблюдения показали, что одновременное
разнонаправленное течение в северном и южном полушариях возможно также и в области
замкнутых линий. Это может быть связано с появлением аномального сопротивления при
перетекании межполушарных продольных токов [Kozlovsky et al., 2003]. Также, как
следует из топологической модели [Watanabe et al., 2007], межполушарная асимметрия в
распределении электродинамических параметрах может возникать вследствие
специфической конфигурации пересоединяющихся силовых линий и соответствующего
картирования электрического поля в ионосферу.
Асимметричная часть контролируемого By ММП электрического поля проявляет
себя главным образом в очень высоких широтах вблизи геомагнитных полюсов, т.е. в
областях, где до сих пор количество и плотность измерений сравнительно невелики, и
задача получения точных количественных оценок остается достаточно сложной. В модели
ПТ, основанной на интерпретации магнитных измерений спутников Oersted, Champ,
Magsat [Christiansen et al., 2002; Papitashvili et al., 2002] были получены достаточно
интенсивные ПТ в полярных шапках, распределение которых во многом определялось
величиной By ММП. Путем декомпозиции полных картин ПТ и электрического
потенциала можно выявить структуры, контролируемых азимутальной компонентой
ММП, в различные сезоны года. Асимметричные структуры можно обнаружить, построив
диаграммы, представляющие собой разности между соответствующими картами для
противоположных знаков By ММП. Данная методика была применена к полученному
сравнительно недавно новому экспериментальному и теоретическому материалу. Это
позволило рассмотреть эффекты одновременного воздействия двух факторов,
ответственных за внутри- и межполушарную асимметрию, а именно, ориентации ММП и
зенитного угла Солнца.
108
Рис. 4.1 Схема ионосферной конвекции, возбуждаемая By компонентой ММП как
суперпозиция двух структур: однородного течения в анти-солнечном направлении
(симметричная часть DY0) и вихрь в полярной шапке (асимметричная часть δDY+ или δDY–
), как предложено работе Ляцкого [1978]. Верхний (нижний) ряд соответствует условиям
By>0 (By<0).
109
4.2.1. Основные составляющие систем продольных токов и конвекции в
высокоширотной ионосфере
Двумерное распределение ПТ в высокоширотной ионосфере можно представить
как суперпозицию нескольких токовых систем. На утренней и вечерней сторонах
доминируют вытянутые вдоль параллелей токи зоны 1 и зоны 2. Эти токи, в основном,
контролируются вертикальной компонентой ММП, усиливаясь при повороте ММП к югу,
т.е. при отрицательных значениях Bz (Bz < 0). Если ММП ориентировано на север (Bz > 0),
развивается так называемая NBZ система, токи которой расположены выше 80° Мlat и
локализованы на дневной стороне. В токовой системе, контролируемой By компонентой
ММП, втекающий или вытекающий ток распололагается в области дневного каспа.
Направление, интенсивность и локализация токов определяются знаком и величиной By
компоненты. Так, при By > 0 в северной (южной) полярной шапке усиливается
вытекающий (втекающий) ПТ. При By < 0 направление токов меняется на обратное. В
ряде работ предлагались различные схемы конфигурации ПТ, контролируемых By
[Erlandson, 1988; Saunders, 1992; Taguchi et al., 1993; Troshichev et al., 1997; Ohtani 1995a,b,
2000]. Эти схемы дают, тем не менее, очень схожее распределение магнитного поля,
измеряемого над ионосферой [Lukianova, 1997].
Конфигурацию конвекции плазмы в ионосфере также можно подразделить на
подсистемы, которые контролируются Bz и By компонентами ММП. Так, при Bz < 0 на
утренней и вечерней сторонах развиваются два мощных вихря, через полярную шапку
плазма движется в антисолнечном направлении. При повороте Bz к северу они
замещаются более слабыми, сдвинутыми на дневную сторону вихрями противоположной
направленности. Действие By компоненты выражается в том, что северном полушарии
утренний (вечерний) вихрь расширяется на после-(пред-)полуденные часы, если By < 0 (By
> 0).
4.2.2. Методика выделения отдельных элементов систем ПТ и конвекции
Для выделения структур, которые ассоциируются именно с действием By ММП в
разные сезоны использовались статистические карты ПТ, описанные в главе 2. В каждой
точке расчетной сетки определялась разность между величинами ПТ при
противоположных знаках By, при этом общая интенсивность ММП, величина и знак Bz
компоненты оставались постоянными. Такие же разности были получены для
распределения электрического потенциала, рассчитанного с помощью модели конвекции
LC06. Процедура вычитания позволяет в значительной степени скомпенсировать влияние
110
Bz компоненты и квазивязкого взаимодействия, оставив только “асимметричные”
структуры, контролируемые By. Неточности, особенно на краях полярной шапки, могут
возникнуть из-за того, что шапка в целом сдвигается на утреннюю или вечернюю сторону,
следуя знаку By [Trondsen et al., 1999]. Однако данные спутника IMAGE показывают, что
в среднем это смещение не превышает 1° по широте [Lukianova and Kozlovsky, 2012].
Анализ карт ПТ и конвекции проводился для следующих условий: интенсивность
ММП BT = ≈ 5 нТл (Bx компонента не учитывалась), скорость солнечного ветра V ≈ 400
км/с. Эти значения BT и V наиболее часто используются при представлении результатов
моделирования, например, [Рарitashvili and Rich, 2002; Weimer, 2005]. Рассмотрены
варианты южной и северной ориентации ММП. Соответствующие комбинации Bz и By
компонент приведены в Таблице 4.1. Следует подчеркнуть, что поскольку вклад Bz и By в
BT предполагается приблизительно одинаковым, а BT зафиксировано на уровне 5 нТл, то
для сравнения эффектов, обусловленных противоположными знаками By компоненты,
можно использовать следующие сочетания интенсивностей Bz и By: (1) Bz = +3.5 нТл, By
= +3.5 нТл; (2) Bz = –3.5 нТл, By = ±3.5 нТл; (3) Bz = 0 нТл, By = ±5 нТл. Ниже приведены
результаты для вариантов (1) и (2) для равноденствия, зимы и лета в двух полушариях.
Диаграммы для варианта (3) не показаны.
Таблица 4.1. Соотношения между Bz и By компонентами ММП (в нТл), для которых
рассчитывались разностные диаграммы, представленные на Рис. 4.2 и 4.3.
4.2.2.1. Разностные диаграммы для продольных токов
На Рис. 4.2 приведены карты для равноденствия, зимы и лета в северном и
южном полушариях для положительного (Рис. 4.2а) и отрицательного (Рис. 4.2б) знака Bz,
что позволяет сравнить проявления By эффекта в разные сезоны и при различной общей
ориентации ММП. На рисунках верхние карты относятся к северному, а нижние – к
южному полушарию. На каждой разностной диаграмме в приполюсной области вблизи
полуденного меридиана явно выделяются структуры, контролируемые By. Действительно,
при вычитании распределения ПТ, характерного для одного знака By, из распределения
для противоположного знака при прочих равных условиях, токи, обусловленные
111
а)
б) Рис. 4.2 (а) Разностные диаграммы “By > 0 минус By < 0” для ПТ в северном (верхний ряд)
и южном (нижний ряд) полушариях для условий равноденствия, летнего и зимнего
солнцестояния при Bz > 0. Величина максимальной плотности втекающего и вытекающего
тока указана в нижнем правом углу каждой карты. Шаг между изолиниями равен 0.05
µА/м2; втекающий ток – сплошные линии, а вытекающий – пунктирныt линии; внешний
широтный круг находится на 50° CGMLat; местный геомагнитный полдень – вверху. (б)
То же, что и Рис. 4.2а, но при Bz < 0.
+0.15- 0.40
+0.10- 0.15 +0.45
-1.00
+0.35- 0.10
+0.95- 0.35 +0.10
- 0.10
СП
ЮП
Равноденствие
Равноденствие
Зима
ЗимаЛето
Лето
ЛетоЗимаРавноденствие
ЮП
СП
+0.20-0.35
+0.35- 0.20
+0.15- 0.15
+0.70- 0.45
+0.40- 0.65
+0.15- 0.15
Равноденствие Лето Зима
112
действием Bz ММП, квазивязким взаимодействием, а также действием By компоненты в
той части, где она вызывает трансполярное течение плазмы в антисолнечном направлении
(DY0 на Рис. 4.1), компенсируются, а “асимметричные” токи, обусловленные
межполушарной разностью потенциалов из-за By компоненты, суммируются.
Из Рис. 4.2а можно видеть, что при вычитании карты ПТ для By < 0 из карты для
By > 0 при Bz > 0 в равноденствие и в летнем полушарии разностные диаграммы выявляют
ток кругового сечения, локализованный вблизи полюса на полуденном меридиане. В
северной шапке ток – вытекающий, а в южной – втекающий. Второй, более слабый, ток
подковообразной формы локализован на дневной стороне на более низких широтах.
Полученная конфигурация достаточно симметрична относительно меридиана полдень–
полночь. Летом плотность тока примерно в три раза больше, чем в равноденствие. В
зимней шапке на полуденном меридиане также можно идентифицировать приполюсный
ток. Низкоширотный ток противоположного направления растянут и смещен на
утреннюю сторону. На Рис. 4.2б представлены аналогичные разностные диаграммы, но
при Bz < 0. Можно видеть, что летом и в равноденствие приполюсные токи несколько
растягиваются вдоль широты, низкоширотные подковообразные токи тоже растягиваются,
становясь похожими на кольца. В зимнем полушарии четкие структуры трудно выделить,
но видно, что наиболее интенсивный ток находится на утренней стороне.
4.2.2.2. Разностные диаграммы для потенциала
Конфигурация эквипотенциалей, вдоль которых происходит дрейф плазмы, тесно
связана с распределением ПТ. При расчете картин конвекции по модели LC06 в качестве
источника потенциала задавалось распределение ПТ для вариантов Bz = ±3.5 нТл, By =
±3.5 нТл. При расчете потенциала задавалось также распределение интегральной
проводимости ионосферы аналогично описанному в Главе 2. При расчете проводимости
выбирались следующие значения параметров: поток солнечного радиоизлучения F10.7 =
150, индекс геомагнитной активности Kp = 2 для Bz > 0 и Kp = 3 для Bz < 0. Проводимость
усреднялась за 2-месячный интервал, центрированный на день равноденствия, летнего и
зимнего солнцестояния.
Аналогично Рис. 4.2, но теперь для потенциала, на Рис. 4.3 приведены
разностные диаграммы для равноденствия, зимы и лета в северном и южном полушариях
для положительного (Рис. 4.3а) и отрицательного (Рис. 4.3б) Bz. При вычитании картины
конвекции для By < 0 из картины для By > 0 эффективно компенсируется связанная с
пересоединением и квазивязким взаимодействием двухвихревая система конвекции с
113
а) б) Рис. 4.3 (а) Разностные диаграммы “By>0 минус By<0” для электрического потенциала
при Bz>0. Шаг между изолиниями составляет 5 кВ. Положительный потенциал обозначен
сплошными, а отрицательный – пунктирными линиями. (б) То же, что и рис. 4.3а, но при
Bz<0.
-33+10
-31+25
-50 0
+47 0
+30 0
+36 -30
СП
ЮП
Равноденствие
РавноденствиеЗима
Зима
Лето
Лето
-46+10
-48 +33
-45 +5
+43 -10
+45-10
+50-40
Равноденствие
Равноденствие
СП
ЮП
Зима
Зима
Лето
Лето
114
трансполярным течением вдоль меридиана день–ночь. Рис. 4.3а показывает, что в летний
сезон и в равноденствие в разностных диаграммах остается круговая ячейка с фокусом,
почти совпадающим с геомагнитным полюсом летом и слегка смещенным на дневную
сторону в равноденствие. В северном и южном полушариях форма ячеек почти одинакова,
а направление течения плазмы в них противоположно. Зимой обнаруживается
двухвихревая структура с растянутыми ячейками, фокус одной из них находится у полюса
на полуденном меридиане, а фокус другой – в послеполуночном секторе. Рис. 4.3б, на
котором даны разностные диаграммы для Bz < 0, показывает аналогичные по структуре,
но большие по площади элементы конвекции. Летом и в равноденствие в дополнение к
явно выраженному приполюсному вихрю появляются также слабые вихри на ночной
стороне, что связано, вероятно, с более интенсивными высыпаниями при ММП,
направленном к югу. Зимой выявляется двухвихревая подсистема с фокусами,
находящимися в послеполуденном и послеполуночном секторах.
4.2.2.3. Разностные диаграммы для потенциала по данным радаров SuperDARN
Элементарные структуры вихрей, подобные описанным выше, можно
обнаружить и картинах конвекции, полученных по данным системы радаров SuperDARN,
построив по этим картинам разностные диаграммы. В качестве примера был выбран день,
когда в течение нескольких часов BZ компонента ММП была стабильна, а By компонента
меняла направление. Кроме того, в этот день приходящий сигнал регистрировался не
менее, чем на 40% области обзора радарами, что позволяло построить достаточно
надежные карты изолиний непосредственно по данным наблюдений. Несмотря на жесткие
критерии отбора, удалось найти день 13 октября 2000 г., когда в течение нескольких
часов с 12:30 до 20 UT ММП BZ ≈ 0, а By было отрицательным (By ≈ -8 нТл) до 15 UT и
положительным (By ≈ 10 нТл) после 16 UT. На Рис. 4.4 показаны: (а) изменение BZ и By
ММП, (б) две карты эквипотенциалей по SuperDARN в 18:30 UT при By>0, и в 13:30 UT
при By<0, (в) карта, представляющая собой разность этих двух карт по типу «By > 0 минус
By < 0». На разностной диаграмме на Рис. 4.4в можно видеть, в предполуденном секторе
выявляется круговая ячейка с фокусом, находящемся приблизительно на 82° CGMLat;
потенциал в фокусе равен 45 кВ. Второй, более слабый вихрь находится в
предполуночном секторе. Эта структура весьма схожа с той, которая представлена на Рис.
4.3 для условий равноденствия. Таким образом, одни и те же элементы обнаруживаются в
картинах конвекции, полученных с помощью двух независимых методов.
115
а) б)
в) Рис. 4.4 (а) Bz и By ММП 13/10/2000; (б) картины конвекции по данным SuperDARN в
18:30 и 13:30 UT; (в) разность картин по типу “By>0 минус By<0”. Положительные
эквипотенцили обозначены красными, а отрицательны – синими линиями
0 6 1 2 18
-20
0
20
B z
1 3 -1 0 -2 0 0 0
ММП
Bz,
By
нТл
B y
U T
13:30 UT 18:30 UT
12
18
00
06
50o-45 kB+15 kB
116
4.2.3. Оценка величины продольных токов и электрического потенциала полярной
шапки, связанных с By ММП
Разность потенциалов поперек полярной шапки ∆Ф характеризует интенсивность
конвекции, и в случае 2-вихревой конвективной системы может быть легко определена по
величине потенциала в фокусах утренней и вечерней ячеек. В искусственно выделенном
элементе системы конвекции, связанном только с By ММП, когда основным является
вихрь вокруг полюса, можно определить потенциал в его фокусе, принимая потенциал
ниже экваториальной границы шапки равным нулю.
Оценим потенциал в центре приполюсного вихря, а также проследим его
зависимость от сезона и условий ММП. Для численной оценки введем параметр K,
который характеризует изменение потенциала на единицу изменения By:
K = Up [кВ] / δBy [нТл], (4.1) где Up – абсолютная величина потенциала в центре приполюсной ячейки, полученной в
разностной диаграмме; δBy – величина изменения By компоненты при переходе от
условий By > 0 к условиям By < 0. Например, при BT = 5 нТл и ненулевом Bz, согласно
Таблице 4.1, δBy = 7 нТл. Если Bz = 0, то δBy = 10 нТл.
Значения K, полученные по диаграммам, представленным на Рис. 4.3, изменяются
от 4.3 до 7.1. Если подсчитать значения K отдельно для Bz > 0 и Bz < 0 и упорядочить их
по сезонам, то можно обнаружить тренды, обусловленные совместными действием
факторов, связанных с распределением ионосферной проводимости и топологией
матнитосферы. Для увеличения статистики, параметр K был рассчитан не только для
условий, перечисленных в Таблице 4.1, а и для значений BT = 1, 2, 3 и 4 нТл, считая, что
вклад Bz и By в величину BT одинаков. Результаты для равноденствия, летнего и зимнего
сезонов в обоих полушариях представлены на Рис. 4.5а. Видно, что по мере того, как
ММП поворачивается от южного направления к северному, в летний сезон K слегка
увеличивается, а в равноденствие и зимой падает. В результате, при Bz > 0 и BT = 5 нТл
среднее летнее значение K превышает зимнее значение приблизительно в 1.5 раза.
Чтобы проверить полученное значение K и тенденцию его изменения при
повороте ММП, этот параметр был оценен по другим моделям, для которых есть
опубликованные картины конвекции. Были рассмотрены следующие модели: [Heppner and
Maynard, 1987; Ruohoniemi and Greenwald, 2005; Рарitashvili and Rich, 2002; Weimer, 2005]
для условий равноденствия и BT = 5 нТл. На Рис. 4.5б представлены значения К при Bz < 0
и Bz > 0 для четырех перечисленных выше моделей, а также - для сравнения - К,
117
а) б) Рис. 4.5 (а) Ход коэффициента пропорциональности K между величиной By компоненты
ММП и потенциалом в центре полярной шапки при повороте ММП с юга (Bz < 0) на север
(Bz > 0) для лета, зимы и равноденствия в разных полушариях. (б) Ход параметра K,
полученного по разным моделям конвекции в северном полушарии для условий
равноденствия, при повороте ММП с юга на север. Цифрами обозначены следующие
модели: 1 – LC06; 2 – [Weimer, 2005]; 3 –[Papitasvili and Rich, 2002]; 4 – [Ruohoniemi and
Greenwald, 2005]; 5 – [Hepppner and Maynard, 1987]
118
рассчитанное по модели LC06. Все модели, кроме более старой модели [Heppner and
Maynard, 1987] предсказывают тенденцию к уменьшению К при переходе от Bz < 0 к Bz >
0, хотя тренд гораздо более слабый, чем по “1”. Среднее значение K для моделей
[Рарitashvili and Rich, 2002] и [Ruohoniemi and Greenwald, 2005] равно приблизительно 3.5,
а для моделей LC06, [Weimer, 2005] и [Heppner and Maynard, 1987] составляет около 5.5.
4.2.4. Обсуждение и интерпретация результатов
Еще на начальном этапе изучения структуры конвекции было замечено, что при
By > 0 (By < 0) в северном полушарии течение усиливается в утреннем (вечернем) секторе
[Heppner, 1973]. В дальнейшем при более детальных исследованиях были обнаружены и
более сложные связи между ориентацией ММП/сезоном года и распределением
крупномасштабных электрических полей и токов. Оказалось, что в результате
комбинации различных факторов распределения в противоположных полушариях не
является точной зеркально подобной картиной при заданных величине и знаке By
компоненты. Авторы [Ruohoniemi and Greenwald, 2005], проанализировав несколько лет
измерений с помощью системы радаров SuperDARN в северном полушарии, пришли к
выводу, что конфигурация систем конвекции зависит от комбинации знака By и сезона.
Так, при комбинации By>0/лето и By<0/зима возникает более круговой конвективный
вихрь вокруг полюса, чем при комбинации By<0/лето и By>0/зима. Отсутствует прямое
зеркальное отображение и в статистических картах конвекции, построенных [Рарitashvili
and Rich, 2002] на основе комбинации данных наземных магнетометров и измерений
спутников DMSP. Однако вопрос о том, как именно возникает асимметрия и какие
дополнительные факторы влияют на нее, требовал более детального рассмотрения. В
данной работе, чтобы выделить именно асимметричный эффект By, мы применили метод
декомпозиции к новым статистическим картам ПТ, созданным по данным над-
ионосферных спутниковых измерений магнитного поля, а также к рассчитанным по этим
картам системам конвекции. На полученных таким образом разностных диаграммах типа
“By > 0 минус By < 0”, т.е. тех, из которых удалена симметричная часть, связанная с
двухвихревой конвекцией, обнаруживаются следующие элементарные структуры.
Продольные токи. Для условий лета и равноденствия в обоих полушариях один
ПТ почти круговой формы сосредоточен у полюса, а другой, противоположного знака и
подковообразно вытянутый вдоль широты, расположен на дневной стороне на более
низких широтах. При Bz > 0 токи ограничены в околополуденном секторе, а при Bz < 0
они растягиваются на утреннюю и вечернюю стороны. В зимних условиях можно
выделить круговой приполюсный ток, при этом на утренней стороне остается
119
интенсивный ток низкоширотной обратной ветви. Такая конфигурация характерна как для
Bz > 0, так и для Bz < 0 и может быть следствием смещения полярной шапки как целого на
утреннюю или вечернюю сторону при смене знака By, а также других факторов,
рассматриваемых ниже.
Системы конвекции. Летом и в равноденствие вокруг полюса развивается
интенсивный вихрь, контролируемый By ММП. В северной и южной шапках плазма
вращается в противоположных направлениях, а значение потенциала в фокусах вихрей в
соответствующий сезон приблизительно одинаково. Этот результат хорошо согласуется с
конфигурацией, полученной в работе [Foеrster et al., 2009]. Зимой же в разностных
диаграммах появляются два вихря сравнимой интенсивности. Их фокусы приходятся на
послеполуденные и послеполуночные часы местного времени. Именно в зимней шапке
геометрия изолиний существенно изменяется при смене знака By. То есть в сезоны
солнцестояния контролируемая By компонентой структура эквипотенциалей существенно
отличается в противоположных полушариях.
На Рис. 4.6а представлена качественная модель ПТ, зависящих от By ММП, в
одном (в данном случае северном) полушарии. Идеализированная конфигурация ПТ
“By>0 минус By<0” представляет собой круговой ток в центре шапки, связанный с
солнечным ветром и окруженный противоположно направленным током, перетекающим
между полушариями (а).В реальных условиях оба тока смещаются на дневные часы из-за
более высокой ионосферной проводимости и из-за более интенсивного пересоединения на
дневной стороне, как показано для случая Bz > 0 на графике (б). При повороте Bz к югу
площадь шапки увеличивается, и токи смещаются на низкие широты и растягиваются
вдоль параллелей (в). В равноденствие, в условиях наибольшей межполушарной
симметрии, а также летом, статистика над-ионосферных измерений ПТ демонстрирует
именно такую эволюцию формы токов: от круговой формы (см. Рис. 4.2а) к вытянутой (см.
Рис. 4.2б). Зимой, при низкой проводимости, путь замыкания токов через ионосферу
становится сложным, и перетекающие межполушарные ПТ распределяются вдоль
экваториальной границы шапки неравномерно. Максимумы плотности ПТ для трех
сезонов соотносятся приблизительно как 10 : 3.5 : 1.
Контролируемые By компонентой асимметричные ПТ, возникающие из-за
разности потенциалов между полярными шапками, могут перетекать между полушариями
[Kozlovsky et al., 2003]. На Рис. 4.6б в верхнем ряду схематично показана система токов
при By > 0 (а) и By < 0 (б). Так, при By > 0 ток втекает вдоль открытых силовых линий
а)
120
б) Рис. 4.6 (а) Эволюция идеализированного (а) распределения продольных токов при
повороте ММП от северного направления (б) к югу и увеличении ионосферной
проводимости (в). Темным и светлым серым тоном обозначены ПТ разного направления.
(б) Схема течения продольного тока, генерируемого By ММП положительного (а) и
отрицательного (б) знака, также соответствующие конвективные вихри в северном
полушарии (в, г)
121
геомагнитного поля в южную шапку, затем протекает через ионосферу (педерсеновский
ток) до начала области замкнутых силовых линий, далее перетекает в северное полушарие,
затем через ионосферу в северную полярную шапку и, наконец, опять уходит в солнечный
ветер. При By < 0 токи имеют обратное направление. На Рис. 4.6б в нижнем ряду ((в) и (г))
представлены конвективные вихри, которые могут возбуждаться ПТ (а) и (б).
Разностные диаграммы, полученные для систем конвекции, содержат
околополюсный вихрь с течением по часовой стрелке, который складывается из вихря “By
> 0 ” и вихря “By < 0 ”. Поскольку, как уже отмечалось, статистические карты ПТ не
показывают существенного смещения по линии утро-вечер при смене знака By, то и
конвективные вихри имеют кругообразную форму с четко выраженным фокусом, лишь
слегка смещенным на утреннюю сторону от полуденного меридиана. Такая структура
характерна для лета и равноденствия, тогда как для зимы образуются два вихря
противоположного течения с фокусами, находящимися по обе стороны полюса на
меридиане 13-02 MLT. Ячейка в ранние утренние часы может являться результатом
неполной компенсации изолиний противоположного знака на краю шапки, что может
быть вызвано по крайней мере тремя причинами: интенсивность утреннего вихря при By >
0 больше, чем вечернего при By < 0; несимметричное смещение шапки под действием
разных знаков By, а также сосредоточение межполушарного ПТ в зоне повышенной
проводимости. Межполушарный ПТ может замыкаться и через ночную часть
магнитосферы. Так, в работе [Pudovkin and Zaitseva, 1993] показано, что токовая система,
ответственная за появление By компоненты в плазменном слое, есть часть единой DPY
системы. В работе [Petrukovich, 2009] при оценке интенсивности поля в плазменном слое
обнаружено, что наряду с типичными значениями By,T/By,W = 0.4 существует некоторое
количество точек, когда |By, T| ≥ |By,W| (T и W обозначают B, соответственно, в хвосте и
солнечном ветре).
Разностные диаграммы позволяют оценить потенциал в центральной части
полярной шапки Up, связанный с By ММП, и его зависимость от ряда факторов, а именно,
сезона, полушария, интенсивности ММП и направления Bz компоненты. В среднем,
изменение интенсивности By на 1 нТл изменяет потенциал в центре шапки на 6 кВ.
Однако в обоих полушариях в равноденствие и зимой с усилением ММП и его поворотом
к северу K несколько уменьшается, тогда как летом K имеет тенденцию к росту.
Увеличение K при переходе от Bz > 0 к Bz < 0 можно объяснить тем, магнитосфера
становится более открытой, что обеспечивает By компоненте более эффективную
генерацию напряжения между противоположными полушариями. При смене полярности
ММП с южной на северную в летних условиях площадь конвективных вихрей почти не
122
меняется, полный ток в приполюсной ветви ПТ увеличивается за счет роста плотности. В
этом случае определяющую роль играет проводимость в летней шапке, которая
поддерживает высокую плотность ПТ [Wang et al., 2005] при уменьшении площади
области открытых силовых линий.
4.3. Эффекты сопряженности зимнего и летнего полушарий в продольных токах и
ионосферных электрических полях
В предыдущем разделе 4.2 описано, каким образом, применив метод
декомпозиции полных картин ПТ и конвекции для противоположных знаков By ММП при
сохранении других контролирующих параметров неизменными, мы выделили элементы в
полярной шапке (т.е. в области открытых силовых линий геомагнитного поля), которые
обусловлены межполушарной разностью потенциалов, вносимой By ММП. Полученные
структуры ПТ оказались практически антисимметричны в противоположных полушариях
так, что при фиксированном знаке By ММП соответствующий ПТ втекает в одной
полярной шапке и вытекает из другой, а вдоль замкнутых силовых линий ток частично
перетекает между полушариями. Для условий лета и равноденствия в обоих полушариях
область основного втекающего/вытекающего ПТ имеет круговую форму, и ток
сосредоточен у полюса вблизи полуденного меридиана. Соответствующие системы
конвекции имеют вид вихря, закручивающегося вокруг полюса с некоторым смещением в
направлении к Солнцу. В зимних же условиях какой-либо четкой структуры ПТ получить
не удалось, а рассчитанная картина конвекции фактически состояла не из одного, а из
двух вихрей. Так как при использованном подходе не учитывалось возможное смещение
полярной шапки вдоль меридиана утро-вечер при смене знака By, на краях полярной
шапки могла происходить неполная взаимная компенсация токов, не связанных с By. С
другой стороны, качественное отличие зимней картины может быть обусловлено другими
физическими причинами.
Сезонные различия отмечаются и в отклике внутренней магнитосферы на
изменение знака Bу ММП. Так, в работах [Petrukovich, 2009, 2011] показано, что величина
By в плазменном слое (ByТ) в ряде случаев может быть равным или даже превышать
значение By ММП. При этом наклон земного диполя и формирование ByТ связаны между
собой так, что летний (зимний) для северного полушария сезон предпочтителен для
появления в плазменном слое положительных (отрицательных) значений ByТ.
Несимметрия в межполушарном распределении электрических полей, токов и
проводимости является источником возникновения в области замкнутых геомагнитных
123
линий токов перетекания из одного полушария в другое (межполушарных продольных
токов – МПТ), и при определенных условиях эти токи могут создавать дополнительное
азимутальное магнитное поле в хвосте магнитосферы. Таким образом, различия в
распределении электродинамических параметров в противоположных полушариях и
характеристики МПТ взаимосвязаны. Данный раздел посвящен зимне-летней асимметрии
и оценке величины МПТ.
4.3.1. Используемые данные, модели и методы
Как и ранее, использовались статистические карты ПТ, построенные по данным
спутников Magsat, Oersted и Champ. Девять основных комбинаций соотношений между Z
и Y компонентами ММП для ПТ приведены в Таблице 2.1 и обозначены цифрами от 0 до
8. Распределение электрического потенциала рассчитывалось с помощью модели LC06
для величина полного вектора ММП BT = = 5 нТл. При расчете проводимости выбирались
следующие значения параметров: поток солнечного радиоизлучения F10.7 = 150, индекс
геомагнитной активности Kp = 2 для BТ ≠ 0 и Kp = 1 для BТ = 0. Проводимость и ПТ
усреднялись за 2-месячный интервал, центрированный на день летнего и зимнего
солнцестояния. Для определенности обозначения сезонов солнцестояния в двух
полушариях в дальнейшем используются названия месяцев июнь и декабрь.
При смене знака By ММП вследствие изменения общей топологии магнитного
поля положение границ полярной шапки может несколько смещаться на утреннюю или
вечернюю сторону. Кроме того, размер и форма шапки контролируются интенсивностью
и направлением вертикальной компоненты ММП. Определение границы областей
открытых и замкнутых силовых линий проводилось по модели GEOPACK-2008
[Tsyganenko and Sitnov, 2005] (http://geo.phys.spbu.ru/~tsyganenko/modeling.html).
Как и в предыдущем разделе, для выявления структур, обусловленных действием
определенного фактора, применялась методика декомпозиции полных, реально
наблюдаемых картин при фиксированности всех других факторов влияния. При этом
предполагалось, что полные картины представляют собой линейную суперпозицию
распределения при нулевом ММП, когда Bz=By=0 (комбинация 0 в Таблице 2.1) и
распределения при ненулевом ММП (комбинации 1-8 Таблице 2.1). Дополнительно при
изменении знака By ММП следует контролировать положение границ полярной шапки и
осуществлять декомпозицию, соблюдая по возможности точное наложение шапок при
изменении параметров ММП.
124
4.3.2. Особенности распределения ПТ в сезоны лето/зима
На Рис. 4.7а приведены карты ПТ в северном (верхний ряд) и южном (нижний
ряд) полушариях для условий июньского солнцестояния при By<0. Карты представлены
как декомпозиция полной картины ПТ при BZ=0 By=-5 нТ (первая колонка) на две
составляющие: токи при нулевом ММП (вторая колонка) и токи, обусловленные
отрицательным By (третья колонка). Знаками «-» и «=» между соответствующими
панелями обозначена процедура разделения. На картах ПТ также нанесены границы
полярной шапки. Можно видеть, что границы, рассчитанные по модели [Tsyganenko and
Sitnov, 2005], достаточно хорошо совпадают с положением ПТ зоны 1 [Iijima and Potemra
1976a], а ток, обусловленный By находится внутри полярной шапки. При переходе от
условий By<0 к условиям By=0 шапка расширяется в вечерний (утренний) сектор в
северном (южном) полушарии, но не более, чем на 3°, и такое смещение не оказывает
большого влияния на результат декомпозиции. Еще раз подчеркнем, что конфигурация,
представленная в крайней правой колонке, в реальности не наблюдается, но входит
составной частью в полную картину ПТ.
Результат декомпозиции, представленный в третьей колонке, показывает, что
распределения ПТ в противоположных полушариях качественно отличаются друг от
друга. Так, в северном летнем полушарии втекающий ПТ круговой формы сосредоточен у
полюса на полуденном меридиане и подковообразный вытекающий ПТ расположен у
дневной границе шапки. Этот тип обозначен буквой «D». В южном зимнем полушарии
доминирует структура, состоящая из двух слоев противоположной полярности,
приуроченных к утренней и вечерней сторонам. На Рис. 4.7а такой тип обозначен как
«R1» (обозначение выбрано, поскольку этот тип подобен системе ПТ зоны 1).
На Рис. 4.7б, организованном аналогично Рис. 4.7а, приведены карты ПТ в двух
полушариях для условий июньского солнцестояния при By>0. Здесь мы таже видим
межполушарные сезонные различия в структуре изолиний ПТ. Северный вытекающий и
южный втекающий токи, обусловленные электрическим полем солнечного ветра,
направленным при By>0 с юга на север, расположены у полюса на полуденном меридиане
и различаются лишь интенсивностью. Структурные различия наблюдаются в
низкоширотной ветви ПТ, а именно, летом токи перетекания сосредоточены на дневной
стороне (тип «D»), а зимой – на ночной. Этот тип конфигурации изолий ПТ обозначен
буквой «N».
125
а) б) Рис. 4.7 (а) Распределение ПТ в северном (верхний ряд) и южном (нижний ряд)
полушариях для условий июньского солнцестояния при By<0. Карты представлены как
разложение полной картины при Bz=0 By=-5 нТл (первая колонка) на токи при ММП=0
(вторая колонка) и токи, обусловленные только By (третья колонка). Величина
максимальной плотности втекающего/вытекающего тока указана в нижнем правом углу
каждой карты; втекающий (вытекающий) ток – красные (синие) изолинии; шаг между
изолиниями в верхнем ряду равен 0.05 µА/м2, в нижнем ряду 0.03 µА/м2; внешний
широтный круг на 50° CGMLat. Граница полярной шапки обозначена черной пунктирной
линией. Буквы «D» и «R» обозначают тип ПТ (см. текст); знаки «-» и «=» между панелями
обозначают процедуру декомпозиции.
(б) То же, что и Рис. 4.7а, но для By>0. Буквы «D» и «N» обозначают тип ПТ (см. текст).
126
На Рис. 4.8 показаны результаты декомпозиции ПТ (исходные карты не
приведены) в двух полушариях для условий декабрьского солнцестояния при By<0 и
By>0. На этом рисунке также видно, что летом структура изолиний одинакова при обоих
знаках By, и токи отличаются лишь полярностью, тогда как зимой при By<0 наблюдается
приполюсный кругообразный ток и ток перетекания, сосредоточенный на ночной стороне,
а при By>0 реализуется структура, состоящая из протяженных слоев, вытянутых вдоль
параллелей. Таким образом, сезонные особенности в распределении ПТ проявляются по-
разному при противоположных знаках By, и особенное влияние знак By имеет на зимнее
полушарие. Это, в свою очередь, ведет к ряду следствий, которые будут обсуждаться
ниже.
4.3.3. Элементы вихрей конвекции
Конфигурация эквипотенциалей, вдоль которых движется ионосферная плазма,
тесно связана с распределением ПТ. На Рис. 4.9 представлены картины конвекции,
рассчитанные по модели LC06, когда в качестве входных данных (источника потенциала)
задавалось распределение ПТ, приведенное на Рис. 4.8 (зима в северном полушарии, лето
в южном). Можно видеть, что в зависимости от сочетания сезон/знак By имеется три вида
конфигураций, а именно, (*) круговые вихри вокруг полюса для лета при By<0; (**)
двухвихревая структура с течением плазмы через полярную шапку в антисолнечном
направлении с наклоном на более ранние часы, для зимы при By>0; (***) квази-
двухвихревая структура с развитым вихрем, фокус которого расположен у полюса в
предполуденном секторе, и более слабым вихрем в секторе 18-24 MLT для зимы при By<0.
Аналогично Рис. 4.8 эти виды конфигураций обозначены соответственно «D», «R1» и
«N». Видно, что в летнем полушарии картины конвекции подобны и зеркально
отображаются относительно меридиана день-ночь при смене знака By, тогда как в зимнем
полушарии они сильно различаются. Вследсвие этого отсутствует и перекрестное
(юг/север) подобие структуры изолиний в противоположных полушариях при смене знака
By. Еще раз напомним, что конфигурации, представленные на Рис. 4.9 как результат
декомпозиции, не могут наблюдаться изолированно, а входят составной частью в полную
реально наблюдаемую картину конвекции. Однако, интересно отметить, что конвекция,
похожая на структуру (**), иногда наблюдалась системой радаров SuperDARN северного
полушария, и это было именно в декабре при доминировании By>0 [Watanabe et al., 2010].
127
Рис. 4.8. Распределение ПТ, обусловленные By, в северном (верхний ряд) и южном
(нижний ряд) полушариях для условий декабрьского солнцестояния при By<0 (первая
колонка) и By>0 (вторая колонка). Шаг между изолиниями в зимнем полушарии 0.05
µА/м2, в летнем полушарии 0.02 µА/м2. Обозначения аналогичны Рис. 4.7
Рис. 4.9. То же, что и на Рис. 4.8, но для электрического потенциала. Шаг между
изолиниями 2 кВ.
+0.1-0.1
-0.1+0.12
"N"
"D" "D"
"R1"
-0.25+0.55
-0.5+0.25
06
06
12 12
00 00
18
18
-24 -2+20
-9+22
-17+20
06
06
18
18
12 12
00 00
128
4.3.4. Сезонный межполушарный продольный ток при ненулевом By ММП
Элементы ПТ, выделенные из полной картины распределения (обозначенные как
«D», «N» «R1»), дают возможность оценить положение и интенсивность межполушарных
продольных токов (МПТ), перетекающих из одного полушария в другое вдоль замкнутых
силовых линий вблизи границы полярной шапки и появляющихся вследствие асимметрии,
возникающей под воздействием двух факторов: знака By ММП и сезонных различий в
проводимости ионосферы. Можно отметить, что (1) летом МПТ сосредоточен на дневной
стороне и (2) зимой определенный знак By способствует появлению либо МПТ,
сосредоточенного на ночной стороне, либо развитию другой системы ПТ, состоящей из
пары слоев противоположной полярности, сильно вытянутых вдоль широты и
образующих спиралевидную структуру. На Рис. 4.8 и 4.9 можно видеть, что в июне
(декабре) при By>0 (By<0) МПТ в околополуночном секторе вытекает из южного
(северного) полушария (тип «N»). При противоположных знаках By в соответствующем
зимнем полушарии образуются вытянутые вдоль широты слои ПТ (тип «R1»).
Надо полагать, что часть токов низкоширотных ветвей связана с пограничными
слоями магнитосферы и не вносит вклада в МПТ. Поэтому можно дать только верхние
оценки интенсивности МПТ. Летом максимум плотности МПТ, находящийся в
полуденном секторе на ~75° CGMLat, составляет около 0.25 µА/м2, что в два раза меньше,
чем для приполюсного тока. Величина полного тока в низкоширотной ветви примерно
равна 105-106 А. В противоположном летнем полушарии при конфигурации типа «N»
максимум плотности находится в послеполуночном секторе на ~70° CGMLat и составляет
0.1 µА/м2, то есть плотность тока высокоширотной и низкоширотной ветвей практически
одинакова. В среднем, полный ток низкоширотной ветви оценивается как 4·104 А, что
сравнимо с плотностью в высокоширотной ветви (~3·104 А). При типе «R1» в
распределении тока имеется фактически четыре максимума плотности ≥ 0.1 µА/м2: в
послеполуночном, утреннем, полуденном и вечернем секторах, при этом полуденный
максимум находится внутри полярной шапки.
4.3.5. Межполушарный продольный ток в солнцестояние при By=0
Информацию о МПТ, обусловленных только сезонными межполушарными
различиями можно получить, если построить разностные диаграммы летнего и зимнего
распределения ПТ при нулевом By ММП. В основе подхода лежат следующие допущения.
Будем считать, что при заданном BZ и нулевом By распределение ПТ летом и зимой
практически одинаково, т. е. в обоих полушариях токи локализованы на одних и тех же
129
широтах и долготах. При этом плотность ПТ летом значительно больше, чем зимой
[Christiansen et al., 2002; Wang et al., 2005; Green et al., 2009]. Если построить разностную
диаграмму по типу «ПТ в летнем полушарии минус ПТ в зимнем полушарии» (обозначим
это «ЛП – ЗП»), то пространственное распределение тока в ней будет подобно как летней,
так и зимней картине. В отсутствие МПТ плотность тока в каждой точке разностной
диаграммы будет меньше плотности тока в летней полушарии. При наличии МПТ,
вытекающего из одного полушария и втекающего в другое (причем этот МПТ в обоих
полушариях расположен на одной и той же долготе, поскольку при By =0 в магнитосфере
нет топологических причин для долготного смещения ПТ в противоположных
полушариях), в разностной диаграмме типа «ЛП-ЗП» вытекающий и втекающий МПТ
будет суммироваться. Следовательно, в области, где есть МПТ, плотность тока на
диаграмме «ЛП-ЗП» будет превышать плотность тока в летнем полушарии.
И действительно, следы МПТ обнаруживаются в статистических картах ПТ. На
Рис. 4.10 показаны исходные распределения (два верхних ряда) и разностные диаграммы
«ЛП-ЗП» (нижний ряд) для июньского и декабрьского солнцестояния при условиях ММП
By=0, BZ= 0 нТл (а) и ММП By=0, BZ=-5 нТл (б). На разностных диаграммах вблизи
полуночного меридиана можно видеть остаточные токи, которые можно
интерпретировать как МПТ.
На Рис. 4.11 показаны меридиональные профили плотности тока от полюса и до
50° CGMLat (ось X везде начинается от полюса; втекающий ток считается
положительным). Каждый из восьми графиков на рисунке соответствует 3-х часовому
интервалу, центрированному на 0, 3, 6, 9, 12, 15, 18 и 21 MLT. Также по кругу часов MLT
расположены и графики. На Рис. 4.11 даны профили для условий декабрьского
солнцестояния при ММП BZ=0 By=0 (Рис. 4.11а) и BZ=-5 нТл By=0 (Рис. 4.11б). Синими
линиями обозначен ПТ в северном зимнем полушарии, красными – в южном летнем
полушарии а черными – разность между летними и зимними ПТ.
На Рис. 4.11 видно, что в большинстве секторов (MLT = 3, 6, 9, 15 и 18) форма
профилей практически одинакова, а амплитуда соответствует сезону, т. е. летом она в 1.5-
1.8 раза больше, чем зимой. Соответственно, амплитуда разности ПТ в летнем и зимнем
полушариях (черные линии) в этих секторах меньше, чем амплитуда летнего тока.
Несколько по иному ведут себя профили в секторах MLT = 00 и 21. Так, в полуночном
секторе летний и зимний токи становятся разнонаправленными: на широтах 75-65°
CGMLat в летнем полушарии ток втекает, а в зимнем вытекает.
130
а) б)
Рис. 4.10 Исходные распределения ПТ в северном (верхний ряд) и южном (средний ряд)
полушариях и разностные диаграммы по типу «Лето минус Зима» (нижний ряд) для
солнцестояния (июнь и декабрь) при условиях (а) ММП Bz= 0, By=0 и (б) Bz=-5, By=0 нТл.
Изолинии втекающего (вытекающего) ПТ обозначены красным (синим).
-0.4 / +0.4
-0.6 / +0.6
-0.4 / +0.2
-0.5 / +0.4
-0.6 / +0.6
-0.3 / +0.2
ММП Bz= -5 nT By=0
июнь декабрь
СП
(зим
а)
СП
(лето)
ЮП
(зим
а)
ЮП
(лето)
Р а з н о с т ь " ЛП - ЗП "
12 12
18 06 06
06
06
18
18
18
18
00
1212
18
06
00
06
июнь
-0.12 / +0.16
max/min FAC density-0.24 / +0.20
-0.16 / +0.12-0.24 / +0.20
-0.12 / +0.08
-0.16 / +0.12
декабрьММП Bz=0 By=0
СП
(лето)
ЮП
(лето)
СП
(зим
а)
ЮП
(зим
а)
Р а з н о с т ь " ЛП - ЗП "
12
18 06
00
12
18 06
00
06
06
18
18
0606 1818
00 00
12 12
131
а) б)
в)
Рис. 4.11 Меридиональные профили плотности ПТ в летнем южном (красные линии) и
зимнем северном (синии линии) полушариях и их разность (черные линии) в восьми MLT-
секторах в сезон декабрьского солнцестояния при ММП Bz=0, By=0 (а) и Bz= -5 нТл, By=0
(б). Положительные значения соответствуют ПТ, втекающему в ионосферу. Пунктирной
линией выделены сектора, в которых ПТ в зимнем полушарии больше, чем в летнем.
(в) Схема замыкания МПТ на ночной стороне.
-0,2
0,0
0,2
-0,2
0,0
0,2
-0,2
0,0
0,2
00 MLT
C G M La t (град)
03 MLT
90 80 70 60 5090 80 70 60 5090 80 70 60 50
Юж. П. (лето)
06 MLT
ММП Bz= 0 By=0 , декабрь
Сев П. (зима)
12 MLT
15 MLT
09 MLT
21 MLT
П л
о т
н о
с т
ь т о к а
µ
A/м
2
18 MLT
разность "лето - зима"
-0,2
0,0
0,2
0,4
0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
-0,2
0,0
0,2
0,4
0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
0,4
-0,6
-0,4
-0,2
0,0
0,2
00 MLT
C G M L a t, (г р а д.)
03 MLT
06 MLT
90 80 70 60 50
ММП Bz= -5 нТл By=0 , декабрь
12 MLT
15 MLT
09 MLT
21 MLT
90 80 70 60 5090 80 70 60 50
П л
о т
н о
с т
ь т о к а
µA
/м2
Юж. П. (лето)
Сев П. (зима)
18 MLT
разность (лето - зима)
132
Вследствие этого амплитуда разности токов «лето минус зима» становится больше, чем
амплитуда летнего тока. В секторе MLT = 21 токи вытекают в обоих полушариях, однако
амплитуда зимнего тока больше, чем амплитуда летнего. Разнонаправленность ПТ в
противоположных полушариях и/или более интенсивный вытекающий зимний ток можно
интерпретировать как ток перетекания между полушариями, т.е. МПТ, как схематически
показано на Рис. 11в. Следы МПТ, текущих из зимнего полушария в летнее, можно видеть
в предполуночном/полуночном секторе в условиях июньского и декабрьского
солнцестояний в условиях BZ=0 и -5 нТл. Верхняя оценка средней плотности МПТ по
площадке размером 3h MLT×10° CGMLatсоставляет приблизительно 0.1 µА/м2.
4.3.6. Обсуждение и интерпретация результатов
В предположении, что каждая полная картина ПТ и конвекции представляет
собой суперпозицию элементов, контролируемых процессом взаимодействия
магнитосферы с ММП произвольного направления, включая условия ММП=0, были
выделены структуры, которые возникают благодаря наличию в солнечном ветре только By
ММП. При этом влияние поля BZ и квазивязкого взаимодействия исключалось.
Результаты декомпозиции показывают, что ПТ в летнем полушарии как при By<0, так и
при By>0 имеют одинаковую структуру, состоящую из основного приполюсного тока
кругового сечения и низкоширотной ветви тока обратного направления на дневной
границе полярной шапки. В зимних условиях в зависимости от знака By реализуются два
различных типа структур: при By<0 это приполюсный ток кругового сечения и обратный
ток на ночной границе полярной шапки (тип «N»), тогда как при By>0 – это токи-слои,
вытянутые вдоль широтных кругов (тип «R1»). Лишь небольшая часть тока находится в
полуденном секторе полярной шапки. Для июня полушария и знаки By заменяются на
противоположные. В соответствии с особенностями распределения ПТ структура
конвекции также может быть трех типов, два из которых реализуются зимой при
различных знаках By. Положение границы, разделяющей области открытых и замкнутых
линий геомагитного поля показывает, что сдвиг полярной шапки на утреннюю или
вечернюю сторону при смене знака By не является главной причиной полученных
сезонных различий.
В высокоширотной области ионосферы By ММП создает две составляющие
электрического поля: поле, направленное с утренней стороны на вечернюю, и разность
потенциалов между полярными шапками противоположных полушарий, следствием
133
которого является радиальное электрическое поле в шапках и азимутальное движение
плазмы вокруг полюсов, причем направление вращения на юге и на севере
противоположно [Nishida, 1971 Ляцкий, 1978; Kozlovsky et al., 2003; Лукьянова и др.,
2010]. Обычно эффект межполушарной разности потенциалов превышает эффект
пересоединения By на флангах магнитосферы. Однако, в условиях декабрь/By>0
(июнь/By<0) электрическое поле утро-вечер в северном (южном) полушарии сравнимо
или превышает радиальное электрическое поле, а пересоединение с By в высокоширотных
частях долей хвоста магнитосферы идет более интенсивно.
Структуры ПТ, полученные в результате декомпозиции, позволяют
идентифицировать межполушарные продольные токи (МПТ), которые текут между
полушариями вдоль замкнутых силовых линий. МПТ, появляютщиеся при отличном от
нуля Bу ММП, сосредоточены в узкой полосе широт вблизи границы открытых и
замкнутых силовых линий и стягиваются к области более высокой ионосферной
проводимости. Одним из возможных маршрутов перетекания может быть путь,
предложенный в работе [Pudovkin and Zaitseva, 1993], в которой показано, что дневная и
ночная ветви МПТ могут быть взаимосвязаны. В зимнем полушарии распределение
проводимости способствует тому, чтобы МПТ концентрировались на ночной стороне, и
именно в поздневечернем секторе наиболее интенсивных высыпаний [Newell et al., 1998].
МПТ могут быть источниками дополнительного магнитного поля Bу в хвосте
магнитосферы. В работах [Petrukovich, 2009, 2011] на базе 11 лет наблюдений спутником
Geotail проанализированы источники и характеристики Bу компоненты магнитного поля в
плазменном слое хвоста и построена эмпирическая модель в зависимости от ММП,
координат X, Y, и угла наклона геодиполя (сезона). Зависимость By в хвосте от сезона,
появляющаяся в связи с изгибанием и задиранием нейтрального слоя имеет нечетный
профиль в зависимости от Y. В дополнение к ней, был обнаружен новый компонент Bу ,
четный по отношению к Y, который положительно коррелирует с углом наклона диполя и
имеет максимальную амплитуду ±1–2 нТл. В послеполуночном секторе хвоста эти
сезонные факторы взаимно компенсируются, а в предполуночном – складываются,
составляя в сумме величину, сравнимую с основным фактором (проникновением ММП).
Такая сезонная зависимость Bу создает принципиальную азимутальную несимметрию
хвоста магнитосферы, что находится в согласии с данными по ионосферной конвекции и
ПТ.
Плотность МПТ полученная в разделе 4.3.5, составляет ~0.1 µА/м2, а оценка
полного тока, сосредоточенного в секторе 19-24 MLT в интервале широт 68-75°, дает
величину около 104 А. Эти значения можно сравнить с некоторыми опубликованными
134
ранее оценками. Так, плотность МПТ в послеполуденном секторе, определенная в работе
[Kozlovsky et al., 2003], составила 0.6 µА/м2. На основе моделирования магнитосферных
токов в работе [Alexeev et al., 1993] была получена величина полного МПТ, равная 103 А.
Расхождение в оценках можно связать с тем, что, как отмечалось в работе [Laundal and
Ostgaard, 2009], МПТ пока трудно наблюдаемы и недостаточно изучены.
4.4. Характеристики течения плазмы вблизи границы полярной шапки по данным
радарных наблюдений
Расположение европейского радара EISCAT на Шпицбергене (ESR) уникально
тем, что в течение полных суток радар находится вблизи границы полярной шапки
(ГПШ), что позволяет собрать большую статистику экспериментальных данных для
исследования траекторий и скорости течения плазмы, а также оценить степень смещения
границ шапки под действием различных факторов, в первую очередь, при изменении
направления вектора ММП в Y-Z GSM координатах.
ГПШ отделяет область замкнутых силовых линий геомагнитного поля,
опирающиеся на сопряженные точки в противоположных полушариях, от области
силовых линий, открытых в межпланетное пространство и пересоединяющихся с
силовыми линиями ММП. Под влиянием знака By компоненты происходит смещение
ГПШ на утреннюю или вечернюю сторону. Несмотря на большое количество работ,
посвященных экспериментальному определению ГПШ в различных секторах местного
времени и изменению размеров шапки [Mishin et al., 1992; Blanchard et al., 1995; Newell et
al., 1997; Baker et al., 2000; Laundal et al., 2010; Lee et al., 2010], смещение вдоль меридиана
утро-вечер границ шапки оценивается либо локально, либо весьма приблизительно. Так,
по данным работы [Kabin et al., 2004] смещение ГПШ при смене знака By может достигать
нескольких градусов, тогда как по данным [Trondsen et al., 1999] смещения почти нет.
Остается не вполне ясным вопрос о том, смещаются ли границы симметрично (т.е. на
одинаковое расстояние вдоль меридиана утро-вечер) при изменении знака By ММП.
Асимметричная часть контролируемого By компонентой ММП электрического
поля проявляет себя, главным образом, в очень высоких геомагнитных широтах. В этой
связи, получение и интерпретация данных измерений радара, установленного на
Шпицбергене, и в силу своего расположения находящегося постоянно вблизи границы
полярной шапки, представляют особый интерес. В данном разделе на основе анализа
измерений ESR рассматриваются следующие вопросы:
135
• Статистическая зависимость меридиональной и зональной скоростей дрейфа плазмы в
районе наблюдений от параметров ММП
• Оценка смещения ГПШ в зависимости от величины и знака By ММП и степень влияния
этого смещения на зональный дрейф плазмы
4.4.1 Описание эксперимента радара EISCAT на Шпицбергене
Расположение радара и направление лучей в эксперименте CP2 (Common Program 2),
данные которого используются в настоящей работе, представлены на Рис. 4.12. Луч 32-м
антенны периодически сканировал между тремя позициями (одна вертикальная и две
наклонных к горизонту на 63° или 66° с азимутальными углами, соответственно, 172° и
144°). Сканирующий цикл составлял около 6 минут. Измерения проводились с
пространственным разрешением в горизонтальной плоскости порядка 100 км и
относились к высотам 200-300 км. Конфигурация позволяла получить данные,
относящиеся к геомагнитной широте ~74.5°. Вектор скорости крупномасштабного потока
плазмы в F области рассчитывался в предположении пространственно однородного
потока в области измерений и его неизменности за время цикла сканирования, а вектор
электрического поля определялся, считая, что плазма движется со скоростью дрейфа E×B.
В течение 2000-2007 гг. радар работал в режиме CP2 около 1700 часов. Весь
массив данных, относящихся к эксперименту CP2 был отобран из базы даных
MADRIGAL и использован в анализе. Большая часть измерений (57%) проводилась в
период осеннего равноденствия (сентябрь-октябрь), 24% данных относятся к летнему
сезону (июнь-июль), 16% - к периоду, близкому к весеннему равноденствию (февраль-
март), и только 3% - к зимнему сезону (декабрь). По секторам местного данные
распределены практически равномерно.
4.4.2 Метод анализа
Измерения ESR позволяют получить распределение зональной VE и
меридиональной VN компонент скорости для всех MLT и проследить зависимость VE и VN
от ориентации ММП в плоскости Y-Z GSM, а также от положения границы полярной
шапки. Параметры ММП брались из OMNI базы данных, которая содержит 5-мин
значения ММП и солнечного ветра на расстоянии 1 АU.
136
Предметом анализа является соотношение между компонентами скорости
дрейфа плазмы и параметрами ММП, в первую очередь, коэффициенты корреляции и
линейная регрессия между VE и By ММП. Коэффициент линейной регрессии К
рассчитывался по методу наименьших квадратов
YEE KBVV += 0 (4..2)
где VE0 – течение, обусловленное пересоединением и квазивязким взаимодействием и не
зависящее от знака By. Доверительный интервал коэффициента корреляции Сcorr
рассчитывался по формуле
n
Ct=дC corrгcorr
21− (4.3)
где n – число точек, tγ - стандартное нормальное распределение (для 95% доверительноого
интервала tγ = 1.96).
Положение линии, разделяющей области открытых и замкнутых силовых линий
геомагнитного поля (ГПШ) на высотах 200-300 км, можно определить по топологической
модели магнитосферы. На Рис. 4.13 показано положение ГПШ, расчитанное по модели
[Tsyganenko and Sitnov, 2005] с помощью пакета программ GEOPACK-2008
(http://geo.phys.spbu.ru/~tsyganenko/modeling.html) при средних за период наблюдений
значениях ММП, а также траектория, по которой движется точка наблюдения (т.е. ESR) в
течение суток. Исходя из модельных данных, можно предполагать, что радар может
находиться как в области открытых, так и в области замкнутых силовых линий в
зависимости от времени суток и параметров ММП.
Структуры солнечного ветра движутся к Земле со скоростью, в среднем, около
400 км/с. После того, как они достигаю магнитопаузы и начинают воздействовать на
магнитосферно-ионосферную систему, проходит еще некоторое время, необходимое для
реорганизации электрических полей и токов. Определению времени реорганизации
конвекции в ответ на различные изменения ММП посвящено немало работ [напр,
Lockwood et al., 1989; Ridley et al., 1998; Ruohoniemi and Greenwald, 1998; Khan and
Cowley 1999; Freeman 2003], в которых даны оценки интервала времени между приходом
определенной структуры СВ и откликом конвекции от одного до нескольких десятков
минут. В данной работе для оценки интервал времени между изменением By ММП на 1
AU и откликом ионосферной конвекции в области радарных измерений (времени
задержки) были рассчитаны коэффициенты линейной регрессии между VE и By ММП от -
100 до 300 мин с шагом 5 мин отдельно для условий южного и северного ММП.
На Рис. 4.14 представлен ход регресионного коэффициента при различном
времени задержки. Максимальный отклик в ионосфере на изменение By на 1 AU был
137
Рис. 4.12 Расположение радара и направление лучей в эксперименте CP2 Рис. 4.13 Положение ГПШ на высотах 200-300 км при By<0 (a) и By>0 (б). Синей
(красной) линией обозначена ГПШ при Bz<0 (Bz>0); черной пунктирной линией показана
траектория, по которой движется радар в течение суток.
138
получен при временном интервале ∆t ≈ 35 (15) мин. при южном (северном) ММП. Если
расссматривать дневную (06-18 MLT) и ночную (18-06 MLT) стороны отдельно, то при
BZ < 0 ∆t практически одинаково, а при BZ > 0 ∆t в ночном секторе несколько превышает
∆t в дневном, но в силу достаточно плоского распределения и большой
неопределенности, их можно считать одинаковыми.
4.4.3. Статистическая зависимость меридиональной и зональной скоростей
конвекции от BZ и By компонент ММП
На Рис. 4.15 представлена зависимость VE от By при южном ММП (BZ<0) для
восьми 3-х часовых MLT-секторов, расположенных в соответствии с обычным кругом
MLT. Положительным направлением скорости зонального (VE) течения плазмы будем
считать направление на восток вдоль L-оболочки, т. е. 20° от географического востока к
северу (по часовой стрелке в диаграммах геомагнитная широта – местное время).
Положительное меридиональное течение (VN) направлено на север перпендикулярно
зональному. Величина BZ, усредненная по всему рассматриваемому периоду, равна 2.7
нТл, а величина By изменялась в диапазоне ±3.4 нТл. Каждая точка VE представляет собой
усреднение по 100 соседним точкам.
На рис. 4.15 можно видеть, что во всех MLT-секторах наблюдается связь между
VE и By ММП, которую можно аппроксимировать линейной функцией. Параметры
линейных аппроксимаций приведены в Таблице 4.2. Рис. 4.15 показывает следующие
особенности связи между VE и By: (1) действие отрицательныго By более заметно на
утренней стороне, а положительного – на вечерней и в полуденном секторе, различие в
скорости составляет около 200 м/с; (2) эффективность действия BY (наклон
аппроксимирующей прямой) в 1.5-2 раза больше на ночной/дневной стороне, чем на
утренней/вечерней; (3) в вечерних секторах разброс точек увеличивается. Эти
особенности, как будет показано ниже, связаны с расположением ГПШ.
139
Рис. 4.14 Ход регресионного коэффициента при различном времени задержки между VE и
By ММП на дневной (верхний ряд) и ночной (нижний ряд) стороне. Вертикальными
линиями обозначено ∆t=35 (15) мин при южном (северном) ММП.
140
Таблица 4.2. Параметры линейных аппроксимаций зависимости VE и By ММП: скорость
среднего течения (VE0), коэффициенты регрессии (K) и корреляции (Ccorr),
продолжительность маблюдений в каждом MLT секторе
MLT Среднее
течение, VE0, м/с
K, м/с/нТл Ccorr Длительность
измерений, час
BZ < 0 0
3
6
9
12
15
18
21
-8 ± 43
-134 ± 49
129 ± 50
69 ± 66
-297 ± 55
-354 ± 41
-116 ± 54
47 ± 33
-49 ± 12
-65 ± 13
-58 ± 13
-49 ± 19
-62 ± 15
-44 ± 11
-22 ± 14
-33 ± 7
0.82 ± 0.11
0.89 ± 0.08
0.87 ± 0.09
0.71 ± 0.19
0.85 ± 0.11
0.83 ± 0.11
0.53 ± 0.29
0.86 ± 0.09
105
80
87
85
88
101
81
98
BZ > 0 0
3
6
9
12
15
18
21
-18 ± 36
-40 ± 56
114 ± 46
44 ± 36
-117 ± 42
-273 ± 42
-249 ± 21
-32 ± 33
-37 ± 10
-46 ± 16
-12 ± 11
-19 ± 8
-42 ± 11
-19 ± 9
-1 ± 5
-14 ± 8
0.83 ± 0.12
0.75 ± 0.18
0.40 ± 0.33
0.68 ± 0.23
0.86 ± 0.12
0.63 ± 0.26
0.09 ± 0.38
0.56 ± 0.28
86
78
84
71
60
72
88
80
Рис. 4.16 организован подобно Рис. 4.15 и представляет зависимость VE от By при
северном ММП (BZ>0). На этом рисунке можно видеть приблизительно те же
закономерности связи VE от By, но интенсивность дрейфа, в целом, слабее, чем при BZ<0.
В утреннем секторе 6 MLT при любом знаке By зональная скоость VE отрицательна и
равна приблизительно -200 м/с. В вечернем секторе 18 MLT разброс точек больше, но в
целом, VE положительна. На Рис. 4.17 представлена зависимость меридиональной
компоненты скорости VN от By при южном, а на Рис. 4.18 – при северном ММП. На обоих
рисунках можно видеть схожие тенденции связи VN и By с той разницей, что величина VN
при BZ<0 превышают величину при BZ>0 приблизительно в 1.5 раза (соответственно, 250 и
170 м/с). Оба рисунка показывают, что в утреннем (6 MLT) и вечернем (18 MLT) секторах
VN близка к нулю или слегка положительна. Это означает, что точка наблюдения
141
Рис. 4.15 Зависимость VE от By при Bz<0 для восьми 3-х часовых MLT-секторов,
расположенных в соответствии с обычным кругом MLT. Положительным направлением
скорости зонального (VE) течения - на восток вдоль L-оболочки, т. е. 20° от
географического востока к северу. Величина Bz, усредненная по всему рассматриваемому
периоду, равна 2.7 нТл, а величина By изменялась в диапазоне ±3.4 нТл. Каждая точка VE
представляет собой усреднение по 100 соседним точкам. Для каждого графика по оси х
отложена величина By ММП в нТл, а по оси у – величина VЕ в м/с)
142
Рис. 4.16 То же, что и на Рис. 4.16, но при Bz>0
143
Рис. 4.17 То же, что на Рис. 4.16, но но для меридиональной компоненты скорости VN
(для каждого графика по оси х отложена величина By ММП в нТл, а по оси у – величина
VN в м/с)
144
Рис. 4.18 То же, что на Рис. 4.18, но при Bz>0
145
расположена очень близко к фокусам утреннего и вечернего вихрей конвекции, которые
слегка сдвинуты на поздние утренние и ранние вечерние часы. На дневной стороне VN
положительна, а на ночной – отрицательна, при этом наблюдается тенденция к большим
скоростям при By>0. В полуденном секторе зависимость лучше аппроксимируется двумя
прямыми отдельно для By>0 и By<0, т. е. здесь направленная к полюсу скорость VN
минимальна при By=0 (~200 м/с при BZ<0 и ~50 м/с при BZ>0) и возрастает с увеличением
интенсивности By. Этот факт подтверждает, что By ММП независимо от своей
полярности, создает кроме радиального электрического поля в полярной шапке также и
поле утро-вечер. Надо также отметить, что в полуденном секторе VN всегда
положительна, т. е. и при BZ>0 (средняя величина BZ=2.7 нТл), трансполярное течение
происходит в антисолнечном направлении.
4.4.4 Зависимость зональной скорости конвекции от By ММП и смещения границы
полярной шапки в различные часы местного времени
На Рис. 4.15 и 4.16, представляющих зависимость VE от By ММП, можно видеть,
что степень разброса точек неодинакова в различных секторах местного времени.
Изменение коэффициента корреляции Сcorr отражает расположение точки наблюдения
относительно ГПШ и влияние By ММП на структуру конвекции. Считается, что в
зависимости от знака By полярная шапка как целое смещается вдоль утренне-вечернего
меридиана так, что при By>0 ее границы сдвигаются на утреннюю, а при By<0 – на
вечернюю сторону (в северном полушарии) [Akasofu, 1981]. Для того, чтобы
проиллюстрировать, как выглядит эта утверждение по данным ESR на Рис. 4.19
представлены MLT-профили следующих параметров: коэффициент корреляции Ccorr
между By и VE (Рис. 4.19а), отношение между изменением By и VE, т.е. коэффициент
линейной регрессии К (Рис. 4.19б) и коэффициент смещения ГПШ при изменении знака
By (Рис. 4.19в). Для каждого параметра представлены две кривые: при BZ<0 и BZ>0.
Восемь значений Ccorr получены при линейной аппроксимации зависимостей,
представленных на Рис. 4.15 и 4.16, затем точки соединены интерполяционной кривой.
Линии, представленные на Рис. 4.19а, имеют два явно выраженных минимума (в утренние
и вечерние часы MLT) и два максимума (в полуденные и ночные часы). Наличие
минимумов на утренне-вечернем меридиане отражает сдвиг ГПШ под действием By.
Действительно, если считать, что круговое движение плазмы вокруг полюса происходит
на открытых силовых линиях, то когда точка наблюдения уходит из этой области,
зональная компонента скорости быстро затухает. Это выражается в резком уменьшении
146
а) б) в) КГР [град./нТл] Рис. 4.19 MLT-профили следующих параметров: (а) коэффициент корреляции Ccorr между
By ММП и VE; (б) отношение между изменением By и VE, т.е. коэффициент линейной
регрессии К и (в) коэффициент смещения ГПШ при изменении знака By, т.е./КГР. Для
каждого параметра представлены две кривые: при Bz<0 (cиняя линия) и Bz>0 (красная
линия).
147
Ccorr. На рисунке видно, что вечерний минимум значительно глубже утреннего. Это
соответствует большему размаху смещения ГПШ, предсказываемому эмпирической
моделью магнитосферы (Рис. 4.19в). Представленный на Рис. 4.19б MLT-профиль
коэффициента линейной регрессии (К) между изменением By и VE, есть угол наклона
соответствующих линий регрессии на каждом графике Рис. 4.15 и 4.16. Ясно, что если
величина К мала, то By мало влияет на VE, а если велика, то By возбуждает интенсивное
зональное течение. На Рис. 4.19б можно видеть, что в профиле К также проявляются два
утренне-вечерних минимума и два ночных/полуденных максимума. Полуденный
максимум находится точно на 12 MLT, а ночной смещен на ранние утренние часы. Если
разделить полные сутки по полуночно-полуденной оси и сравнить ход кривых для
диапазонов 0-12 и 12-24 MLT, то обнаруживается несимметрия в отклике конвекции,
которая состоит в том, что действие By оказывается более эффективным на утренней
стороне, чем на вечерней. В терминах коэффициента К разница составляет
приблизительно 20 м/с/нТл, т. е. 1.5 раза.
На Рис. 4.19в показан коэффициент смещения границы шапки КГР, который
представляет собой отношение ∆ГПШ / ∆ By, где ∆ГПШ – разность между положением
ГПШ (в градусах) при By = +3.4 и By = -3.4 нТл, а ∆ By равно диапазону изменения, т.е. 6.8
нТл. Величины By = ±3.4 нТл и BZ = ±2.7 нТл соответствует средним значениям в период
измерений. Ход кривых на Рис. 4.19в показывает, насколько смещается ГПШ по
магнитной широте в каждый момент MLT при смене знака By. Если КГР = 0, то граница не
меняет своего положения по широте/ Если КГР>0, то при смене знака By ММП с минуса на
плюс граница сдвигается к полюсу, а если КГР<0, то к экватору. На Рис. 4.19в изменение
КГР представляет собой синусоиду, которая показывает, что в полдень/полночь положение
ГПШ не зависит от By. Смещение шапки вдоль утренне-вечернего меридиана при
изменении By в рассматриваемом диапазоне составляет примерно 3° при BZ>0 и 7° при
BZ<0. На Рис. 4.19в заметна асимметрия смещения ГПШ, а именно, при заданной
величине By смещение вечерней границы превышает смещение утренней, особенно при
BZ>0.
4.4.5 Обсуждение и интерпретация результатов
Измерения радара ESR в эксперименте CP2 за 2000-2007 гг. позволили получить
статистические характеристики зональной (VE) и меридиональной (VN) скоростей
конвекции ионосферной плазмы. Так как точка наблюдения радара в течение полных
суток находится вблизи ГПШ, переходя в зависимости от комбинации различных
148
факторов из области открытых силовых линий геомагнитного поля в область замкнутых,
это дало возможность оценить степень смещения ГПШ, обусловленное By ММП.
Измерения позволили выявить, что в суточном ходе смещения ГПШ присутствует явно
выраженная асимметрия между утренним и вечерним MLT секторами.
(1) Статистические характеристики. Зависимости, представленные на Рис.
4.15-4.18, показывают, что при южном ММП (медианые значения BZ±2.7 нТ и By±3.4 нТ)
усредненная скорость VE, достигает значений 400 м/с при By<0 и -700 м/с при By>0. Это
эквивалентно электрическому полю, сответстветственно, 20 и -35 мВ/м (положительное
направление к полюсу). При северном ММП скорость VE изменяется в пределах ±400 м/с,
при этом, в целом, превалирует течение «по часовой стрелке». Максимальные значения
скорости VN достигают ±400 м/с, предполагая наличие двухвихревой конвекции с
антисолнечным течением через полярную шапку.
Полученные соотношения между компонентами скорости течения плазмы и
параметрами ММП находятся в согласии с базовой концепцией, которая состоит в том,
что полную картину траекторий движения плазмы в стационарных условиях дает
суперпозиция элементов, зависящих от BZ и By ММП и квазивязкого взаимодействия
[Ляцкий 1978; Papitashvili and Rich, 2002; Forster et al., 2009], а также с механизмом
влияния By, при котором компонента электрического поля солнечного ветра,
обусловленная By, создает радиальное электрическое поле в полярной шапке.
(2) Влияние By ММП на зональную скорость конвекции в полярной шапке.
Измерения показывают, что в большинстве секторов местного времени скорость VE имеет
близкую к линейной зависимость от By ММП, возрастая приблизительно на 40 м/с при
увеличении модуля By на 1 нТл и меняя направление с «по часовой стрелке» при By>0 к
«против часовой стрелки» при By<0. Меридиональная компонента скорости VN
демонстрирует очень слабую зависимость от By (небольшой рост с переходом от By<0 к
By>0) везде, кроме полуденного сектора (Рис. 4.17-4.18) и полуночного сектора при BZ>0.
В этих секторах VN всегда направлена к полюсу, она минимальна при By=0 и возрастает
при росте модуля By приблизительно как 10-20 м/с на 1 нТл By. Таким образом поведение
VN указывает на эффект смещения кругового околополюсного течения на утреннюю или
вечернюю сторону вдоль меридиана 06-18 MLT. Этот эффект хорошо виден на диаграмме
суточного хода коэффициента корреляции Ccorr между величиной VE и величиной By (Рис.
4.19а), который имеет два минимума в утренние/вечерние MLT и два максимума в
дневные/ночные часы. Такой же суточный ход имеет коэффициент пропорциональности
между изменением By и VE (КГР) представляющий собой меру степени влияния By на
зональное течение (Рис. 4.19в). Измерения показывают, что при BZ>0 в районе 18 MLT
149
влияния By практически нет. Это обусловлено тем, что ГПШ находится на несколько
градусов к северу от точки наблюдения, и зональное течение на этом пространственном
масштабе эффективно затухает. В дневные/ночные часы влияние By значительно.
Интересным фактом является то, что обнаруживается несимметрия суточного
хода относительно меридиана полдень-полночь таким образом, что на утренней стороне
все кривые идут выше, чем на вечерней (Рис. 4.19), или, иными словами, действие By
оказывается более эффективным на утренней стороне, чем на вечерней. Более того, в то
время как дневной максимум приурочен ровно к 12 MLT, ночной максимум смещен в
сектор 3 MLT. Симметричное смещение границ шапки, обусловленное изменением знака
By, имеет теоретическое обоснование [Сowley et al., 1991], воспроизводилось в моделях
[Vennerstrom et al., 2007] и в анализе спутниковых данных [Lee et al., 2010] (в этой работе
рассматривалось положение ГПШ только на ночной стороне и можно видеть, что сдвиг
границы в 21 MLT на 1° больше, чем в 3 MLT). В пользу наличия несимметрии говорит
также то, что расчет по модели Цыганенко положения границы открытых-закрытых
силовых линий при изменении знака, но фиксированном модуле By дает смещение шапки
в утренние полусутки меньше, чем в вечерние (Рис. 4.19в).
4.5 Динамика границы полярной шапки (ГПШ) по данным изображений
аврорального овала со спутника IMAGE
Электродинамическое взаимодействие между энергией солнечного ветра (СВ) и
магнитосферой Земли происходит, главным образом, в пограничных слоях и хвосте
магнитосферы, которые являются сопряженными по силовым линиям геомагнитного поля
с высокоширотными областями – авроральным овалом, каспом и полярной шапкой.
Силовые линии, выходящие из полярной шапки, вытянуты в хвост магнитосферы и
открыты для проникновения плазмы СВ и межпланетного электрического поля, которое
является производной межпланетного магнитного поля (ММП) и скорости СВ. В
околоземном пространстве границу полярной шапки (ГПШ) можно рассматривать как
границу между открытыми в СВ и замкнутыми на противоположное полушарие силовыми
линиями геомагнитного поля. В этой области ярко проявляются эффекты взаимодействия
СВ с магнитосферой, а анализ динамики ГПШ дает возможность проследить развитие
многих магнитосферных процессов.
В цикле Данжи [Dungey, 1961], в процессе которого происходит поступление
энергии из СВ в магнитосферу и ионосферу, конвекция плазмы определяется
пересоединением силовых линий магнитного поля на дневной магнитопаузе и в хвосте
150
магнитосферы,. Было показано, что когда доминирует дневное (ночное) пересоединение,
по мере того как открытый магнитный поток увеличивается (уменьшается), полярная
шапка расширяется (сжимается), и соответственно ГПШ сдвигается к экватору (полюсу).
Сжатие-расширение ПШ происходит и в цикле суббури [Siscoe and Huang, 1985; Cowley
and Lockwood, 1992; Milan et al., 2003; Hubert et al., 2006]. Авроральный овал и ГПШ
асимметричны относительно полюса как вдоль меридиана полдень-полночь, так и вдоль
утренне-вечернего меридиана. Средняя линия аврорального овала находится
приблизительно на 78° и 68° MLat, а толщина овала составляет около 3° и 10° MLat (при
Кр=3) соответственно на дневной и ночной стороне [Carbary et al., 2003]. Эта линия, также
как и ГПШ сдвигается к экватору с ростом геомагнитной активности [Feldstein and
Starkov, 1967]. Сдвиг ГПШ вдоль меридиана утро-вечер контролируется знаком By ММП
так, что в северном полушарии при By>0 (By<0) полярная шапка как целое смещается на
утреннюю (вечернюю) сторону [Vorobyev et al., 2001; Lee et al., 2010; Lukianova and
Kozlovsky, 2011]. В южном полушарии направление сдвига противоположно [Landal and
Ostgaard, 2009; Landal et al., 2010].
Динамика ГПШ усложняется во время геомагнитных бурь. Главная фаза бури
обычно инициируется южным ММП достаточно большой амплитуды. Соответственно
увеличению открытого магнитного потока в магнитосфере полярная шапка расширяется,
и ГПШ смещается к экватору. За время главной фазы большое количество энергии
накапливается в хвосте магнитосферы, а происходящие диссипативные процессы, как
правило, нелинейны [напр., Cowley 2000; Tanskanen et al., 2005]. Вследствие этого
динамика ГПШ во время бури может существенно отличаться от внебуревых периодов.
Большое количество изображений аврорального овала, сделанных спутником IMAGE, и
развитие метода их обработки [Longden et al., 2010] позволяют провести углубленный
анализ эволюции ГПШ. В данном разделе на основе измерений IMAGE получены
статистические зависимости положения ГПШ от параметров ММП и проанализирована
динамика ГПШ в различных секторах местного времени в ходе двух геомагнитных бурь.
4.5.1 Методы определения ГПШ
Существует несколько методов определения ГПШ. Наиболее надежным
считается идентификация ГПШ по спектрам высыпающихся частиц, исходя из того, что
низко-энергичные (100 эВ) и изотропные частицы находятся на открытых силовых
линиях, а более горячие – на замкнутых [Newell et al., 1996; Sotirelis et al., 2005].
Высыпания наблюдаются спутниками DMSP, находящимися на полярных орбитах на
151
высоте около 800 км. Однако, эти измерения не являются глобальными, поскольку
последовательные пролеты спутника отделены друг от друга примерно 100-минутным
интервалом.
Наземные оптические фотометры позволяют осуществлять непрерывный
мониторинг ГПШ по скачку интенсивности эмиссии на длине волны 630 нм, который
происходит на границе замкнутых линий [Blanchard et al., 1995; Johnsen and Lorentzen,
2012]. Однако такие наблюдения ограничены местом расположения фотометра и
возможны только в ночное время при безоблачном небе.
Вне зависимости от освещенности неба и погодных условий наблюдения за
положением ГПШ могут выполняться с помощью радаров. По данным радаров
когерентного рассеяния SuperDARN можно идентифицировать ГПШ как на дневной, так и
на ночной стороне по увеличению спектральной ширины (CШ) отраженного сигнала
[Chisham et al., 2004, 2005]. Но интерпретация данных измерений CШ часто неоднозначна.
В работе [Kozlovsky et al., 2011] с помощью комбинации данных радара EISCAT и
SuperDARN показано, что имеется тенденция к увеличению СШ при усилении
ионосферного электрического поля, на фоне которого развиваются ионосферные
неоднородности, причем это не связано с ГПШ.
Более точное местоположение ГПШ можно получить по данным измерений
температуры электронов и по резкому изменению электронной плотности в Е и F областях
ионосферы с помощью радаров некогерентного рассеяния EISCAT [Aikio et al., 2006].
Однако такие измерения были сделаны только в ходе специальных экспериментов.
Оптические измерения авроральных эмиссий спутниками Polar и IMAGE [Mende
et al., 2000] предоставляют возможность наблюдать весь овал в течение многих часов
подряд. В этом случае положения ГПШ идентифицируется с полярной кромкой
аврорального свечения (ПКАС). В настоящее время наиболее всеобъемлющие
исследования динамики ГПШ могут быть проведены на базе авроральных изображений в
УФ диапазоне, сделанных спутником IMAGE, который находился на высокой полярной
орбите с марта 2000 г. по декабрь 2005 г. В результате работы спутника было получено
большое количество изображений аврорального овала, сделанных через каждые 2 минуты
с 10-ти секундным временем экспозиции.
4.5.2 Массив данных за 2000-2002 гг.
Для интерпретации полученных изображений был предложен ряд процедур
оценки интенсивности и определения положения границ свечения, включая визуальную
152
оценку [Elphinstone et al., 1990] и различные методы градации яркости [Baker et al., 2000,
Kauristie et al., 1999; Carbary et al., 2003; Mende et al., 2003; Gjerloev et al., 2007]. Сравнение
положения ГПШ по данным о высыпаниях частиц с положением, определенным по
ПКАС, показало, что оптическая ГПШ регулярно находится несколько экваториальнее,
что объяснялось недостаточным пространственным разрешением оптических приборов
[Hubert et al., 2006; Boakes et al., 2008]. При автоматизированной обработке большого
количества изображений технически непростой задачей оказалась также интерпретация
двойного овала. Между тем, около 30% изображений показывали двойной овал на ночной
стороне, а в возмущенные периоды доля таких изображений доходила до 50%.
Для более корректного определения границ овала был разработан улучшенный
метод оценки интенсивности свечения и поиска пороговых значений интенсивности,
основанный на использовании комбинации одинарного и двойного гауссова
распределения [Longden et al., 2010]. Метод был автоматизирован, что позволило
обработать большое количество изображений и создать базу данных, в которой
содержится более миллиона значений границ аврорального овала. Сравнение полученных
оптических границ с данными по высыпающимся частицам со спутников DMSP показало,
что результаты, полученные двумя методами, находятся теперь в гораздо большем
согласии. Таким образом, полярная граница яркости свечения может быть использована в
качестве индикатора ГПШ.
В период с мая 2000 г. по декабрь 2002 г. орбита IMAGE была наиболее
благоприятной для того, чтобы наблюдать область высоких широт северного полушария.
Метод идентификации границ аврорального овала, описанный в [Longden et al., 2010], был
применен к полученным в этот период изображениям, результатом чего стала база
данных, содержащая более 2 млн 2-минутных значений геомагнитных широт полярной и
экваториальной границ овала для каждого часа MLT. Наибольшее количество данных
приходится на сектор 16 - 06 MLT (~150000 точек в час), а наименьшее – на сектор 10 – 13
MLT (~20000 точек в час). Данные по трем инструментам IMAGE доступны на сайте
Британской Антарктической Службы http://www.antarctica.ac.uk/. В настоящей работе
используются измерения широкополосной камеры (WIC), работающей в диапазоне
дальнего УФ 140-190 нм и фиксирующей излучение в полосе N2 Лайман-Хопфилд с
разрешением 256×256 пикселей [Mende et al., 2000]. Исходные значения широты ГПШ
усреднялись в среднечасовые значения при условии наличия не менее 50% 2-минутных
данных в час. В результате для каждого часа ночного сектора (21-03 MLT) получено
порядка 12000 точек, для утреннего (05-07 MLT) и вечернего (17-19 MLT) – около 10000,
а для дневного (10-14 MLT) – 4000 точек.
153
4.5.3 Оценка смещения ГПШ в зависимости от By и Bz ММП
Большое количество обработанных изображений аврорального овала позволяет
получить статистические характеристики широтного положения ГПШ в различных
секторах местного времени и оценить степень сдвига ГПШ в зависимости от величины и
направления ММП. Базовой характеристикой, которая может использоваться как нулевой
уровень отсчета при количественной оценке смещения полярной шапки, является
положения ГПШ при ММП≈0. Для определения «нулевого» расположения ГПШ из всей
базы данных были отобраны периоды времени, когда полный вектор ММП BТ=√Bz2+By2
не превышал значения 1 нТл, и для каждого часа MLT было рассчитано среднее значение
широты ГПШ. Величина смещения ГПШ при увеличении интенсивности ММП отдельно
по Bz и By компонентам определялась по регрессионным соотношениям между
соответствующей компонентой и широтой ГПШ и затем усреднялись для 3-часовых
секторов, центрированных на 0, 3, …, 21 MLT. При этом исключались периоды
магнитных бурь (Dst<-50 нТл), а из оставшихся рассматривались только достаточно
продолжительные (≥1 час) периоды стабильного знака компонент ММП, поскольку
специального анализа времени возможной задержки смещения ГПШ при изменении
ориентации ММП не проводилось. Эти ограничения уменьшили объем данных
приблизительно на 20%. Рис. 4.20a показывет пример статистической связи между Bz
ММП (By не специфицируется) и широтой ГПШ для ноября 2000 г., MLT=5. Зависимость
между параметрами аппроксимируется линейной функцией, а коэффициент корреляции
составляет R=0.43.
На Рис. 4.20(б-г) представлены MLT-профили широтного положения ГПШ при
практически нулевом ММП, когда ВТ<1 нТл (Рис. 4.20б), а также степень смещения ГПШ
при изменении By (Рис. 4.20в) и Bz ММП (Рис. 4.20г). Рис. 4.20б показывает, что в
полуденном секторе «нулевая» ГПШ расположена приблизительно 80° исправленной
геомагнитной широты (CGMLat), по мере перехода на ночную сторону постепенно
отдаляется от полюса, и в полуночном секторе находится на 76° CGMLat. График на Рис.
4.20в, каждая точка которого представляет собой tg угла наклона линии линейной
аппроксимации статистической зависимости между широтой ГПШ и величиной By ММП,
показывает, на сколько градусов смещается ГПШ под действием By в заданный час MLT.
Этот график показывает, что полярная шапка сдвигается вдоль меридиана утро-вечер со
«скоростью» около 0.1° на 1 нТл By ММП. В полуденном и полуночном секторах сдвига
ГПШ практически нет. График на Рис. 4.20г показывает аналогичную зависимость, но для
154
а)
б) в) г) Рис. 4.20 Статистическая зависимость между Bz ММП и широтой ГПШ для ноября 2000 г.
05 MLT (1613 точек) и линейная аппроксимация (а). Широта ГПШ при ММП ВТ<1 нТл
(б); степень широтного смещения ГПШ при изменении By (в) и Bz ММП (г) в различные
часы MLT. Точками обозначены значения параметров для 3-часовых секторов,
центрированных на 0, 3, …, 21 MLT; для них также показаны среднеквадратичные
ошибки регрессии. Точки соединены линией сплайн-интерполяции.
-20 -10 0 10 2060
70
80
90
CG
MLa
t (град)
R=0.43
Bz (нТл)
75
80
-0,2
-0,1
0,0
0,1
0,2
0 6 12 180,0
0,2
0,4
0,6
CG
MLa
t (град)
∆C
GM
Lat /
∆B
z (град
/нТл
)∆
CG
MLa
t / ∆
By
(град
/нТл
)
MLT
в)
б)
а)
155
Bz ММП, из которой видно, что под действием Bz наибольшее смещение ГПШ
происходит на дневной стороне, где оно характеризуется соотношением 0.45° CGMLat на
1 нТл Bz. В полуночном секторе «скорость» смещения составляет около 0.15° на 1 нТл Bz.
Таким образом, количественные оценки, представленные на Рис. 4.20(б-г), дают
возможность приблизительно определить положение ГПШ для произвольно заданной
комбинации значений Bz и By ММП. Для каждого часа MLT нулевым уровнем отсчета
является положение ГПШ из Рис. 4.20б, а дополнительный сдвиг рассчитывается по
данным Рис. 4.20в и 4.20г. При этом надо учитывать, что под действием Bz>0 (Bz<0) ГПШ
смещается к полюсу (экватору), а под действием Bу>0 (Bу<0) – на утреннюю (вечернюю)
сторону.
4.5.4 Эволюция ГПШ в восстановительную фазу магнитной бури
Приведенные выше оценки положения ГПШ относились к небуревым
периодам. Во время сильных геомагнитных бурь, вызванных солнечными вспышками и
приходом к Земле межпланетных облаков с большой амплитудой южного ММП, в
магнитосферу поступает большое количество энергии, а площадь полярной шапки
увеличивается. В хвостовой части магнитного облака ММП часто направлено к северу, и
взаимодействий магнитосферы с этой структурой определяет наступление
восстановительной фазы бури. Теория и эксперимент предсказывают, что при повороте
ММП к северу полярная шапка сокращается, а ГПШ быстро смещается к полюсу. Однако
в буревых условиях развитие этого процесса может иметь ряд особенностей, которые
недостаточно исследованы. Анализ положения ГПШ одновременно в всех секторах MLT,
который можно провести на основе базы данных IMAGE, позволяет наиболее полно
проследить динамику полярной шапки во время магнитной бури.
Для решения этой задачи были выбраны две магнитных бури 17-18 августа и
24-25 ноября 2001 г. Выбор был обусловлен тем, что в магнитных облаках, являвшихся
источниками бурь, был четко выраженный поворот ММП к северу, за которым следовал
продолжительный период стабильного северного ММП, во время которого величина By
компоненты ММП была мала. На Рис. 4.21 (графики I-VI) представлены характеристики
бурь 17-18/08/2001 и 24-25/11/2001: Bz, By ММП и Dst индекс. Хотя изменение ММП
имеет свои особенности, в ходе обеих бурь можно видеть резкий поворот ММП к северу
(в 22 UT 17/08/2001 и 15 UT 24/11/2001) и продолжительный период Bz>0 во время
восстановительной фазы бури. На Рис. 4.21 (графики VII-X) показано изменение
широтного положения ГПШ в дневном (10-14 MLT), ночном (22-02 MLT), утреннем (04-
156
08 MLT) и вечернем (16-20 MLT) секторах местного времени. Пары противоположных
секторов (дневной/ночной и утренний/вечерний) совмещены на одном графике.
На Рис. 4.21 (VII-X) можно видеть, что в главную фазу бурь широта ГПШ
изменяется очень динамично, в целом следуя изменению ММП. В начале и в процессе
главной фазы при усилении южного ММП до Bz ≈ -20 нТл (около 12 UT 17/08/2001 и
24/11/2001) ГПШ резко сдвигается к экватору примерно на 10°. Это хорошо видно во всех
секторах MLT в событии 24/11/2001. В событии 17/08/2001 ГПШ значительно смещается
к югу в дневном, ночном и утреннем секторах, а в вечернем секторе сдвига практически
нет. Это может быть обусловлено доминирующим влиянием By ММП в период 12-24 UT,
когда By ≈ +20 нТл. При этом, поскольку шапка в целом смещается на утреннюю сторону,
в вечернем секторе эффекты Bz<0 и By>0 взаимно компенсируются.
Изменение положения ГПШ на дневной и ночной сторонах (Рис. 4.21 VII-VIII)
значительно различается в восстановительную фазу, когда при повороте ММП к северу
дневная ГПШ практически сразу смещается к полюсу, ночная ГПШ продолжает
находиться гораздо экваториальнее, чем та широта, которая соответствует имеющейся в
это время величине Bz>0. Такая динамика ГПШ характерна для восстановительных фаз
обеих бурь 17-18/08/2001 и 24-25/11/2001. На Рис. 4.22 представлена разность между
наблюдаемым положением ГПШ и положением, рассчитанным по данным Рис. 4.20б для
соответствующих значений ММП отдельно для ночного (Рис. 4.22а, б) и дневного (Рис.
4.22в, г) секторов. Так, для бури 17-18/08/2001 в интервале 22 UT 17/08 – 24 UT 18/08
средняя величина Bz ≈ +8.4 нТл. При таком ММП оценка положения ГПШ дает 83.6°
(дневной сектор) и 78° (ночной сектор) CGMLat. Для бури 24-25/11/2001 в интервале 15
UT 24/11 – 24 UT 25/11 средняя величина Bz ≈ +9.5 нТл, а соответствующие оценки дают
положение ГПШ на 84.1° (дневной сектор) и 78.6° (ночной сектор) CGMLat. На Рис. 4.22
для каждой бури двухсуточный временной интервал для наглядности разделен на на две
части: период до начала восстановительной фазы согласно Dst (серые кружки) и период
стабильного северного ММП во время восстановительной фазы (черные точки). На Рис.
4.22 (а, б) можно видеть, что на ночной стороне после поворота ММП к северу (22 UT
17/08 и 17 UT 24/11) ГПШ наблюдается значительно экваториальнее, чем то положение,
которое дают оценки для соответствующей величины Bz>0, основанные на статистике для
внебуревых периодов. Разница может достигать 10° и сохраняться достаточно большой
(~4° для рассматриваемых бурь) в течение 20 и более часов. Линейная аппроксимация
скорости сдвига ГПШ к полюсу в востановительную фазу (наклонные линии на Рис. 4.22а,
б) дает значение 0.3°/час. В дневном секторе, как показывает Рис. 4.22 (в, г), разность
157
Рис. 4.21 Изменение ММП By (I-II), Bz (III-IV), Dst индекса (V-VI) и эволюция широтного
положения ГПШ в полуденном и полуночном секторах (VII-VIII) и в утреннем и вечернем
секторах (IX-X) MLT. Линиями с черными точками обозначены среднечасовые значения
широты ГПШ в полуночном или утреннем секторе, а линиями с открытыми кружками –
значения в полуденном или вечернем секторе. Параметры для бури 17-18/08/2001
представлены в левой, а для бури 24-25/11/2001 – в правой колонке графиков.
60
65
70
75
80
85
90
60
65
70
75
80
85
90
60
65
70
75
80
85
90
60
65
70
75
80
85
90
Мировое время, час Мировое время, час
X)
VIII)
IX)
CG
MLa
t (град)
CG
MLa
t (град
)
00 12 00 12 0000 12 00 12 00
VII)
-200
-100
0
-200
-100
0
-40
-20
0
20
40
-40
-20
0
20
40
-40
-20
0
20
40
-20
0
20
40
24-25 ноября 200117-18 августа 2001
Dst
, нТл
By ,
нТл
Bz
, нТл
00 12 00 12 00
VI)
IV)
II)
V)
III)
I)
00 12 00 12 00
158
в)-5
0
22-02 MLT
22-02 MLT
10-14 MLT
10-14 MLT
а)
24-25 ноября 200117-18 августа 2001
-5
0
-10
-5
0
00 12 00 12 00 Мировое время, часМировое время, час
00 12 00 12 00
г)
-10
-5
0
б)
∆ C
GM
Lat
(град)
∆ C
GM
Lat
(град)
Рис. 4.22 Эволюция разности ∆ между наблюдаемой широтой ГПШ и ее статистической
оценкой в полуночном (а, б) и полуденном (в, г) секторах MLT для бурь 17-18/08/2001 и
24-25/11/2001. Значения ∆ до начала восстановительной фазы (период уменьшения Dst)
обозначены серыми кружками, а значения ∆ во время восстановительной фазы при
северном ММП - черными точками. На графиках (а, б) линейная аппроксимация скорости
сдвига ГПШ к полюсу в востановительную фазу обозначенв наклонной линией.
159
широт невелика, знакопеременна и редко превышает 3°. Это говорит о том, что в ГПШ в
полуденном секторе достаточно быстро занимает позицию, соответствующую величине
северного ММП.
Смещение ГПШ вдоль утренне-вечернего меридиана как во внебуревые периоды,
так и во время бури контролируется в основном By ММП. Это можно видеть на Рис. 4.23,
где представлены разности между положением ГПШ в утреннем и вечернем секторах и
изменение By и Bx ММП. В главную фазу бури 17/08/2001 в интервале 12-24 UT By
достигает +20 нТл и более. На Рис. 4.23(а) видно, что в это время разность широт «утро-
вечер» для ГПШ составляет в среднем 4.5°, а в отдельные часы достигает 6-7°. При этом
разность отрицательна, что означает смещение полярной шапки как целого
приблизительно на 2° на утреннюю сторону. В главную фазу бури 24-25/11 By ММП три
раза меняет знак: By ≈ +15 нТл в 7-8 UT, -20 нТл в 10-12 UT и +10 нТл в 13-15 UT. В
целом следуя изменениям By изменяется и знак разности «утро-вечер» широт ГПШ, как
видно на Рис. 4.23(б). При By>0 полярная шапка смещается на утреннюю сторону на 1.5-
2°, затем при By<0 – на вечернюю на 3-3.5°, а затем опять на утреннюю сторону при By>0.
Bx компонента ММП в период уменьшения интенсивности By увеличивается. В ходе двух
рассматриваемых бурь Bx имеет противоположные знаки. Во время бури 17-18/08 Bx
компонента в основном отрицательна, а во время бури 24-25/11 - положительна (Рис. 4.23
в, г). Из Рис. 4.23(а, б) можно видеть, что хотя главным фактором, контролирующим
смещение ГПШ, является By ММП, Bx также может оказывать некоторое влияние,
поскольку наблюдаются отклонения ГПШ и при малых значениях By.
4.5.5 Обсуждение результатов
Динамика ГПШ в дневном и ночном секторах местного времени
принципиально различается. В восстановительную фазу бури при повороте ММП к северу
и следующим за эти продолжительным периодом северного ММП дневная ГПШ
практически сразу смещается к полюсу, тогда как ночная ГПШ в течение многих часов
продолжает располагаться гораздо экваториальнее того положения, где она должна была
бы находиться при соответствующем значении Bz>0. Быстрый, в пределах 10-15 минут,
отклик авроральных структур на дневной стороне на изменение ММП наблюдался при
изучении авроральных дуг с помощью радаров [Kozlovsky et al., 2003]. В то же время, на
вечерней стороне эволюция аврорального овала была более медленной [Kozlovsky and
Kangas, 2001]. Положение ГПШ на ночной стороне во время бури 12-13/08/2000
исследовалось в работе [Lee et. al., 2010], в которой граница определялась по данным
160
-20
0
20
в)
-20
0
20
00 12 00 12 00 00 12 00 12 00
ММП
Bх
(нТл
)
г)
Рис. 4.23 Эволюция разности между широтой ГПШ на утренней и вечерней сторонах (а,
б) (точки, левая ось ординат) и изменение By (а, б) и Bх (в, г) ММП (вертикальные линии,
правая ось ординат) для бурь 17-18/08/2001 (а) и 24-25/11/2001.
-20
0
20
-20
0
20
-5
0
5
00 12 00 12 00
ММП
By
(нТл
)
00 12 00 12 00
б)а)
Мировое время, часМировое время, час
∆ C
GM
Lat (град
)
-5
0
5
161
спутника DMSP. Было показано, что после поворота ММП к северу процесс смещения
ночной ГПШ на 5° к полюсу продолжался более 12 часов. Однако в восстановительную
фазу этой бури в отличие от двух бурь, рассмотренных в нашей работе, величина Ву ММП
была достаточно большой, из-за чего могло происходить дополнительное поступление
энергии в магнитосферу [Vennerstrom et al., 2005].
Размер полярной шапки может оставаться большим в течение долгого времени,
при северном ММП. На дневной стороне динамику ГПШ определяет непосредственное
взаимодействие СВ с магнитосферой в процессе пересоединения на магнитопаузе,
которое практически прекращается при повороте ММП к северу. Ночная ГПШ
проецируется в достаточно инерционный плазменный слой в хвосте. На динамику ночной
границы оказывает влияние не только текущее значение ММП, но состояние
магнитосферы в предыдущий период главной фазы бури, накопленная в хвосте энергия и
продолжающее там пересоединение. Оценки накапливаемой в хвосте и высвобождаемой
затем энергии, были получены на основе данных о динамике границ ПШ с помощью
техники инверсии магнитограмм [Mishin et al., 1997; 2001]. Эти оценки показали, что
энергия, накапливаемая в хвосте в ходе главной фазы бурь, достаточна для обеспечения
основной части затрат на восстановительной фазе.
Смещение ГПШ вдоль утренне-вечернего меридиана определяется знаком и
величиной By ММП. Оценка смещения ГПШ по модели, построенной для внебуревых
периодов (Рис. 4.20в), дает величину около 0.1° на 1 нТл изменения By. В то же время,
параметры токовой системы магнитосферы и ионосферы зависят не только от ММП, но и
от параметров плазменного слоя (распределения магнитного поля и градиента плотности
плазмы). При детальном сравнении рисунков 4.20(в) и 4.23 можно видеть, что
действительно сдвиг полярной шапки на утреннюю или вечернюю стороны не полностью
контролируются переменными по знаку значениями By ММП. В главную фазу бурь (12-22
UT 17/08 и 06-18 UT 24/11) влияние By на разность широт ГПШ на утренней и вечерней
сторонах характеризуется значением 0.27° и 0.43° на 1 нТл изменения By, что близко, но
несколько превышает модельные оценки. Аналогичное соотношение, усредненное за
время восстановительных фаз бурь, когда величина By становится близкой к нулю (см.
Рис. 4.21) дает соответственно 2.1° и 1.76° на 1 нТл By, что больше модельной оценки. В
этом случае северо-южная асимметрия плазменного слоя относительно нейтрального слоя
может являться дополнительным фактором, влияющим на разность широт ГПШ на
утренней и вечерней сторонах [Mishin et al., 2011]. Возможного влияния Bx компоненты
ММП (в двух рассмотренных бурях Bx имеет противоположные знаки) на смешение ГПШ
не наблюдается.
162
4.5. Основные результаты главы 4
По статистическим картам ПТ, созданным на базе спутниковых измерений
магнитного поля над ионосферой, а также по расчитанным системам конвекции выделен
асимметричный эффект, обусловленный By ММП, в двух полушариях в различные сезоны.
Получено, что для условий лета и равноденствия в обоих полушариях ПТ сосредоточен в
круге у полюса, а ПТ противоположного знака, подковообразно вытянутый вдоль широты,
расположен на дневной стороне на более низких широтах. При BZ>0 токи ограничены в
околополуденном секторе, а при BZ<0 они растягиваются вдоль параллелей. Система
почти симметрична относительно полуденного меридиана. В зимних условиях можно
выделить ветвь приполюсного тока кругового сечения, но наиболее интенсивный
низкоширотный ток обратного знака занимает область, вытянутую вдоль широты на
утренней стороне. В системе конвекции летом и в равноденствие вокруг полюса
развивается интенсивный вихрь, контролируемый By. В северной и южной шапках плазма
вращается в противоположных направлениях, а значение потенциала в фокусах вихрей в
соответствующий сезон приблизительно одинаково. Зимой же в разностных диаграммах
появляются два вихря, фокусы которых приходятся на послеполуденные и
послеполуночные часы местного времени. В среднем, изменение интенсивности By ММП
на 1 нТл изменяет потенциал в центральной части полярной шапки (Up) на 6 кВ. В обоих
полушариях в равноденствие и зимой с усилением ММП и его поворотом к северу Up
уменьшается, а летом наблюдается тренд обратного знака.
С помощью декомпозиции карт ПТ получены структуры, контролируемые двумя
факторами: знаком By ММП и летне-зимней асимметрией проводимости ионосферы. В
летнем полушарии элемент ПТ, связанный с By, имеет структуру, состоящую из
приполюсного тока кругового сечения и тока обратного направления на дневной границе
полярной шапки. В зимних условиях в зависимости от знака By реализуются два
различных типа структур: (*) при By<0 это приполюсный ток кругового сечения и
обратный ток на ночной границе полярной шапки, (**) при By>0 это токовые слои,
вытянутые вдоль широтных кругов ниже 80° MLat, и только небольшая часть тока
находится в полуденном секторе полярной шапки. Оценки величины ПТ, возникающего
из-за сезонной межполушарной асимметрии проводимости, и текущего в полуночном
секторе вдоль замкнутых геомагнитных линий через хвост магнитосферы дают среднюю
плотность межполушарного продольного тока ~0.1 µА/м2, а полный ток, соответственно,
~104 А.
163
Получены статистические характеристики зональной и меридиональной
скоростей конвекции ионосферной плазмы над районом Шпицбергена вблизи границы
полярной шапки (ГПШ). Обнаружена несимметрия зональной скорости конвекции и ГПШ
относительно меридиана полдень-полночь таким образом, что действие By ММП
оказывается более эффективным на утренней стороне, чем на вечерней.
С использованием новой базы данных о положении границ аврорального овала
по данным измерений спутника IMAGE в 2000-2002 гг. с более корректным
определением границ свечения были получены статистические оценки широтного
положения ГПШ в зависимости от By и Bz ММП. При нулевом ММП в полуденном
(полуночном) секторе ГПШ расположена приблизительно 80° (76°) CGMLat. Под
действием Bz на дневной стороне происходит наибольшее смещение ГПШ,
характеризующееся соотношением 0.45° CGMLat на 1 нТл Bz. В полуночном секторе
степень смещения составляет около 0.15° на 1 нТл Bz. Под действием By>0 (By<0)
полярная шапка как целое сдвигается на утреннюю (вечернюю) сторону. Степень сдвига
вдоль меридиана утро-вечер характеризуется соотношением 0.1° CGMLat на 1 нТл By.
Была проанализирована временная эволюция полярной границы при повороте ММП к
северу в восстановительную фазу двух магнитных бурь. Показано, что на дневной стороне
граница смещается к северу практически без временной задержки. Ночной границе
требуется более 25 часов, чтобы сдвинуться к полюсу на широту, соответствующую
значению ММП Bz>0. Смещение ГПШ вдоль утренне-вечернего меридиана
контролируется, главным образом, By ММП и происходит практически одновременно с
изменением знака By.
164
Глава 5. Глобальный отклик магнитосферно-ионосферной системы на резкие
изменения динамического давления солнечного ветра
5.1 Введение
Отклик магнитосферно-ионосферной системы на экстремальные события
космической погоды, к которым в первую очередь относятся магнитные бури, является
глобальным и охватывает как высокоширотные области обоих полушарий, где возникают
мощные токовые системы, так и области средних и низких широт, где сказывается эффект
кольцевого тока. Большое количество исследований посвящено актуальной проблеме
выявления наиболее геоэффективных параметров солнечного ветра и межпланетного
магнитного поля. Хорошо известно, что вертикальная компонента ММП является
основным параметром, определяющим интенсивность магнитосферной конвекции
[Акасофу и Чепмен, 1975] . В меньшей степени исследовано влияние динамического
давления (Pd) солнечного ветра.
Pd [нПа]= 1.6726 · 10-6m · N · V2 , (5.1)
где m - масса протона, N – плотность СВ, V – скорость СВ
Сжатие/растяжение магнитосферы под действием резкого изменения Pd является
одним из глобальных процессов взаимодействия СВ с магнитосферно-ионосферной (М-И)
системой, источником возмущений как в магнитосфере, так и в ионосфере. Резкие
изменения Pd, фронты и импульсы повышенного давления характерны для межпланетных
магнитных облаков, исходящих от Солнца в периоды максимума солнечного цикла. В
таких структурах СВ скачки давления почти всегда сопровождаются резким изменением
ММП. Повышение Pd на переднем фронте магнитного облака обусловлено повышением
как скорости, так и плотности СВ. Во внутреннем теле облака изменение Pd обычно
обусловлено изменением плотности СВ. Когда фронт повышенного давления достигает
магнитопаузы, достаточно нескольких минут, чтобы усилились токи во всей
магнитосферно-ионосферной системе, включая токи на магнитопаузе и в хвосте
магнитосферы, кольцевой ток, продольные и ионосферные токи. Резкие изменения Pd
прямо связаны с компрессией (сжатием или расширением) магнитосферы и вызывают
глобальные изменения крупномасштабных электрических токов в М-И системе. Отклик
на скачки Pd наблюдается в DCF токе, текущем на магнитопаузе, в продольных токах, в
токах хвоста магнитосферы [Patel, 1968; Нишида 1980; Araki, 1994; Russell et al., 1994; Zesta
et al., 2000; Lukianova 2003], авроральной активности [Shue and Kamide, 2001; Zhou and
Tsurutani, 1999; Lyons et al., 2000; Zesta et al., 2000; Boudouridis et al., 2003; Yang et al.,
165
2011], в инжекции энергичных частиц и в магнитном поле на геосинхронной орбите [Lee
et al.,, 2004; Villante and Piersanti, 2008], развитии суббурь [Borodkova et al., 2006; 2010;
Lyons et al., 2008]. Была найдена связь между изменением Pd и развитием/затуханием
кольцевого тока [Wang et al., 2007, Shi et al., 2005].
Кратковременные импульсы Pd могут искажать форму магнитопаузы локально.
Считается, что в высокоширотной ионосфере этот процесс отображается в виде серии
небольших вихрей эквивалентных ионосферных токов, перемещающися вдоль круга
магнитной широты от полуденного меридиана на утреннюю или вечернюю сторону [Friis-
Christensen, 1988]. Большие импульсы Pd длительностю 0.5-1 ч., а также фронты Pd
вызывают резкие изменения магнитногого поля, регистрируемые по всему земному шару.
Сжатие магнитосферы, сопровождающееся усилением DCF-тока на магнитопаузе, ведет к
росту Н-компоненты, особенно заметному на низкоширотных магнитограммах. Анализ
вариаций геомагнитного поля, связанных с внезапным импульсом (SI) или внезапным
началом магнитной бури (SC), показал, что возрастанию Н часто предшествует краткий
предварительный импульс (PI) обратного направления, который вызывается ПТ,
связанным с компрессией магнитосферы и возбуждением альфвеновской волны.
Последующий главный импульс (MI) есть проявление усиления электрического поля в
сжатой магнитосфере [Araki, 1994]. В большинстве ранее опубликованных работ основное
внимание уделялось эффектам SI/SC, наблюдаемым в низких и средних широтах. Реакция
ионосферы полярной шапки была рассмотрена в работе [Moretto et al., 2000]. С помощью
AMIE процедуры, основанной на обработке большого массива наземных и спутниковых
данных, были построены 1-мин картины конвекции для SI события. Результаты
продемонстрировали, что отклик высокоширотной системы конвекции на приход фронта
Pd на фоне северного ММП состоит из двух фаз. Сначала возникает 2-вихревая система,
противоположная по знаку системе DP2. Спустя несколько минут электрическое поле
меняет знак, и развиваются две ячейки конвекции с течением плазмы вдоль полуденного
меридиана в антисолнечном направлении. Работа [Moretto et al., 2000] показала, что в
высокоширотной конвекции можно наблюдать эффект PI и MI, причем конвективные
вихри, соответствующие РI не перемещаются на ночную сторону, а как бы заменяются
вихрями, соответствующими MI.
Возникает ряд вопросов о том, всегда ли отклик высокоширотной конвекции на
фронт Pd состоит из двух фаз, каковы условия усиления конвекции при повышении Pd,
какие системы токов ответственны за наблюдаемые эффекты и др. В данной главе
рассматривается реакция магнитосферно-ионосферной системы на фронты и импульсы
166
повышенного Pd. Глава 5 основана на результатах, опубликованных в работах [15, 17-19,
21, 42, 43] (см. Приложение 2).
5.2. Влияние резких изменений динамического давления солнечного ветра (Pd) на
конвекцию в полярных шапках
Эффект резких изменений Pd в высокоширотных областях и его связь с
изменениями электродинамики магнитосферно-ионосферной системы в более глобальном
масштабе рассматривался в ряде работ автора. Экспериментальные факты, выявленные в
этих работах, в дальнейшем широко обсуждались получили дальнейшее развитие в ряде
других исследований [Lee et al., 2004; Shi et al., 2005;Stauning and Troshichev, 2008;
Safargaleev et al., 2010; Yu and Ridley, 2011].
5.2.1 Использование высокоширотных геомагнитных индексов для оценки
интенсивности конвекции под действием импульсов повышенного Pd
Для оценки интенсивности конвекции использовался индекс полярной шапки (РС
индекс), который определяется величиной трансполярного ионосферного тока [Troshichev
et al., 1988], и АЕ индекс, рассчитываемый по нескольким авроральным станциям и
предназначенный для мониторинга авроральных электроджетов [Davis and Sugiura, 1966].
Также анализировались данные магнитных измерений низкоширотных станций.
Концепция индекса полярной шапки как максимума вариации горизонтальной
компоненты геомагнитного поля на околополюсных станциях была выдвинута в [Fairfield,
1967]. Затем был предложен РС-индекс магнитной активности, рассчитываемый
регулярно по данным одной северной станции (Туле, 86.5) и одной южной станции
(Восток -83.4) [Troshichev et al., 1988]. Вариация горизонтальной компоненты δF
пропорциональна интенсивности трансполярной части ионосферного тока DP2,
связанного с двухвихревой системой конвекции в ионосфере. Таким образом, РС-индекс
можно рассматривать как показатель величины электрического поля, генерируемого при
взаимодействии СВ с магнитосферой. Было показано, что δF хорошо коррелирует с
межпланетным электрическим полем (Ем), проникающим в магнитосферу при ее
взаимодействии с СВ [Kan Lee 1979].
Ем = V · (By2 + BZ2)1/2 · sin2(θ/2) (5.2)
где V – скорость СВ, By и BZ – вертикальная и азимутальная компоненты ММП, θ – угол
между направлением вектора земного диполя и полным вектором ММП. Учитывая
линейную зависимость между δF и Ем, РС-индекс был определен как безразмерная
167
величина, калиброванная по Ем. Вариации РС-индекса, в целом, следует вариациям Ем.
Индекс часто используется для оценки энергии, поступающей в магнитосферу. Поскольку
точка наблюдения располагается под областью трансполярной части ионосферной
системы DP2, отражающей интенсивность конвекции, индекс положителен при южной
ориентации ММП, а также при BZ=0, когда существует стабильная двухвихревая
конвекция. Система конвекции, определяемая действием By компоненты ММП, содержит
один вихрь вокруг геомагнитного полюса, а трансполярный ток комбинированной (BZ и
By) системы направлен к Солнцу; при этих условиях индекс также положителен. В период
северной ориентации ММП трансполярный ток направлен от Солнца, следовательно
РС≤0. В связи с некоторыми отличиями в способах вычисления значения южного индекса
могут несколько превышать значения северного индекса [Lukianova et al., 2002]. Однако
при отклике на скачки Pd оба индекса изменяются согласовано.
5.2.2 Высокоширотный геомагнитный эффект импульса Pd
Детальное сравнение изменений параметров ММП и СВ и вариаций
высокоширотных геомагнитных индексов показывают, что и РС, и АЕ весьма
чувствительны к внезапным изменениям Pd. Так, в периоды стабильного ММП РС индекс
следует за ростом и падением Pd и вариация индекса начинается одновременно с
моментом контакта фронта давления с дневной магнитопаузой. Достаточно большая база
данных по 1-мин значениям РС (с 1978 по обс. Туле и с 1996 по обс. Восток) и АЕ (с 1956
г.) позволила найти ряд типичных примеров вариаций при импульсе Pd. Также
используется низкоширотный индекс SYM-H [http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp/wdc],
являющийся 1-мин аналогом индекса Dst. Ниже рассмотрены показательные события,
когда импульс (фронт) Pd происходил при стабильном, практически неизменном, южном
(магнитные бури 10 января 1997 и 25 сентября 1998) и северном ММП (внезапные
импульсы 6 сентября 2000 и 29 декабря 2001). Таким образом, вариации геомагнитных
индексов описывают отклик системы именно на изменение Pd.
Магнитная буря 10 января 1997 г., 03 - 15 UT. На Рис. 5.1а представлены (сверху
вниз): изменение BZ и By компонент ММП по данным спутника WIND; электрическое
поле и динамическое давление СВ, т.е. ЕМ и Pd; индексы РС (по данным Восток) и АЕ.
Около 5 UT BZ компонента ММП поворачивает на юг и остается отрицательной (≈ -10
нТл) в течение 6 ч. Величина ЕМ сотавляет около 5 мВ/м и стабильна в течение этого
отрезка времени. Во время главной фазы магнитной бури (Dst = -200 нТл) в период 10:50-
11:20 UT наблюдался импульс Pd с повышение давления от 2 до 10 нПа. В это же время в
168
SYM-H наблюдается положительная бухта, указывающая на усиление тока на
магнитопаузе. Вариация высокоширотных индексов РС и АЕ, наблюдаемая в 11:00-11:20
UT, в точности совпадает с формой импульса Pd: значение РС увеличилось с 2 до 13, а АЕ
- с 200 до 2000 нТл, что свидетельствует об интенсификации как трансполярного, так и
аврорального ионосферных токов.
Магнитная буря 25 сентября 1998 г., 0 - 12 UT. На Рис. 5.1б представлены BZ и
By ММП по данным спутника IMP-8, параметры ЕМ и Pd; индексы РС, АЕ и SYM-H.
Импульс Pd амплитудой ~25 нПа произощел в 06:00–06:50 UT на фоне относительно
стабильного направленного к югу ММП (BZ≈-10 нТл) в главную фазу большой магнитной
бури (Dst ≈-200 нТл). В 06:15–07:10 UT, РС увеличился до 30, а АЕ - до 2500 нТл. Форма
вариации обоих индексов повторяет форму импульса Pd. В это же время SYM-H
показывает не просто положительную бухту, а синусообразную вариацию - эта
особенность будет обсуждаться ниже.
Внезапный импульс (SI) 6 сентября 2000 г., 14 - 19 UT. Это событие
иллюстрирует отклик на резкое увеличение Pd при северной ориентации ММП. На Рис.
5.2а представлены BZ и By компоненты ММП по данным спутника АСЕ (без временного
сдвига к магнитопаузе, составляющем 50 мин.); ЕМ и Pd; индексы РС и АЕ. В течение
нескольких часов BZ= 5 нТл, что определяет низкий уровень ЕМ ≈ 0.5 мВ/м. В 16:20 UT
наблюдается резкое возрастание Pd с 2 до 15 нПа и соответственный рост SYM-H. В
17:00-17:40 значения РС и АЕ повышаются соответственно c 0 до 7 и с 10 до 200 нТл.
Особенностью вариации РС и АЕ является кратковременный предшествующий основному
повышению выброс в 17:06-17:09, отрицательный в РС и положительный в АЕ.
Внезапный импульс 29 декабря 2001 г., 03 - 08 UT. На Рис. 5.2б представлены BZ,
By ММП; ЕМ, Pd (по данным АСЕ без сдвига к магнитопаузе), индексы РС и АЕ. В этом
событии фронт Pd также приходит на фоне северного ММП при BZ ≈ 5 нТл и ЕМ < 0.5
мВ/м. В 05 UT наблюдается скачок Pd с 2 до 20 нПа, который в 05:40-06:30 вызывает
повышение РС с 0 до 3 и АЕ с 0 до 200 нТл. В 05:45- ясно виден отрицательный выброс в
РС индексе.
Приведенные примеры указывают на то, что при резком повышении Pd
происходит усиление и трансполярной, и авроральной составляющих токовой системы
DP2, соответствующее усилению конвекции, которое не связано с увеличением южной
компоненты ММП. В данном случае усиление конвекции вызвано прохождением фронта
повышенного Pd вдоль магнитопаузы от подсолнечной точки к хвосту. Кратковременный
169
а) 10/01/1997 б) 25/09/1998 Рис. 5.1 Изменение параметров в ходе геомагнитных бурь 10 января 1997, 03 - 15 UT (а) и
25 сентября 1998, 00 - 12 UT (б). Сверху вниз: Bz и By ММП; электрическое поле ЕМ и
динамическое давление Pd СВ и индексы РС, АЕ и SYM-H
170
а) 6/09/2000 б) 29/12/2001 SYM H Рис. 5.2 Изменение параметров при внезапном импульсе 6 сентября 2000, 14 - 19 UT (а) и
29 декабря 2001, 03 - 08 UT (б). Сверху вниз: Bz и By ММП, ЕМ и Pd СВ, индексы РС, АЕ и
SYM-H.
171
отрицательный выброс РС, фактически отражающий изменение направления
трансполярного течения плазмы с антисолнечного к течению по направлению к Солнцу,
будет обсуждаться ниже.
5.2.3 Статистическая связь между PC индексом, параметрами СВ и ионосферным
электрическим полем в главную фазу магнитной бури при наличии импульсов Pd
Солнечные вспышки, выбросы солнечной плазмы и столкновение магнитосферы
с межпланетными облаками сопровождается развитием сильных магнитных бурь.
Величина и направление ММП, скорость и плотность СВ в межпланетном облаке резко
меняются с большой амплитудой и часто достаточно независимо друг от друга. Обычно
на переднем фронте облака наблюдается одновременный скачок ММП и Pd, но бывают
случаи, когда один параметр опережает другой. Примером такого рода является
магнитная буря 15 июля 2000 г. На Рис. 5.3а представлены следующие параметры: РС
индекс, ЕМ и Pd по данным спутников АСЕ и WIND (без временного сдвига к
магнитопаузе). Из Рис. 5.3а видно, что фронт высокого Pd пересек орбиту Земли на час
раньше, чем фронт увеличения ЕМ. В 15:00 UT первое увеличение РС до >30 связано с
откликом на резкий рост Pd до 60 нПа, тогда как уровень ЕМ остается низким. Второе
увеличение РС до 30 в 20:30 UT связано с ростом ЕМ до 55 мВ/м, тогда как Pd в это время
уже снизилось.
В соответствии с определением РС, приведенном в разделе 5.2.1, следовало бы
ожидать линейной связи между индексом и ЕМ [Troshichev et al., 1988]. Однако в
рассмотренном примере РС достигает пиковых значений как при высоком, так и при
низком уровне ЕМ, что в последнем случае обусловленно воздействием импульса Pd.
Таким образом, интенсивность трансполярного тока, мерой которого является РС индекс,
зависит как от ЕМ, так и от Pd. На Рис 5.3б для данной магнитной бури представлена
статистическая зависимость между значениями РС и ЕМ с 12:00 до 24:00 UT 15 июля 2000
г. При построении этого графика использовались 5-мин значения параметров. Учтено
временное смещение отклика на Земле, равное времени перемещения структуры СВ от
точки L1 до магнитопаузы. Из Рис. 5.3б видно, что в ходе бури корреляция между РС и ЕМ
практически отсутствует. Такое же отсутствие связи наблюдалось в других магнитных
бурях, вызванных межпланетными облаками с резкими изменениями параметров СВ и
ММП. Импульсы Pd, приходящие на фоне невысоких значений ЕМ, являлись причиной
172
а) б) Рис. 5.3 (а) Параметры магнитной бури 15 июля 2000 г., 12 -21 UT: РС индекс, ЕМ и Pd по
данным спутника АСЕ и WIND (без временного сдвига к магнитопаузе). момент
максимального значения ЕМ обозначен черным кружком сверху каждого графика, а
момент максимального Pd - белым. (б) Статистическая зависимость между значениями РС
и ЕМ с 12 до 24 UT.
173
соответствующих повышений РС индекса, отражающих усиление трансполярного
ионосферного тока и соответственно интенсификацию конвекции.
Периоды магнитных бурь за 1998-2001 гг., когда значение РС индекса превышало
10, перечислены в Таблице 5.1. Для выявления роли Pd в усилении конвекции связь
между значениями РС и ЕМ была проанализирована следующим образом. Для каждого
события выбиралось два момента времени: момент максимального Pd и момент
максимального ЕМ. Как пример на графиках Рис. 5.3а первый момент обозначен белым
кружком сверху линии хода РС, а второй – черным. Таким образом для каждого события
получена пара точек, соответствующих пиковым значениям параметров Pd и EM. На Рис.
5.4а представлена зависимость между ЕМ и РС для всех событий, перечисленных в
Таблице 5.1: белые точки соответствуют отклику РС на максимальное значение Pd, а
черные – отклику на максимальное значение ЕМ. Пары точек для двух магнитных бурь 25
сентября 1998 и 15 июля 2000, соединенные штриховой линией – два показательных
примера того, что импульс Pd может привести к к такому же увеличению РС (т.е.
усилению трансполярного тока) как и рост ЕМ. На Рис. 5.4а линия регрессии при
небольших значениях РС представляет линейную зависимость между ЕМ и РС,
полученную в [Troshichev and Andrezen, 1985]. В этой работе суббуревые периоды были
исключены из рассмотрения, поэтому РС не превышал значения 5. Из статистической
зависимости, представленной на Рис. 5.4а, можно сделать вывод, что в ходе магнитной
бури наблюдается нарушение линейной связи между величиной ЕМ, которая определяет
электромагнитную энергию, поступающую в магнитосферу из СВ, и интенсивностью
конвекции, которая определяет величину РС. Однако провести регрессионную линию для
зависимости между Pd и РС по ограниченному набору данных по мощным бурям,
перечисленным в Таблице 5.1 не представляется возможным, поскольку амплитуда
отклика РС зависит от уровня ЕМ, на фоне которого приходит импульс давления, а
количество событий ограничено. Очевидно, что конвекция резко усиливается под
действием усиления Pd, и этот эффект накладывается на эффект, обусловенный ЕМ.
Степень усиления конвекции зависит от знака и модуля ММП, причем геоэффективность
Pd увеличивается, по-видимому, нелинейно с поворотом ММП к югу. На Рис. 5.4б для
скачков Pd в 2000-2001 гг. представлена зависимость между значениями Pd и
соответствующими значениями РС (исключены события 15/07/2000 и 31/03/2001, когда Pd
было экстремально высоким). Из Рис. 5.4б можно видеть, что однозначная связь между Pd
и РС отсутствует, однако повышение РС при условии BZ<0 значительно больше, чем при
BZ>0.
174
а) б) в) Рис. 5.4 (а) Зависимость между ЕМ и РС для всех событий, перечисленных в Таблице 5.1.
Белые точки соответствуют отклику РС на максимальное значение Pd, а черные – отклику
на максимальное значение ЕМ. Пары точек для бурь 25/09/1998 и 15/07/2000 соединены
штриховой линией. (б) Связь между значениями РС и пиковыми значениями импульсов
Pd в 2000-01 гг. при Bz>0 (крестики) и Bz<0 (кружки). (в) Зависимость между
ионосферным электрическим полем EI и РС в 2000-01 гг. точки EI в периоды
прохождения импульсов Pd выделены рамкой.
175
Рис. 5.5 Изменение Bz и By ММП, Pd солнечного ветра, геомагнитных индексов РС, АЕ и
SYM-H для событий прохождения фронта повышенного Pd 6 апреля 2000 г. (левая
колонка) и 22 августа 1995 г. (средняя колонка) и фронта падения Pd 22 июня 2000 г.
(правая колонка).
176
Таблица 5.1 Интервалы геомагнитных бурь
1998 2000 2001
10 марта
3 мая
29 мая
6 августа
26-27 явгуста
24-25 сентября
8 ноября
13 ноября
6 апреля
23-24 мая
8 июня
23 июля
15 июля
17-18 сентября
28 октября
10 ноября
31 марта
11 апреля
18 апреля
28 апреля
17 августа
6 ноября
24 ноября
Усиление ионосферного электрического поля под действием скачка Pd также
свидетельствует об усилении конвекции. Данные измерений скорости дрейфа плазмы
спутниками DMSP (данные предоставлены д-ром F. Rich, Air Force Res. Lab., USA) и
рассчитанного по ним электрического потенциала, позволяют провести оценку
непосредственно электрического поля в ионосфере полярной шапки и сравнить его с РС
индексом, обращая особое внимание на моменты прохождения импульсов Pd. За 2000-01
гг. удалось отобрать 92 случая в южном полушарии, когда траектория спутника, пересекая
широту 85° MLat попадала в полосу 04 - 08 и 16 - 20 MLT, т.е. пересекала полярную
шапку приблизительно в направлении утро-вечер. Эти траектории проходили через обе,
утреннюю и вечернюю, ячейки конвекции так, что знак потенциала на входе и на выходе
из зоны 85° MLat был разным. Напряженность электрического поля EI вычислялась как
отношение разности потенциалов в точках входа и выхода из зоны к длине
соответствующего отрезка траектории [Troshichev et al., 2000]. На Рис. 5.4в представлена
зависимость между EI и РС. В спокойных условиях величина EI не превышает 10 мВ/м.
При высоком уровне геомагнитной активности EI возрастает до нескольких десятков
мВ/м. При больших значениях EI разброс точек увеличивается и существует тенденция к
«насыщению» EI. В целом, зависимость между РС и EI можно аппроксимировать
полиномом 2-го порядка, что находится в согласии с работой [Troshichev and Lukianova,
2001]. Однако при больших значениях EI и РС наблюдается значительный разброс точек.
Траектории спутника были проанализированы с целью выделить измерения EI именно в
периоды прохождения импульсов Pd. Нашлось шесть таких пролетов за два периода: 6
апреля с 16 до 20 UT и 15 июля 2000 г. с 14 по 16 UT. На Рис. 5.8 этим пролетам
соответствуют точки, отмеченные на Рис. 5.4в круговыми черными рамками. Можно
177
Рис. 5.5. Изменение Bz и By ММП, Pd солнечного ветра, геомагнитных индексов РС, АЕ и
SYM-H для событий прохождения фронта повышенного Pd 6 апреля 2000 г. (левая
колонка) и 22 августа 1995 г. (средняя колонка) и фронта падения Pd 22 июня 2000 г.
(правая колонка).
178
видеть, что наибольшие значения EI (> 40 мВ/м) наблюдаются именно в периоды
повышенного Pd. Во время бурь проводимость в полярной шапке часто бывает повышена
вследствие воздействия высокоэнергичных солнечных протонов, вызывающих
поглощение в полярной шапке (ППШ) и увеличение РС [Lukianova et al., 2002]. Однако,
например, буря 24-25 сентября 1998 г. не сопровождалась ППШ.
5.2.4 Реконфигурация системы конвекции при резких изменениях Pd
При резком повышении Pd основному увеличению РС и АЕ, отражающему
усиление течения ионосферной плазмы в двухвихревой конвекции, часто непосредственно
предшествует краткий отрицательный выброс (предварительный импульс PI) в РС
индексе, что указывает на изменение направления трансполярного течения на
противоположное. Одновременно положительный кратковременны выброс виден и в АЕ.
Резкое падение Pd вызывает, обратный эффект - положительный выброс РС.
Проиллюстрируем это на примере событий внезапного начала бури (SC), внезапного
импульса (SI) и события понижения Pd.
5.2.4.1 Двухфазная вариация геомагнитного поля в полярной шапке
На Рис. 5.5 представлены примеры характерного отклика ионосферной токовой
системы на воздействие фронта повышенного Pd.
Событие 6 апреля 2000 г., 14 - 19 UT. Внезапное начало магнитной бури (SC),
которая произошла на самом максимуме 23-го солнечного цикла, демонстрирует
«двухфазный» отклик М-И системы на приход фронта высокого давления СВ. На Рис. 5.5а
представлено: BZ и By компоненты ММП, РС (в обеих полярных шапках), АЕ и SYM-H
индексы. Все параметры даны без временного сдвига относительно друг друга. Расчетное
время движения структуры СВ от точки L1 до подсолнечной магнитопаузы составляет ~40
мин, что соответствует началу компрессии магнитосферы в 16:40 UT. Начиная с 15 UT,
ММП было направлено к югу (BZ = -3 нТл). Фронт Pd (20 гПа) и отрицательной BZ
компоненты (-18 нТл) прошел точку L1 в 16:05 UT. В 16:40-16:43 наблюдался
отрицательный выброс в геомагнитном индексе РС от уровня 2 до -0.5, а непосредственно
после него следует быстрый рост РС до 8. Таким образом, до 16:40 UT положительное
значение индекса соответствует двухвихревой системе DP2, а следующее за этим
кратковременное отрицательное значение РС означает возникновение течения,
противоположного DP2. Момент отклонения РС в отрицательном направлении совпадает
с началом роста АЕ, т.е. интенсификацией авроральных токов и началом роста SYM-H,
179
регистрирующего сжатие магнитопаузы. В 16:44 UT начинается рост РС, что
свидетельствует о восстановлении и усилении DP2 системы.
Событие 22 августа 1995 г., 12 - 14 UT. Это событие SI подробно
рассматривалось в работе [Moretto et al., 2000], где с использованием AMIE процедуры
были построены картины распределения потенциала в ионосфере северной полярной
области с 1-мин разрешением. Поведение РС подтверждает результаты [Moretto et al.,
2000] и отражает очень быструю реконфигурацию системы конвекции при воздействии
фронта Pd. На Рис. 5.5б параметры представлены аналогично Рис 5.5а. В 13 UT в течение
нескольких минут Pd повышается примерно в три раза. Сжатие магнитопаузы
регистрируется как резкое увеличение SYM-H в 1309 UT. В 1309-1312 UT индекс РС в
обоих полушариях падает до -1.5, что соответветствует первой, предварительной, фазе
отклика на скачок давления, при которой токи противоположны токам DP2. В следующий
интервал времени, в 13:12-13:25, наблюдается увеличение РС, что соответствует второй,
главной, фазе отклика, когда при увеличении Pd происходит усиление DP2 системы.
Событие 22 июня 2000 г., 09:30 – 11:30 UT. Данное событие показывает отклик
на резкое понижение Pd. Надо отметить, что обычно структуры СВ имеют крутой
передний фронт Pd с последующим постепенным понижением. Резкое падение Pd
встречается достаточно редко. Так, за период с 1997 по 2002 гг. удалось обнаружить пять
таких событий. Критерием отбора являлось соблюдение следующих условий: Dst>-50 нТл,
Pd>5 нПа, падение Pd не менее, чем в два раза в течение ∆t<3 мин. В каждом из таких
событий наблюдалась одна и та же вариация РС. Эффект, вызываемый резким
понижением Pd противоположен эффекту прохождения фронта высокого Pd, а именно
происходит краткий положительный выброс в РС, после которого РС остается на низком
уровне. На Рис. 5.5в параметры представлены аналогично предыдущим графикам. В
течение всего периода ММП направлено к северу, а РС близко к 0. В момент 09:30 UT Pd
резко падает с 9 до 3 нПа. В 10:34 UT индекс SYM-H регистрирует расширение
магнитопаузы. В 10:34-10:37 UT в РС индексе обоих полушарий наблюдается
положительный выброс, соответствующий быстрому развитию системы типа DP2 и
усилению трансполярного тока. Усиление авроральной части DP2 одновременно
регистрируется в АЕ индексе. После 10:37 UT оба высокоширотных индекса
возвращаются к невозмущенному уровню.
180
5.2.4.2 Предварительный импульс в полярной шапке: статистика
Анализ рядов геомагнитных индексов РС обоих полушарий и параметров СВ
показывает, что специфические вариации, состоящие из краткого отрицательного выброса
(аналогично PI), за которым непосредственно следует повышение, всегда связаны с
резким скачком Pd, который регистрируется на Земле в экваториальном SYM-H индексе.
Так, в 2000-2001 гг. было 94 события, которые удовлетворяли следующим критериям: Pd
повышалось не менее, чем в два раза за 3 мин. При этом периоды, когда Pd не превышало
2 нПа, исключались. На Рис. 5.6а представлена характеристика PI в вариации РС,
полученная методом наложения эпох. На этом же рисунке приведена характеристика в
SYM-H. За момент Т0 принималось начало повышения SYM-H. Временной профиль
изменения 1-мин индексов рассчитывался в диапазоне ±10 мин вокруг Т0. На рисунке
видно, что длительность отрицательного импульса в РС составляет 3 мин, а средняя
амплитуда равна 2. Такая амплитуда соответствует ионосферному электрическому полю
примерно 10 мВ/м [Troshichev et al., 2000], направленному с вечерней на утреннюю
сторону. По длительности выброс в РС совпадает со временем роста SYM-H. Это
свидетельствует о том, что соответствующая система токов генерируется именно в период
возрастания DCF тока.
На переднем фронте межпланетного облака внезапный рост Pd почти всегда
сопровождается скачком ММП. Внутри облака Pd может меняться независимо. В связи с
этим, отобранные 94 события были разделены на две группы: сопровождающиеся
поворотом BZ ММП к югу (54 события) и к северу (40 событий). События без изменения
ММП включались в первую группу, если BZ<0 и во вторую, если BZ>0. На Рис. 5.6б
(сверху вниз) представлено изменение Pd и BZ для событий первой группы,
упорядоченных по значению BZ, которое непосредственно предшествовало фронту Pd, а
также величина выброса РС. Счет событий обозначен на нижней оси каждого графика, так
что три параметра (BZ, Pd и РС), характеризующие одно событие, представлены один над
другим. Высота фронта Pd дана в виде гистограммы на верхних графиках. На средних
графиках значения BZ непосредственно перед приходом фронта обозначены точками, а
величина скачка BZ – вертикальными линиями, идущими от точек. Белые точки
соответствуют событиям во время главной фазы (Dst<-50 нТл), а черные –событиям SC и
SI. На нижних графиках вертикальными линиями представлены отрицательные выбросы
РС северного (белые линии) и южного (серые линии). Верхняя точка начала линии
соответствует значению РС непосредственно перед выбросом, а нижняя точка – значению
181
а)
б) в) Рис. 5.6 (а) Усредненная характеристика отрицательного выброса РС индексa (сплошная
линия с точками) и одновременного роста SYM-H (штриховая линия). (б) Для условий
поворота Bz к югу (сверху вниз): высота фронта Pd; величина Bz ММП непосредственно
перед фронтом Pd (черные точки соответствуют внебуревым периодам, а белые –
периодам главной фазы бури) и величина скачка Bz (черная вертикальная линия вниз от
соответствующей точки); величина отрицательного выброса в северном (темная
вертикальная линия) и южном (светлая линия) РС индексе. Белыми точками на оси х
обозначено отсутствие выброса. (в) То же, но для условий поворота BZ к северу.
182
в минимуме. Отсутствие выброса обозначено кружком на оси РС=0. На Рис. 5.6в
представлено то же, но для поворота ММП к северу.
Из Рис. 5.6 а,б можно видеть, что начальная фаза отклика на скачок Pd (т.е.
отрицательный выброс в РС) появляется как при северном, так и при южном ММП. При
южном ММП падение РС происходит с более высокого уровня. Если же скачок Pd
проиисходит в главную фазу бури при развитом кольцевом токе, то выброс РС
отсутствует. Можно предположить, что электромагнитный эффект кольцевого тока
демпфирует переходные процессы и связанное с этим возникновение магнитозвуковой и
альфвеновской волны [Wilken et al., 1982; Araki 1994], не позволяя магнитопаузе резко
сдвинуться к Земле.
5.2.4.3 Оценка величины ПТ при предварительном импульсе
Смена направления трансполярного тока в системе DP2 с направления к Солнцу
на обратное предполагает полную перестройку картины конвекции. Причем обращение
течения наблюдается даже при южном ММП, когда двухвихревая конвективная система,
обусловленная продольными токами зоны R1, очень хорошо развита. Так, в
равноденствие при среднем уровне солнечной активности при антисолнечном
трансполярном течении ионосферной плазмы и разности потенциалов поперек шапки ∆Ф
≈ 60 кВ (РС ≈ 5) максимум плотности ПТ зоны R1 составляет приблизительно 0.5 µА/м2
[Papitasvili et al., 2002; Lukianova et al., 2008]. Для того, чтобы трансполярное течение
стало направленным к Солнцу, ∆Ф сменило знак и достигло величины, скажем, -5 кВ (РС
≈ -0.5) продольный ток должен сменить полярность (направление из ионосферы на
утренней и к ионосфере на вечерней стороне) и иметь плотность порядка 0.1 µА/м2 . Как
было показано в [Lukianova et al., 2002] отрицательные значения РС при северном ММП
действительно ассоциируются с полным реверсом системы конвекции. Однако в случае
отклика на фронт Pd изменение направления трансполярного тока происходит на фоне
мало меняющегося ММП. Трудно интерпретировать это явление и в терминах двух
движущихся конвективных вихрей (TCV), которые локализованы в определенных
часовых секторах MLT и передвигаются вдоль границы полярной шапки [Friis-Christensen
et al., 1988] с дневной стороны на ночную, поскольку для того, чтобы TVC могли вызвать
реверс транполярного течения, плотность ПТ в них должна достигать 5 µА/м2. Результаты
наблюдений, представленных в предыдущих разделах, согласуются, скорее, с
результатами [Moretto et al., 2000], т.е. с полной перестройкой полярной системы
183
конвекции, причем перестройка и восстановление происходят очень быстро в течение
нескольких минут.
В работе [Сафаргалеев и Мальцев, 1987] указывалось, что система эквивалентных
токов предварительного импульса имеет двухвихревую структуру с направлением токов
противоположным DP2. Обращение направления трансполярного тока требует меньшей
интенсивности продольных токов, если проводимость ионосферы повышена. В работе
[Safargaleev et al., 2010] показано, что при сжатии манитосферы при столкновении с
фронтом Pd в авроральной зоне происходят высыпание электронов, скорость которого
превышает скорость распространения магнитозвуковой волны, возникающей при сжатии
магнитосферы. Происходит локальное повышение проводимости ионосферы, причем
интенсивность процесса зависит от величины фонового электрического поля. В этом
случае плотность ПТ, требуемая для поддержания наблюдаемого транполярного тока,
уменьшается в несколько раз.
5.3 Наблюдения инжекции энергичных частиц на геосинхронной орбите при
прохождении фронта Pd
Когда фронт повышенного Pd воздействует на магнитосферу, и она сжимается,
можно наблюдать мощные инжекции энергичных частиц. Мониторинг инжекций
осуществляется спутниками LANL, находящимися на геосинхронной орбите. В отличие
от суббуревых инжекций, наблюдаемых в основном в ночном секторе MLT, инжекции,
связанные с Pd, наблюдаются одновременно во всех MLT секторах. Этот факт
иллюстрируется двумя SC событиями 6 апреля 2000 г. и 8 июня 2000 г. В обоих случаях
высота фронта Pd на передней границе межпланетного облака была около 15 нПа, но в
первом событии ММП было южного, а во втором – северного направления.
Параметры СВ, ММП и геомагнитные индексы для событиями 6 апреля 2000 г.
представлены на Рис. 5.7а. В момент прихода фронта Pd в 16:40–16:43 UT можно видеть
отрицательный импульс в РС индексе (и его последующий рост), и начало увеличения AE
и SYM-H. На Рис. 5.7б представлены данные по энергичным частицам измеренные тремя
спутниками LANL. Значения потоков электронов (50–500 кэВ) и протонов(0.05–1.2 MэВ)
даны соответственно на левом и правом графиках. В 16:40 UT спутники LANL 1989-046,
1991-080 и 1994- 084, которые находились соответственно на 06:35, 17:10 и 23:35 MLT,
наблюдают бездисперсионные инжекции частиц. В течение минуты или менее потоки
увеличиваются в несколько раз, а затем медленно затухают. Инжекции на дневной и
ночной сторонах происходят одновременно. В 16:40–16:45 UT LANL 1994-084,
184
а) б) UT , час Рис. 5.7 (а) Bz и By ММП, Pd и геомагнитные индексы 6 апреля 2000 г., 15:30 – 17:30 UT.
(б) Потоки электронов (слева) и протонов (справа) по данным трех геосинхронных
спутников LANL.
185
находящийся в предполуночном секторе, наблюдает дополнительное кратковременное
повышение потока электронов, особенно на низких энергиях (50–315 кэВ), которое короче
и резче, чем то, можно наблюдать при суббурях.
На Рис. 5.8а показан ход By, BZ ММП и Pd для события 8 июня 2000 г. за период
06 – 12 UT по данным спутника АСЕ (параметры показаны без временного сдвига к
магнитопаузе, который в данном случае равен 35 мин). Резкое увеличение Pd до 15 нПа
произошло в 0840 UT. ММП было направлено к северу до 08:50 UT, одновременно с
ростом Pd в 08:40 UT оно увеличилось от 5 до 12 нТл и спустя 10 мин повернулось к югу.
На Рис. 5.8б показан ход индексов PC, AE и SYM-H в интервале 08:30 – 10:00 UT. В
09:12–09:15 UT можно видеть краткий отрицательный выброс РС индекса, за которым
через ~10 мин следует повышение. В 09:12–09:15 UT АЕ индекс имеет положительный
выброс, а SYM-H увеличивается скачкообразно. Данные по потокам протонов и
электронов со спутников LANL 1984-046, 1991-080 и 1994-084 для интервала 08:30–10:00
UT показаны на Рис. 5.8в. Можно видеть, что фронту Pd соответствуют мощные
бездисперсионные инжекции, которые поисходят одновременно во всех MLT секторах. В
09:11 UT потоки наблюдаются спутниками 1991-080, 1994-084 и 1984-046, которые
находятся соответственно на 09:30, 16:00 и 21:50 MLT. Таким образом, Рис. 5.7 и 5.8
показывают, что резкое повышение Pd, происходящее как при северном, так и при южном
ММП, вызывает во внутренней магнитосфере бездисперсионные инжекции энергичных
частиц, которые в отличие от суббуревых инжекций, являются глобальными и происходят
одновременно во всех секторах местного времени.
Однако скорость нарастания фронта инжекций при SI/SC (в отсутствие Dst) и при
импульсах Pd, приходящих во время главной фазы бури (большое отрицательное Dst),
несколько различается. Это различие похоже на то, что наблюдается в геомагнитном
отклике. Примером фронта инжекций при развитом кольцевом токе является импульс Pd
во время бури 25 сентября 1998 г. (параметры СВ и ММП для этого события показаны на
Рис. 5.1б). На Рис. 5.9 представлены данные измерений потоков электронов 50–750 кэВ и
протонов 50–670 кэВ в интервале времени с 05:30–07:00 UT. Для этого интервала имеются
данные только одного спутника LANL 1991-080, в данных двух других спутников
имеются пропуски с 06:10–06:25 UT. В UT=06:15, т. е. в момент прихода импульса Pd
спутник наблюдает фронт инжекций (на Рис. 5.9 этот момент обозначен первой
вертикальной пунктирной линией), наиболее хорошо проявляющийся в электронах.
Можно видеть, что в отличие от двух предыдущих примеров резкого увеличения Pd при
SI и SC, когда фронт инжекций возрастал быстро, в течение 1 мин, в данном случае
нарастание потоков энергичных частиц происходит сравнительно медленно - в течение
186
а) б) UT, час в) UT, час UT, час Рис. 5.8 (а) Bz, By ММП и Pd 8 июня 2000 г., 06 – 12 UT. (б) геомагнитные индексы РС, АЕ
и SYM-H в интервале 08:30 – 10:00 UT. (в) Потоки электронов (слева) и протонов (справа)
по данным геосинхронных спутников LANL в интервале 08:30 – 10:00 UT.
187
UT, час UT, час
Рис. 5.9 Потоки электронов 50-750 кэВ (слева) и протонов 50-670 кэВ (справа) по данным
геосинхронного спутника LANL1991-080 25 сентября 1998 г. в интервале 05:30 – 07:00
UT. Первой вертикальной пунктирной линией обозначено время прихода к магнитопаузе
фронта высокого Pd, а второй – окончание роста инжекций.
188
более чем 10 мин. (отрезок между двумя вертикальными пунктирными линиями)
Возвращаясь к геомагнитной вариации отклика на приход фронта Pd, можно видеть столь
же медленное нарастание интенсивности трансполярного тока. Различия в скорости
развития отклика на скачки Pd при Dst≈0 и при развитом кольцевом токе могут быть
связаны с более медленным сжатием магнитосферы из-за магнитного эффекта
усиливающегося кольцевого тока.
Таким образом, можно выделить следующие основные особенности инжекций
энергичных частиц, связанных с резким увеличением Pd. В момент скачка Pd в процессе
сжатия магнитосферы и усиления магнитного поля внутри нее захваченные частицы
энергизуются. Изменяющее магнитное поле индуцирует электрическое поле,
направленное на запад, под действием которого частицы движутся радиально к Земле, и
их энергия увеличивается. Процесс ускорения происходит очень быстро, за время,
сравнимое с тем, которое требуется магнито-акустической волне пройти от дневной
магнитопаузы до хвоста (100 с). Инжекции являются бездисперсионными и наблюдаются
одновременно во всех секторах MLT. Этим они принципиально отличаются от более
локальных инжекций, характерных для суббурь [Zaharia et al., 2004; Lee et al., 2004; Lyons
et al., 2005]. Для событий SI/SC, когда кольцевой ток не развит, потоки частиц растут
резко (∆t < 1 мин), а начало роста совпадает по времени с началом предварительного
импульса PI, наблюдаемого на Земле. В потоках электронов на ночной стороне часто
можно видеть дополнительный краткий выброс в момент PI, а также последующие
колебания, которые могут быть связаны с резонансными процессами. Если скачок Pd
происходит во время магнитной бури при большом отрицательном Dst, то потоки частиц
возрастают значительно медленнее (∆t ~ 10 мин). Это может быть потому, что
дополнительный магнитный поток, создаваемый кольцевым током, демпфирует быстрое
смещение магнитопаузы к Земле.
5.4. Эффект усиления ПТ, обусловленный импульсом Pd
Импульсы Pd, приходящие к Земле и сжимающие магнитосферу, вызывают
большие возмущения. В первую очередь усиливается DCF ток на магнитопаузе. Этот
эффект наблюдается на низкоширотных обсерваториях как положительная бухта в Н-
компоненте геомагнитного поля [Нишида, 1980]. Кольцевой ток, развивающийся во время
магнитной бури и текущий на запад, является причиной длительной (десятки часов) и
глубокой (<-100 нТл) отрицательной бухты в горизонтальной Х (Н) компоненте
геомагнитного поля. Как было показано выше, при импульсе Pd усиливаются также
продольные токи, особенно токи зоны 1, и интенсифицируется конвекция плазмы. В
189
авроральных широтах усиление ПТ зоны 1 и ионосферных токов DP2 ведет к
отрицательной бухте в Х-компоненте. При анализе событий импульсов Pd во время
главной фазы магнитной бури выяснилось, что при очень мощных импульсах Pd,
приходящих на фоне интенсивного южного ММП, эффект ПТ может быть настолько
сильным, что он охватывает все широты от северного до южного полюса и выражается в
появлении на магнитограммах низкоширотнх станций не положительной, а отрицательной
бухты в ответ повышение Pd. Это необычное явление рассматривается в следующем
разделе.
5.4.1 Вариация геомагнитной Х-компоненты на низких широтах: примеры событий
Впервые отрицательная – вместо ожидаемой положительной - бухта в Н-
компоненте на низкоширотных станциях, находящихся на дневной стороне, была
обнаружена для импульса Pd во время бури 25.09.1998 [Lukianova, 2003]. Действительно,
SYM-H индекс для этого события (Рис. 5.1б), представляющий собой усредненные 1-мин
данные шести среднеширотных станций, показывает небольшую отрицательную бухту во
время прохождения импульса Pd в 06:10-07:00 UT. Рассмотрим вклад индивидуальных
среднеширотных станций, расположенных на различных долготах по всему суточному
кругу MLT для всех трех событий, рассмотренных в разделе 5.2. Список станций, их
координаты и соотношение между UT и MLT в момент прихода фронта Pd представлены
в Таблице 5.2
Таблица 5.2 Координаты низко- и среднеширотных геомагнитных станций
MLT
Название Код
МАГА
Геом. шир
(град.)
Геом. долг.
(град.)
10:50 UT
10/01/1997
06:10 UT
25/09/1998
16:10 UT
6/09/2000
Bangui BNG 4 19 1210 0715
Huancayo HUA -12 28.4 0040 0505
Guam GUA 14 145 2020 1500
San Juan SJG 18 294 0600
Honolulu HON 21 202 0015 1905 1045
Lermonth LRM -22 114 1800 1340 2300
Maputo LMM -26 32 1740
Hermanus HER -34 19 1110 0640
Kakioka KAK 36 140 0510
Boulder BOU 40 255 0325
190
На Рис. 5.10 представлены совмещенные графики вариаций Х-компоненты
станций из Таблицы 5.1 для событий 10 января 1997 г. (см. Рис. 5.1а), 25 сентября 1998 г.
(см. Рис. 5.1б) и 6 сентября 2000 г. (см. Рис. 5.2а). Станции разделены на 4 группы по
местному геомагнитному времени: утренний сектор (0300–0900 MLT), дневной сектор
(0900–1500 MLT), вечерний сектор (1500–2100 MLT) и ночной сектор (2100–0300 MLT).
Вертикальные пунктирные линии обозначают время прохождения импульса Pd и время
геомагнитного отклика на его воздействие. В первой колонке графиков для события 10
января 1997 г., 0900-1300 UT, сверху вниз показаны магнитные вариации на ночной
стороне (HON), утренней стороне (BOU, SJG), дневной стороне (HER, BNG) и вечерней
стороне (LRM, GUA). В 1050–1120 UT магнетометры на ночной и утренней сторонах
показывают положительную бухту, которая обычно и ассоциируется со сжатием
магнитопаузы и усилением тока DCF. Однако магнетометры, оказавшиеся в этот момент
на дневной и утренней сторонах, показывают волнобразную вариацию, в которой за
положительной бухтой следует отрицательная. Такая вариация является необычной для
геомагнитного отклика на сжатие магнитосферы. Еще более яркий пример атипичной
вариации дает событие 25 сентября 1998 г, геомагнитные данные для которого с 0400 до
0900 UT представлены в средней колонке Рис. 5.10. Станции были расположены
следующим образом: HUA – на ночной стороне, BNG и HER – на утренней, GUA, LRM и
KAK – на дневной, HON – на вечерней стороне. В 0610– 0700 UT магнетометры
утреннего и ночного секторов наблюдают положительную бухту. Это соответствует
усилению DCF тока. В то же время, в дневном и раннем вечернем секторах вместо
ожидаемой положительной наблюдается отрицательная бухта. Уменьшение Х-
компоненты максимально вблизи местного полдня, что показывают LRM и КAK. Этот
эффект – отрицательная бухта в ответ на увеличение Pd, как будет обсуждаться ниже,
может быть обусловлен экстремальным усилением ПТ и/или частичного кольцевого тока.
Отметим, что именно суперпозиция положительных и отрицательных бухт дает
волнообразную вариацию в SYM-H индексе на Рис 5.1б (нижний график). В правой
колонке Рис. 5.10 представлен ход Х-компоненты в интервале 1500–2000 UT для SI
события 6 сентября 2000 г., когда не было понижения Dst. Во время прохождения
импульса давления станции LRM, LMМ, HON и HUA находились соответственно ночной,
утренней, дневной и вечерней стороне. В 1610 UT, в момент прихода фронта, все
магнетометры показывают скачок вверх в Х-компоненте, что соответствует вариации SI c
предварительным импульсом. Положительная бухта с 1610 до 1645 UT, наблюдаемая на
всех MLT является обычным откликом на сжатие и усиление DCF тока.
191
10/01/1997 25/09/1998 06/09/2000 2100–0300 MLT 0300–0900 MLT 0900–1500 MLT 1500–2100 MLT UT UT UT
Рис. 5.10 Совмещенные графики вариаций Х-компоненты средне- и низкоширотных
станций для событий 10 января 1997 г., 25 сентября 1998 г. и 6 сентября 2000 г. Станции
разделены на 4 группы по местному геомагнитному времени: утренний сектор (03–09
MLT), дневной сектор (09–15 MLT), вечерний сектор (15–21 MLT) и ночной сектор (21–03
MLT). Вертикальные пунктирные линии обозначают время прохождения импульса Pd и
время геомагнитного отклика на его воздействие.
192
Таким образом, условия ММП и состояние магнитосферы в момент прихода
импульса Pd критическим образом влияют на его геоэффективность, которая максимальна
во время главной фазы магнитной бури на фоне интенсивного южного ММП. При эих
условиях геомагнитный эффект исключительно интенсивных ПТ зоны 1 распространяется
до низких широт и охватывает оба полушария. Дополнительный вклад в понижение
геомагнитной Х компоненты на вечерней стороне может вносить частичный кольцевой
ток. Фронты повышенного Pd, приходящие во внебуревые периоды или на фоне северного
ММП, не вызывают значительного усиления ПТ и на низкоширотных станциях
наблюдается обычная положительная бухта.
В дополнение к примерам, рассмотренным в предыдущем разделе приведем
событие магнитной бури 18 февраля 1998 г. (Dst=-150 нТл), для которого доступны
магнитные данные геосинхронного спутника GOES-8, который находился внутри
магнитопаузы на вечерней стороне (~18 MLT). Изменение BZ и By ММП, а также Pd для
интервала с 18 UT 17 февраля до 06 UT 18 февраля представлены на Рис. 5.11а. В 00:00-
01:00 UT спутником АСЕ наблюдался импульс Pd до 10 нПа на фоне относительно
стабильной величины BZ≈-12 нТл и медленно меняняющегося направления By. Для более
короткого отрезка времени 23:00-02:30 UT на Рис. 5.11б показано изменение РС и АЕ
индексов, которые демонстрируют положительные бухты во время прохождения
импульса Pd. На Рис. 5.11в показаны совмещенные графики вариаций геомагнитной Х-
компоненты станций, расположенных в интервале широт ±25° MLat, и находившихся в
утреннем (4 станции), дневном (2 станции), вечернем (1 станция) и ночном (4 станции)
секторах MLT. Вертикальной пунктирной линией в 00:30 UT обозначен момент прихода
фронта Pd и начало сжатия магнитопаузы. Можно видеть положительные и
отрицательные бухты соответственно в утреннем/ночном и полуденном/вечернем секторе,
которые по длительности соответствуют продолжительности импульса Pd.
Положительную бухту можно интерпретировать как усиление DCF тока, а отрицательную
бухту – как усиление ПТ (или частично кольцевого тока), чей магнитный эффект
оказывается сильнее эффекта DCF.
Для рассматриваемого события доступны данные геосинхронного спутника
GOES-8, который находился внутри магнитопаузы на вечерней стороне (~18:30 UT). Рис.
5.11г показывает вариацию вертикальной (Нр) компоненты магнитного поля, измеренную
спутником. Вертикальной пунктирной линией обозначен тот же момент начала отклика на
импульс Рd, что и на Рис. 5.11 б в. Можно видеть, что во время прохождения импульса Pd
наблюдается уменьшение интенсивности поля Нр на вечерней стороне с ~55 до 30 нТл. В
это время в вечернем секторе находилась станция SJG, показывающая также
193
а) б) UT, час UT, час в) г) UT, час UT, час Рис. 5.11 (а) Изменение Bz, By ММП и Pd для интервала с 18 UT 17/02/1998 до 06 UT
18/02/1998. (б) Изменение РС и АЕ индексов в 23:00-02:30 UT. (в) Совмещенные графики
вариаций геомагнитной Х-компоненты для станций, расположенных в интервале широт
±25° MLat, и находившихся в утреннем (4 станции), дневном (2 станции), вечернем (1
станция) и ночном (4 станции) секторах MLT. (г) Изменение вертикальной (Нр)
компоненты магнитного поля по данным геосинхронного спутника GOES-8.
194
отрицательную бухту в Х-компоненте. Координированные наблюдения на земной
поверхности и на геосинхронной орбите могут служить подтверждением того, что
магнитное поле внутримагнитосферных токов может локально превышать поле DCF тока.
5.4.2 Отрицательные бухты в низкоширотной Х-компоненте во время магнитных
бурь солнечного цикла 23
Для подтверждения обнаруженного эффекта на большей статистике были
проанализированы магнитные бури с 1997 по 2002 гг. и отобраны события импульсов Pd,
приходящие на фоне стабильного ММП. Для этих событиий были собраны данные
станций, расположенных на различных долготах, для того, чтобы сравнить геомагнитные
вариации в различных секторах MLT. Отрицательные бухты в Х-компоненте, измерямой
на низко- и среднеширотных станциях, расположенных в момент прохождения фронта Pd
на дневной стороне, были выявлены для 10 геомагнитных бурь. При этом ММП всегда
было направлено к югу. Список событий представлен в Таблице 5.3.
Таблица 5.3. События импульсов Pd во время главной фазы геомагнитных бурь: время
прохождения импульса Pd, значения Dst и BZ ММП в это время, величина импульса Pd
Дата UT Dst (нТл) BZ ММП (нТл) Pd (нПа)
18/02/1998 00 - 01 -100 -14.5 10.1
28/02/1998 23 - 24 -75 -10.8 11.6
27/08/1998 07 - 08 -130 -12.3 12.9
25/09/1998 06 - 07 -170 -13.4 27.5
19/10/1998 10 - 11 -100 -21.0 21.3
9/11/1998 10 - 12 -120 -12.6 13.4
13/11/1998 02 - 03 -50 -15.6 17.8
6/04/2000 23 - 24 -280 -22.5 25.3
17/09/2000 21 - 22 -150 -26.2 28.5
5/10/2000 05 -06 -170 -11.8 32.5
На основе анализа низкоширотных геомагнитных вариаций для событий,
перечисленных в Таблице 5.3, можно построить распределение по MLT частоты
появления отрицательных бухт в Х компоненте во время прохождения импульса Pd.
Гистограмма распределения показывает, что отрицательные бухты наблюдаются на
195
широтных цепочках станций от высоких до экваториальных широт, когда
соответствующие цепочки находятся в интервале 06-20 MLT с максимумом частоты
появления бухт приблизиельно в 13 MLT [Lukianova, 2004].
5.4.3 Интерпретация низкоширотной геомагнитногой вариации при импульсе Pd
Рассмотренные события показывают, что в главную фазу магнитной бури в
периоды продолжительного ММП южной ориентации импульс Pd ведет к
интенсификации ПТ зоны 1, так что магнитный эффект ПТ может превышать на дневной
стороне эффект тока DCF, тогда как на ночной стороне на Земле наблюдается обычная
положительная бухта в геомагнитной Х-компоненте, свидетельсвующая об усилении тока
DCF. В ряде предыдущих исследований [Russel et al., 1994; Zesta et al., 2000] отмечалось,
что во время импульса Pd на фоне южного ММП отклик среднеширотной геомагнитной
Х-компоненты на усиление DCF может быть ослаблен магнитным полем ПТ зоны 1.
Однако отрицательные бухты были впервые выявлены в [Lukianova? 2003]. В работе
[Siscoe et al., 2002], посвященной проблеме насыщения трансполярного потенциала при
больших отрицательных значениях BZ ММП и повышенном Pd было теоретически
предсказано, что ток на дневной магнитопаузе (который усиливает магнитное поле на
подсолнечной магнитопаузе) может фактически заменяться ПТ зоны 1 (которые
ослабляют это поле). Исходя из экспериментальных результатов можно предположить,
что эффект ПТ может локально даже превышать эффект DCF.
Вклад в отрицательную дневную бухту может вносить также и кольцевой ток
(DR). Под воздействием внезапного роста Pd дневная магнитопауза смещается к Земле, и
магнитное поле между кольцевым током и магнитопаузой усиливается. Расстояние между
Землей и подсолнечной точкой магнитопаузы определяется, в первую очередь, величиной
южной компоненты ММП и Pd и в среднем в спокойных условиях составляет около 11
земных радиусов (RE). Расстояние можно оценить по формуле из [Shue et al.? 1997]:
R = (11.4 + 0.013 ··BZ) / Pd1/6.6 BZ < 0 (5.3)
Так, в событии 25/09/1998 подсолнечная точка сместилась к Земле до расстояния
~7.5 RE. Расстояние между магнитопаузой и кольцевым током, который находится
приблизительно на 4.5 RE, сократилось почти вдвое по сравнению со спокойными
условиями, а магнитный поток между токами DCF и DR соответственно увеличился. В
этих условиях локальный баланс между Pd и магнитным далением внутри магнитопаузы
достигается при меньшем DCF токе. Импульс Pd может также привести к усилению
196
текущего на запад частичного кольцевого тока, который проявляется в том, что
интенсивность DR тока на вечерней стороне превышает интенсивностть на утренней [Shi
et al., 2005]. Этот эффект зависит от того, насколько уже развит и асимметричен
кольцевый ток в момент прихода фронта Pd.
5.5 Основные результаты главы 5
Показано, что резкие изменения динамического давления солнечного ветра (Pd)
оказывают значительное влияние на состояние М-И системы. При воздействии фронтов и
импульсов повышенного Pd в периоды стабильного ММП как южного, так и северного
направления в целом происходит значительная интенсификация продольных токов и
конвективых вихрей. В случае изолированного импульса Pd процесс начинается в момент
достижения фронтом Pd подсолнечной точки магнитопаузы и практически в точности
повторяет временную эволюцию импульса Pd. В случае фронтов Pd, когда после резкого
роста давление остается повышеннным в течение достаточно длительного времени,
отклик М-И токовых систем продолжается не более часа.
Резкое изменение Pd вызывает быструю перестройку конвекции в полярной
шапке. Так, при воздействии фронта повышенного Pd характерная вариация РС индекса,
отражающего интенсивность трансполярного антисолнечного течения плазмы, состоит из
краткого 3 мин предварительного отрицательного выброса, за которым непосредственно
следует увеличение индекса. Это часто сопровождается аналогичным выбросом в
авроральном АЕ индексе. Внезапное понижение Pd вызывает противоположную по знаку
вариацию и ведет к появлению положительного выброса в РС и АЕ. Такая структура
отклика проявляется как при южной, так и при северной ориентации ММП и обусловлена
интенсивными переходными продольными токами, текущими в направлении обратном
направлению токов зоны 1, а также повыщенной локальной проводимостью из-за
высыпаний электронов, связанных со сжатием магнитопаузы. В главную фазу магнитной
бури при развитом кольцевом токе отрицательный выброс в РС индексе, обусловленный
изменением направления трансполярного ионосферного тока, как правило, не
наблюдается. Это может быть связано с магнитным потоком от кольцевого тока,
демпфирующим быстрое смещение дневной магнитопаузы к Земле, вследствие чего
возникающая при сжатии магнитозвуковая волна оказывается ослабленной.
Во время главной фазы магнитных бурь импульсы Pd, приходящие на фоне
южного ММП, вызывают глобальные геомагнитные возмущения, наблюдаемые как в
полярных шапках, так и в средне- и низкоширотных областях обоих полушарий.
197
Показано, что при мощных бурях приход импульса Pd на фоне интенсивного ММП
южного направления может наблюдаться аномальный геомагнитный эффект, а именно в
низких широтах на дневной и вечерней сторонах вместо ожидаемой положительной бухты
в горизонтальной Х компоненте геомагнитного поля может наблюдаться отрицательная
бухта. Этот эффект может обусловлен экстремальным усилением продольных токов зоны
1, магнитный эффект которых на дневной стороне превышает магнитный эффект DCF
тока на магнитопаузе, а также проявлением усиления частичного кольцевого тока.
Во время магнитных бурь линейная связь между проникающим в магнитосферу
межпланетным электрическим полем и РС и АЕ индексами нарушается вследствие
усиления конвекции под действием импульсов Pd. Увеличение электрического поля,
измеряемого в полярной ионосфере, указывает на то, что электрические поля и
магнитосферная конвекция контролируется как ММП, так и Pd. Геэффективность Pd
зависит от величины и направления фонового ММП.
Эффект резких изменений Pd проявляется также в том, что при сжатии
магнитопаузы фронтом Pd на геосинхронной орбите во внутренней магнитосфере
наблюдаются недисперсионные инжекции энергичных частиц, которые отличаются от
инжекций, характерных для суббурь в первую очередь тем, что происходят не локально, а
одновременно во всех секторах MLT. При сильном кольцевом токе, демпфирующем
быстрое смещение магнитопаузы, крутизна фронта инжекций становится более пологой.
Существует принципиальное отличие процессов, связанных с реакцией магнитосферы на
импульс Pd, и процессов развития суббури. В частности суббуревые авроральные
возмущения, а также инжекции энергичных частиц локализованы в ночном секторе, тогда
как Pd вызывает глобальные возмущения во всех секторах MLT.
198
Глава 6 Эффект высокоскоростных потоков солнечного ветра в геомагнитном поле
полярных областей
6.1. Введение
Изучение вариаций электромагнитных полей, происходящих одновременно в
обоих полушариях, необходимо для решения многих задач. В некоторых случаях именно
комплексный анализ арктических и антарктических данных способствует правильной
интерпретации наблюдаемых явлений и выявлению новых эффектов.
В данной главе приведены результаты исследования геомагнитного эффекта
высокоскоростных потоков солнечного ветра, наблюдаемого в высокоширотных областях.
Особое внимание уделяется экстремальным потокам, наблюдавшимся в 2003 г. на спаде
во многом необычного 23-го солнечного цикла. Выявленный геомагнитный эффект
представляет интерес как в плане изучения космической погоды и климата, так и в плане
корректного определения главного поля Земли, для которого необходимо решать задачу
разделения внутреннего и внешнего поля, из которых первое обусловлено процессами в
земной коре, а второе – электрическими токами, текущими в магнитосферно-ионосферной
системе и контролируемыми параметрами солнечного ветра. Доля главного поля в общем
магнитном поле в среднем составляет более 95%, аномального поля (магнитные и
литосферные аномалии, океанские течения и др.) – около 4%, и внешнего поля ~1%
[Чечкин, 1990]. Поэтому считается, что вклад внешнего поля в среднегодовые значения
геомагнитных элементов, измеряемых обсерваториями очень мал. Вековой ход наиболее
спокойных в геомагнитном отношении дней используется для определения эволюции
внутреннего поля. Большое значение предается фиксации быстрых изменений поля,
известных как геомагнитные джерки [Bloxham et al., 2002]. Не вполне ясны вариации
литосферного поля [Olsen and Mandea 2008], геомагнитный эффект которого может быть
похож на эффект М-И токов. В этой связи задача выяснения вклада внешнего поля в
абсолютные обсерваторские измерения является весьма актуальной.
С другой стороны, исследования эффектов, вызываемых высокоскоростными
потоками СВ в магнитосфере, ионосфере и верхней атмосфере Земли, важны для
понимания процессов взаимодействия СВ с околоземным пространством и оценки
количества энергии, поступающей к Земле в результате такого взаимодействия. Научное
сообщество уделяет этим проблемам большое внимание [Denton et al., 2008]. В частности,
нет полной ясности в вопросе о том, какие процессы ответственны за большую
геоэффективность высокоскоростных потоков, за генерацию в магнитосферной плазме
199
волн, которые, взаимодействуя с частицами, определяют энергизацию и потери частиц
радиационных поясов, являются ли доминирующими процессами суббури или усиление
конвекции и др.
В данной главе рассматриваются геомагнитные эффекты высокоскоростных
потоков СВ и связанные с этим электрические токи магнитосферно-ионосферного
происхождения. Содержание главы основано на результатах, опубликованных в работах
[2, 6, 9, 16, 26, 28, 29, 32, 35, 38] (см. Приложение 2).
6.2 Особенности солнечного цикла 23 и экстремальные высокоскоростные потоки
СВ на спаде цикла
Последний, 23-ий, солнечный цикл (1996-2008 гг.) был очень интересным и
необычным. Долговременные наблюдения солнечных пятен показывают, что с началом
ХХ века мощность солнечных циклов стала постепенно увеличиваться [Usoskin, 2008].
Пять из десяти наиболее высоких за период наблюдений максимумов 11-летнего цикла
СА приходится на последние 50 лет. В то же время, минимум последнего 23-го цикла
оказался очень глубоким и продолжительным. Так, в 2008 году было 266 дней без пятен. В
ближайшем прошлом более спокойное Солнце было только в 1913 году (311 дней без
пятен). Аномалии в развитии цикла 23 появились задолго до солнечного минимума. Они
наблюдались на протяжении всей второй половины 23-го цикла, начиная с 2002 г. В
работе [Floyd et al., 2005] была проанализирована взаимная корреляция ЧСП и индексов
солнечного УФ излучения (рассматривались индексы F10.7, MgII и HeI 1083) за период от
момента начала соответствуюих измерений и вплоть до 2003 года. Было показано, что
корреляция была стабильно высокой до конца 2001 года и отмечалось, что в конце 2001 г.
– начале 2002 г. произошло некоторое расхождение, а именно, наблюдалось значительное
увеличение индексов УФ при сравнительно небольшом увеличении ЧСП. Затем была
прослежена дальнейшая (после 2003 года) эволюция соотношений между индексами
солнечного излучения и было показано, что после эпизода значительного повышения
уровня излучения в 2002 г. показатели СА продолжали демонстровать прогрессирующее
рассогласование [Lukianova and Mursula, 2011]. Событие 2001-2002 гг. можно
классифицировать как импульс повышенного УФ продолжительностью несколько
месяцев, появившийся во время второго максимума цикла после провала Гневышева
[Gnevyshev, 1977]. Повышение УФ происходило в период солнцестояния приблизительно
с декабря 2001 по апрель 2002 гг., и его эффект ясно виден в величине глобально
усредненной критической частоты среднеширотного ионосферного слоя F2, а также
200
может быть обнаружен в некоторых климатических параметрах южного полушария
[Lukianova and Mursula, 2011; Lukianova and Alekseev, 2011].
В 2003 г., следующем после импульсного повышения УФ, наблюдались
исключительно мощные и длительные высокоскоростные потоки (ВСП) СВ. Известно, что
«быстрый» солнечный ветер исходит из коронарных дыр, которые появляются в
плоскости эклиптики обычно на спаде солнечного цикла, и у Земли имеет скорость до
1000 км/с. Быстрые потоки могут взаимодействовать с солнечным ветром, имеющим
обычную «медленную» скорость 300-400 км/с. В результате происходит компрессия СВ и
ММП, и формируется область с высокой степенью турбулентности [Tsurutani et al., 2006].
Высокоскоростные потоки СВ весьма геоэффективны, хотя и не вызывают интенсивных
магнитных бурь с мощным кольцевым током. Бури, связанные с ВСП, имеют большую
продолжительность и сопровождаются усилением конвекции, высыпаниями, энергизацией
релятивистских электронов и другие эффекты [Denton et al., 2008]. При ВСП магнитная
буря начинается постепенно и без внезапного импульса. Для периодов ВСП характерны
быстрые осцилляции ММП (альфвеновские флуктуации), а количество энергии,
поступающей в магнитосферу, может быть сравнимо или даже превышать количество
энергии при бурях, связанных с корональными выбросами [Tsurutani et al., 2006].
В 2003 г. в течение многих месяцев подряд средняя скорость СВ была
повышена до 500-800 км/с и было зафиксировано самое большое среднегодовое значение.
На Рис. 6.1 представлены среднегодовые значения ЧСП, скорости СВ и By, BZ ММП за
период спутниковых измерений СВ и ММП с 1966 г., охватывающий четыре солнечных
цикла, а также Dst и АЕ индексы. Можно видеть, что скорость СВ при средней величине
440 км/с имеет пики на спаде солнечных циклов в 1974, 1983, 1994 и 2003 гг., и в эти годы
значения скорости превышают 500 км/ч. BZ и By ММП измененяются нерегулярно, а их
средние за рассматриваемый период значения близки к нулю (Рис. 6.1а). Известно, что в
фазу спада солнечного цикла наблюдается рекуррентная двухсекторная структура, а в
фазу минимума часто наблюдается четырехсекторная структура ММП [Crooker et al.,
1996]. На фазе спада 23 цикла с середины 2002 г. и до середины 2004 г. существовала
стабильная двухсекторная структура ММП с выраженной долготной асимметрией
[Veselovsky et al., 2005]. В этот период наблюдался ряд мощных эруптивных событий и
коронарных дыр большой площади, с которыми связаны потоки высокоскоростного СВ.
Затем началась медленная перестройка двухсекторной структуры в четырехсекторную.
Среднегодовая величина скорости СВ в 2003 г. была самой большой из когда либо
наблюдавшихся. Достаточно интенсивные потоки продолжались и в начале следующего
201
а) б)
Рис. 6.1 (а) Среднегодовые значения ЧСП, скорости СВ и By, Bz ММП за период
спутниковых измерений с 1966 г. (б) Среднегодовые значения Dst индекса с 1958 г. и AE
индекса с 1966 г.
-0,5
0,0
0,5
1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010
-0,5
0,0
0,5
400
500
600
0
50
100
150
1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010
BY М
МП
, нТл
BZ М
МП
, n
T
Скорость СВ
, км
/с
ЧСП
1 9 6 0 1 9 7 0 1 9 8 0 1 9 9 0 2 0 0 0 2 0 1 00
1 0 0
2 0 0
3 0 0
1 9 6 0 1 9 7 0 1 9 8 0 1 9 9 0 2 0 0 0 2 0 1 0
- 3 0
- 2 0
- 1 0
0
AE
, нТл
Dst
, нТл
202
2004 года, и даже в последующие годы вплоть до минимума цикла в 2008 г. [Gibson et al.,
2009]. В ноябре 2003 г. наблюдался и ряд мощных бурь [Ермолаев и др., 2005].
6.3 Геомагнитный эффект экстремально интенсивных высокоскоростных потоков
солнечного ветра в 2003 г.
Основными источниками возбуждения геомагнитной активности являются
скорость СВ и ММП южного направления. В фазу спада солнечного цикла
высокоскоростные потоки СВ, исходящие из долгоживущих (более одного оборота
Солнца) коронарных дыр вызывают рекурретные геомагнитные возмущения средней
интенсивности [Tsurutani et al., 2006]. Отрицательные значения BZ при частых
флуктуациях ММП, характерных для ВСП СВ, вызывают авроральную активность,
получившую название «высокоинтенсивная долговременная АЕ активность» (HILDCAA)
[Tsurutani and Gonzalez, 1987]. Такая активность, которая может продолжаться в течение
всего 27-дневного периода вращения Солнца, в 2003 г. была очень большой.
Интенсивность геомагнитных бурь, развивающихся при ВСП СВ, обычно невелика (Dst >
-100 нТл), но они могут продолжаться много дней. Однако в 2003 г. в интервале с 15
октября по 21 ноября произошло 11 солнечных вспышек рентгеновского класса выше X и
3 геомагнитные бури с Dst <-300 нТ. Тем не менее, среднегодовое значение Dst было не
самым низким (Рис. 6.1б).
Воздействие ВСП СВ на магнитосферу в 2003 г. было столь сильным, что
эффект проявился как видимый глазу отскок точки, соответствующей 2003 году, в обычно
плавной линии векового хода среднегодовых значений вертикальной компоненты
геомагнитного поля на околополюсных обсерваториях. Как будет показано ниже,
усиление геомагнитного поля произошло вследствие специфической интенсификации
некоторых токов М-И системы. Такой же эффект сопровождал и другие годы усиления
скорости СВ, приуроченного к нисходящим ветвям солнечного цикла, но при меньшей
интенсивности возмущений был менее очевидным.
6.3.1 Проблема разделения внутреннего и внешнего магнитного поля Земли
Как наземные обсерватории, так и низкоорбитальные спутники, оснащенные
высокочуствительными магнетометрами, такие как Oersted, CHAMP и новая миссия
SWARM, измеряют общие изменения геомагнитного поля. Проблема разделения главного
(литосферного и поля ядра) магнитного поля Земли и поля внешних источников
магнитосферного и ионосферного происхождения находится на стыке двух направлений
203
геофизики: физики твердой Земли и физики верхней атмосферы и имеет большое
значение для построения качественных и надежных моделей главного поля (модели IGRF
[Finlay et al., 2010]) и их регулярного обновления. Трудно переоценить необходимость
точного знания пространственного распределения внутреннего магнитного поля. При
решении задач, связанных с состоянием космической погоды и космическим климатом,
должна рассматриваться только часть, обусловленная электрическими токами, текущими
в околоземном пространстве. Задача разделения полей является нетривиальной, и
изучению этой проблемы в настоящее время уделяется большое внимание [Verbanac et al.,
2007; Hulot et al., 2010].
Вариации геомагнитного поля имеют различные периоды и характер изменения.
Медленные вариации элементов земного магнетизма (изменение среднегодовых значений
геомагнитного поля), периоды которых измеряют отрезками в десятки и сотни лет,
называются вековыми. Электромагнитное поле, вызванное внешними источниками, имеет
характер быстротечных вариаций (суточные вариации, магнитные бури и
суббури).Среднегодовые значения (СГЗ) элементов геомагнитного поля регулярно
рассчитываются в каждой обсерватории как среднее по всем измерениям за год. Хотя СГЗ
содержит и внешнее, и внутреннее поле, величина СГЗ определяется, в основном,
внутренним полем. Многолетний ход СГЗ отражает вековую вариацию и представляет
собой гладкую медленно меняющуюся кривую. СГЗ, рассчитанные по пяти самым
геомагнитно спокойным дням каждого месяца, формируют вековую вариацию главного
поля Земли.
В полярных областях магнитное поле земного диполя, направленное почти
вертикально к Земле (от Земли) в северном (южном) полушарии, имеет максимальную
интенсивность и составляет около 60000 нТл, тогда как интенсивность горизонтальных
компонент в десятки раз меньше. Для вертикальной (Z) геомагнитной компоненты вклад в
СГЗ со стороны внешнего (создаваемого электрическими токами, текущими в
магнитосфере и ионосфере) магнитного поля обычно очень мал. В этом плане
геомагнитные возмущения 2003 г. являются уникальным событием, и их изучение имеет
большое значение. Как показано ниже, правильная идентификация токовых систем М-И
происхождения, ответственных за нарушение плавного векового хода СГЗ на полярных
обсерваториях, возможна только при координированном анализе арктических и
антарктических данных.
204
6.3.2 Наблюдения на обсерваториях в северной и южной полярных шапках
В северной полярной шапке две обсерватории, Туле (THL) и Резольют (RES),
имеют длинные ряды абсолютных измерений геомагнитных элементов (координаты
обсерваторий, данные которых использовались в анализе, приведены в Таблице 6.1).
Суточные и годовые значения магнитных элементов взяты из базы Мирового Центра
Данных (МЦД) в Эдинбурге (http://www.wdc.bgs.ac.uk) и Британской геологической
службы (www.geomag.bgs.ac.uk). Обсерватории THL и RES непрерывно выдают надежные
данные, начиная фактически с Международного Геофизического Года в 1957/58 г. На Рис.
6.2 представлены: вековой ход СГЗ вертикальной (Z) и горизонтальной (H) компонент
геомагнитного поля для обсерваторий THL и RES. Можно видеть, что на долговременном
масштабе СГЗ, в целом, плавно изменяются год от года, отражая эволюцию главного поля.
Так, Z компонента (Рис. 6.1а) на обеих обсерваториях постепенно увеличивается
примерно на 1% , начиная с конца 1950-х и до конца 1970-х, а затем уменьшается на
~0.5%. Форма кривой векового хода Н компоненты (Рис. 6.1б), интенсивность которой
приблизительно в 20 раз меньше, чем интенсивность Z, различна в THL и RES., но вековая
кривая Н также плавно изменяется на многолетнем масштабе.
В 2003 г. обе обсерватории фиксируют единственный за историю наблюдений
скачкообразное увеличение Z компоненты, величина которого составляет около 1 ppm от
общей вековой вариации. Ход Н компоненты при этом скачков не имеет и изменяется
плавно.
Таблица 6.1. Координаты (широта, долгота) обсерваторий
Название Код IAGA Геогр. коорд. Геомаг. коорд.
Thule /Qaanaaq THL 77.48° 290.83° 88.46° 14.10°
Resolute Bay RES 74.70° 265.10° 83.14° 295.98°
Dumont D’Urville DRV -66.66° 140.01° -75.06° 232.15°
Casey CSY -66.28° 110.53° -76.28° 184.12°
Godhavn GDH 69.23° 306.48° 79.25° 34.62°
Sodankyla SOD 67.4° 26.6° 63.7° 120.6°
Нарушения векового хода СГЗ в наблюдались и в южной полярной шапке. Для
южных полярных обсерваторий в МЦД имеются гораздо более короткие, чем для
северных обсерваторий, ряды надежных непрерывных наблюдений. Данные двух
205
а) б) Рис. 6.2 Вековой ход среднегодовых значений вертикальной Z (а) и горизонтальной H (б)
компонент геомагнитного поля для обсерваторий THL и RES
1 9 6 0 1 9 7 0 1 9 8 0 1 9 9 0 2 0 0 0 2 0 1 0
5 5 8 0 0
5 6 0 0 0
5 6 2 0 0
5 6 4 0 0
5 6 6 0 0
5 7 8 0 0
5 8 0 0 0
5 8 2 0 0
5 8 4 0 0
5 8 6 0 0
5 8 8 0 0
T H L
Z (T
HL)
, n
T
R E S
Z
(RE
S),
nT
3 8 0 0
3 9 0 0
4 0 0 0
1 9 6 0 1 9 7 0 1 9 8 0 1 9 9 0 2 0 0 0 2 0 1 05 0 0
1 0 0 0
1 5 0 0
2 0 0 0
R E S
T H L
H (T
HL)
, нТл
H (R
ES)
, нТл
206
антарктических обсерваторий, Дюмон Д’Юрвиль (DRV) и Казей (CSY) имеются, начиная
с 1990-х годов. (Длительные наблюдения проводились и на обсерватории Восток, однако в
2003 г. станция не работала из-за происшедшего там пожара). На Рис. 6.3 представлен
вековой ход СГЗ для Z компоненты (обозначаемой далее как СГЗ_Z) для DRV и CSY.
Долговременная вариация СГЗ_Z здесь почти такая же, как и у северных обсерваторий.
Постепенное понижение прерывается в 2003 г., когда обе обсерватории показывают
скачок в Z компоненте примерно на 20-30 нТл, т. е. достаточно существенное по
сравнению с вековой вариацией повышение. Таким образом, согласованные данные
северных и южных полярных обсерваторий указывают на то, что в 2003 г. произошло
глобальное усиление (более положительные значения Z на севере и более отрицательные
значения Z на юге) геомагнитного поля.
Для того, чтобы выяснить, изменением какого поля, внутреннего или внешнего,
обусловлен наблюдаемый эффект, были рассчитаны значения СГЗ_Z по пяти самым
спокойным и самым возмущенным дням каждого месяца: соответственно СГЗ_Zq и
СГЗ_Zd (использовался список пяти международных наиболее спокойных и возмущенных
дней из МЦД Киото: http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp, а также, для сравнения, самые
спокойные и возмущенные дни из годовых книг обсерваторий (заметных расхождений в
результатах не обнаружено.). На Рис. 6.4а для солнечного цикла 23 (1996-2008 гг.)
представлен ряд СГЗ_Zq и СГЗ_Zd для одной северной (THL) и одной южной (DRV)
обсерваторий. Можно видеть, что СГЗ_Zq и СГЗ_Zd идут параллельно на расстоянии
примерно 10 нТл друг от друга. Для THL(DRV) точки СГЗ_Zd идут выше(ниже), чем
точки СГЗ_ Zq, демонстрируя тем самым, что в наиболее возмущенные дни магнитное
поле систематически более интенсивно, чем в спокойные. Интересно и важно отметить то,
что в 2003 г. усилилось не только наиболее возмущенное (СГЗ_Zd) поле на ~40 нТл, но и
наиболее спокойное (СГЗ_Zq) поле– на ~20 нТл по сравнению с тем уровнем векового
хода, который можно ожидать, исходя из значений СГЗ_Zq в соседние годы.
Еще раз подчеркнем, что уровень поля, полученный для наиболее спокойных
дней, обычно используется как индикатор эволюции главного геомагнитного поля и как
нулевой уровень, на фоне которого развиваются геомагнитные возмущения,
обусловленные внешним воздействием токов М-И системы. Однако в данном случае,
можно видеть, что в 2003 г. был возмущен также и наиболее спокойный уровень.
207
Рис. 6.3 Вековой ход среднегодовых значений Z компоненты для обсерваторий южной
полярной шапки DRV и CSY
1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008-69600
-69500
-69400
-69300
-64000
-63900
-63800
-63700
DRV
Z (D
RV
),
нТл
CSY
Z
(CS
Y),
нТл
208
6.3.3 Наблюдения в авроральных широтах
Для того, чтобы выяснить, что является источником возмущений, рассмотрим
геомагнитное поле в более низких широтах там, где в ионосфере текут токи западного и
восточного авроральных электроджетов. Более интенсивный западный электроджет (WEJ)
занимает ночной и утренний секторы MLT, а менее интенсивный восточный
сосредоточен в полуденном и вечернем секторах. Геомагнитный эффект WEJ состоит в
следующем: магнитное поле, создаваемое WEJ, уменьшает горизонтальную (Н)
компоненту в авроральной зоне в северном полушарии, усиливает Z компоненту в области
к полюсу от WEJ (в обоих полушариях) и ослабляет ее в области экваториальнее WEJ
[Lyatsky et al., 2006].
Традиционным индикатором интенсивности WEJ является AL индекс [Davis
and Sugiura, 1966]. Для выявления межгодовой изменчивости спокойного и возмущенного
WEJ аналогично Z компоненте были рассчитаны среднегодовые значения AL по пяти
наиболее возмущенным и наиболее спокойным дням каждого месяца, т. е. соответственно
индексы ALd и ALq. На Рис. 6.4б представлен ход ALd и ALq индексов за весь период
расчета AL, начиная с 1966 г. (для некоторых лет индекс отсутствует). Средний уровень
ALq составляет около -40 нТл, а ALd -300 нТл. Можно видеть, что, минимумы ALd
приходятся на фазы спада солнечных циклов в годы ВСП СВ 1974, 1982/1984, 1991/1994 и
2003 гг., причем наиболее глубокий минимум наблюдается именно в 2003 г. За ним
следует сильное смещение индекса в положительную сторону, что соответсвует
исключительно спокойному Солнцу в период последнего минимума [McComas et al., 2008;
Smith et al., 2008]. В ходе временного ряда ALq индекса вариация солнечного цикла менее
заметна. Однако ясно видно, что ALq имеет минимумы в те же годы, что и ALd, повторяя
даже их глубину. Оба индекса показывают самый глубокий минимум в 2003 г., когда
ALq≈-75 нТл, т.е. почти в два раза меньше, чем среднее значение индекса. Второй по
величине минимум в ALq наблюдается на спаде предыдущего 22-летнего солнечного
цикла – в 1982 г.
6.3.4 Соотношение между долгопериодными геомагнитными вариациями и
высокоскоростными потоками
Для того, чтобы соотнести изменение интенсивности WEJ и геомагнитной Z
компоненты в полярной шапке на Рис. 6.5 представлены разности между наиболее
возмущенным («d») и наиболее спокойным уровнем («q») для AL индекса (а) и для
величины СГЗ_Z для обсерваторий THL (б), RES (в), DRV (г) и CSY (д), а также значения
209
а) б) Рис. 6.4. (а) Ряд среднегодовых значений, рассчитанных по по пяти самым спокойным
(синяя линия) и СГЗ_Zq и пяти самым возмущенным (красная линия) дням каждого
месяца для северной (THL) и южной (DRV) полярных обсерваторий за период солнечного
цикла 23 с 1997 по 2008 гг. (б) То же, но для AL индекса с 1966 г.
1996 1998 2000 2002 2004 2006 20080
100
200
0
100
200
DRV
Z + 69600 nT
THLZ - 56200 nT
1970 1980 1990 2000 2010
-400
-300
-200
-100
0
AL in
dex,
nT
210
скорости СВ (е). На Рис. 6.5 в левой колонке показаны среднемесячные значения
рассматриваемых параметров и их усреднение по 31 точке, а в правой – среднегодовые
значения. Можно видеть, что для каждой обсерватории разность ∆Z=“d-q”, т. е. величина
СГЗ_Zd минус СГЗ_Zq в целом следует одной и той же вариации с пиками на фазе спада
11-летнего солнечного цикла, когда скорость СВ максимальна. Это особенно хорошо
видно на примере обсерватории RES в 1974, 1983, 1994 и 2003 гг. (Рис. 6.5 левая колонка).
В THL проявляется дополнительный максимум в 2001 г., но, как видно на Рис. 6.4а, он
образуется вследствие некоторого отклонения СГЗ_Zq в сторону уменьшения поля,
вследствие чего разность ∆Z увеличивается. Две антарктические обсерватории, DRV и
CSY, демонстрируют минимумы (знаки в южном и северном полушариях
противоположны) разности ∆Z также в годы высокоскоростных потоков СВ в 1994 и 2003.
Таким образом, Рис. 6.5 показывает близкое соответствие роста амплитуды разностей ∆Z
и пиковых значений скорости СВ.
На Рис. 6.5 можно также видеть, что для обсерваторий северного полушария,
которые находятся глубоко в полярной шапке (см. Таблицу 6.1), величина амплитуды
разности типа “d минус q” практически не зависит от величины скорости СВ. Учитывая
наличие некоторого многолетнего тренда (отрицательный тренд после 1983), все
максимумы в ∆Z почти одинаковы, хотя максимумы скорости СВ в 1974, 1983, 1994 и
2003 разнятся. Так, в 2003 г. среднегодовое значение скорости СВ примерно на 30 км/с
больше, чем в предыдущие годы ВСП СВ. Однако для северных, находящихся внутри
шапки обсерваторий не наблюдается увеличенной амплитуды ∆Z. Для антарктических
обсерваторий, находящихся дальше от полюса и вблизи границы полярной шапки,
амплитуда ∆Z в 2003 г. значительно больше, чем в 1994 г. Этот факт может быть
обусловлен геометрией токовых систем и/или другими дополнительными причинами,
например, геологическими или орографическими.
6.3.5 Обсуждение и интерпретация результатов
В 2003 г. в фазу спада солнечного цикла 23, который вообще выделяется целым
рядом аномалий (импульсное повышение УФ в конце 2001 г. – начале 2003 г., увеличение
скорости СВ в 2003 г. и начале 2004 г., глубокий и продолжительный минимум в 2007-
2008 гг.), была зафиксирована самая большая за период спутниковых наблюдений
среднегодовая величина скорости СВ. Это экстремальное событие высокоскоростных
потоков СВ вызвало длительное увеличение геомагнитной активности, а также
исключительное усиление вертикального геомагнитного поля в полярных областях обоих
211
Рис. 6.5. Значения разности (∆) между наиболее возмущенным и наиболее спокойным
уровнем для AL индекса (а) и для среднегодовых значений Z компоненты для
обсерваторий THL (б), RES (в), DRV (г) и CSY (д), а также значения скорости СВ (е). В
левой колонке графиков показаны среднемесячные значения рассматриваемых параметров
и их усреднение по 31 точке, а в правой колонке – среднегодовые значения параметров.
1970 1980 1990 2000 2010
400
500
600
0
20
40
-300
-200
-100
-40
0-60
-40
-20
0
0
20
40
д)
Скорость СВ, км/с
∆ Z (RES), нТл
е)
г)
в)
б)
∆ AL, нТл a)
∆Z (CSY), нТл
∆Z (DRV), нТл
∆Z (THL), нТл
1970 1980 1990 2000 2010
400
500
600
0
40
80
-400
-200
-80
-40
0
-80
-40
0
0
40
80 б)
в)
г)
д)
е)Скорость СВ, км/с
∆Z (CSY), нТл
∆Z (DRV), нТл
∆ Z (RES), нТл
a)∆ AL, нТл
∆Z (THL), нТл
212
полушарий, которое прервало обычно плавный вековой ход обсерваторских
среднегодовых значений (СГЗ_Z). Анализ геомагнитных данных показывает, что
наблюдаемая аномалия несомненно обусловлена западным авроральным электоджетом
WEJ. Действительно, в полярных широтах вклад в Z компоненту геомагнитного поля
могут вносить те токи М-И системы, которые текут по (квази)круговой траектории вокруг
полюса. Магнитный эффект следующих токов может усиливать Z в полярных шапках как
северного, так и южного полушарий:
1) западный электроджет WEJ (холловский ток на утренней стороне)
2) кольцевой ток (направленный на запад дрейф положительных ионов)
3) течение плазмы вокруг полюса при ММП By< 0
4) ток утро-вечер в хвосте магнитосферы,
в то время как магнитное поле других токов, наоборот, ослабляет Z в обеих полярных
шапках:
5) ток Чепмена –Ферраро (DCF) на магнитопаузе
6) восточный электроджет
7) течение плазмы вокруг полюса при ММП By> 0
Влияние токов (2)-(4), перечисленных в первой группе, кроме первого (WEJ)
можно считать малым. Действительно, для бурь, солнечным источником которых
являются CIR, характерен слабый кольцевой ток. Так, в 2003 г. среднегодовое значение
Dst было ≈ -25 нТл, что далеко не является экстремальной величиной. Среднегодовое
значение By ММП было отрицательным (Рис. 6.1), и в северной полярной шапке система
ионосферных токов, обусловленная By (эффект Свалгарда-Мансурова), в принципе, могла
бы создать наблюдаемое увеличение геомагнитной Z компоненты. Однако, в этом случае
на антарктических обсерваториях наблюдалось бы не усиление, а ослабление
интенсивности Z. Таким образом, наблюдаемый в полярных шапках обоих полушарий
эффект исиления вертикального магнитного поля можно объяснить именно
интенсификацией WEJ, текущего в ионосфере по полукруговой траектории вокруг
полюса.
Разность между наиболее возмущенным и наиболее спокойным уровнями
аврорального AL индекса показывает циклическую вариацию с амплитудой около 150 нТл
с минимумами в фазу спада солнечных циклов, когда наблюдались интенсивные
высокоскоростные потоки СВ. Значение AL в спокойные дни 2003 г. (ALq) значительно
меньше, чем в другие годы, что указывает на достаточно интенсивный WEJ и фактически
отсутствие спокойного состояния М-И системы в целом. Соответственно, в полярной
шапке значение Z компоненты в спокойные дни (СГЗ_Zq) значительно больше, чем в
213
другие годы. Обычно в полярных шапках разность между наиболее возмущенным и
наиболее спокойным уровнями СГЗ_Z составляет примерно 10 нТл. В годы самых
больших скоростей СВ (1974, 1983, 1994 и 2003) эта разность увеличивалась до 40 (55)
нТл в северной (южной) шапке. Вклад составляющей СГЗ_Zq в абсолютное значение
геомагнитного поля Z, фиксируемое обсерваторским магнетометром, настолько велик, что
в 2003 г. наблюдается нарушение плавности векового хода.
6.4 Высокоскоростные потоки солнечного ветра в прошлом
В предыдущем разделе главы было показано, что геомагнитный эффект
экстремального события 2003 г. можно было наблюдать в вековом ходе среднегодовых
значений Z компоненты на полярных обсерваториях обоих полушарий. Этот эффект
выражался в усилении магнитного поля и единственном за всю историю измерений на
этих обсерваториях видимом скачке СГЗ_Z, который нарушал плавный вековой ход
среднегодовых значений, в частности, на обсерваториях THL и RES, расположенных в
северной полярной шапке. Регулярные наблюдения на этих обсерваториях начались в
конце 1950-х, и можно с достаточной уверенностью полагать, что в 2003 г. мы наблюдали
самые интенсивные высокоскоростные потоки за последние полвека. Однако в высоких
широтах северного полушария есть две уникальные обсерватории, имеющие еще более
длинные ряды наблюдений. Полярная обсерватория Годхавн (GDH) и авроральная
обсерватория Соданкюля (SOD) начали работать, соответственно, в 1926 и 1914 г.
(Координаты обсерваторий см. в Таблице 6.1). В следующем разделе представлен анализ
записей двух самых старых высокоширотных обсеваторий с целью обнаружить в них
возможные экстремальные события высокоскоростных потоков СВ, подобные событию
2003 г.
6.4.1 Вековая вариация магнитного поля в полярной шапке
В отличие от обсерваторий THL и RES, которые во все часы MLT расположены
внутри полярной шапки, GDH располагается вблизи ее границы. Так, в полуночном
секторе MLT GDH находится внутри полярной шапки на расстоянии 3-6° от полярной
границы аврорального овала, а в полуденном секторе MLT покидает шапку и находится
приблизительно в середине аврорального овала [Kauristie 1995]. На Рис. 6.6 представлен
вековой ход СГЗ вертикальной Z и горизонтальной H компонент геомагнитного поля на
обс. Годхавн, начиная с 1926 г. Значения магнитных элементов взяты из базы МЦД в
Эдинбурге (http://www.wdc.bgs.ac.uk) и Британской геологической службы
214
Рис. 6.6 Вековой ход среднегодовых значений вертикальной Z и горизонтальной H
компонент геомагнитного поля на обс. Годхавн, начиная с 1926 г. Годы повышенных
значений Z (2003, 1952 и 1994) обозначены вертикальными стрелками на верхнем
графике.
1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 201055000
55200
55400
55600
55800
56000
1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 20108100
8200
8300
8400
8500
8600
8700
8800
Z, нТл
H, нТл
215
(www.geomag.bgs.ac.uk). Можно видеть, что в целом на долговременном масштабе СГЗ
изменяются плавно. Однако, при ближайшем рассмотрении в Z компоненте можно
заметить отскоки вверх в 2003, 1952 и (едва заметный) в 1994 г. В эти же годы СГЗ Н
компоненты показывают, хотя и очень небольшие, отклонения вниз.
Период с 1926 г. по настоящее время покрывает восемь солнечных циклов. На
Рис. 6.7 для ветвей спада каждого цикла (от года максимума до следующего минимума),
начиная с 1949 г., показан ход среднегодовых значений СГЗ_Zq и СГЗ_Zd, которые были
рассчитаны аналогично разделу 6.3.2 по самым спокойным и возмущенным дням каждого
месяца. На Рис. 6.7 можно видеть, что СГЗ_Zq и СГЗ_Zd идут практически параллельно на
расстоянии около 20 нТл друг от друга и изменяются год от года гладко, кроме 1952 и
2003 гг., когда наблюдается усиление как возмущенного, так и спокойного поля, а разница
между ними достигает 50 нТл. В 1994 спокойный уровень остается ровным, а
увеличивается только интенсивность возмущенного поля. В двух солнечных циклах с
1926 по 1943 гг., которые не показаны на Рис. 6.7, линии СГЗ_Zq и СГЗ_Zd шли
параллельно. Таким образом, исходя из анализа поведения вековых вариаций, событие
1952 г. можно классифицировать как сравнимое по эффекту с событием 2003 г. То есть в
1952 г. имели место такие же, если не более мощные, высокоскоростные потоки СВ, что
привело к интенсификации ионосферного тока WEJ, чей магнитный эффект наблюдается
в геомагнитной Z компоненте. Поскольку обсерватория GDH находится близко к границе
полярной шапки, магнитный эффект WEJ наблюдается не только в Z, но одновременно и в
H компоненте поля, хотя здесь сигнал очень слабый (см. Рис. 6.6).
6.4.2 Вариации геомагнитного поля в авроральной зоне
Эффект высокоскоростных потоков в Z компоненте, наблюдаемый на обс.
Годхавн в 1952 и 2003 гг. подтверждается наблюдениями другой старейшей обсерватории
– Соданкюля, наблюдения на которой проводятся непрерывно, начиная с с 1914 г. Эта
обсерватория расположена в авроральной зоне, ближе к экваториальной границе овала
(см. Таблицу 6.1). Поэтому геомагнитный эффект WEJ должен наблюдаться не в
вертикальной, а в горизонтальной компоненте. На Рис. 6.8 представлен вековой ход СГЗ
для H компоненты, а также спокойный и возмущенный уровни, соответственно СГЗ_Нq и
СГЗ_Нd, начиная с 1914 г. Для этой обсерватории значения геомагнитного поля взяты из
базы МЦД и проверены непосредственно по ежегодной книге (Observatory Yearbook) обс.
Соданкюля. На Рис. 6.8 можно видеть плавно изменяющийся вековой ход спокойного
уровня СГЗ_Нq (синяя линия). В то же время в полных среднегодовых значениях СГЗ_Н
216
Рис. 6.7 Среднегодовые значения Z компоненты обс. Годхавн, рассчитаные по самым
спокойным (синяя линия) и возмущенным (красная линия) дням каждого месяца для фаз
спада солнечного цикла (т.е. периодов от года максимума до следующего минимума),
начиная с 1949 г. Годы высокоскоростных потоков СВ на фазе спада солнечного цикла
обозначены вертикальными стрелками на каждом графике. Значения Z даны за вычетом
55000 нТл.
1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998
900
1000
1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977
1000
1100
1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986
1100
1200
2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006
800
900
1949 1950 1951 1952 1953 1954 1955 1956
100
200
1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964
400
500
е)д)
г)в)
б)а)
5Q
5D
217
(черная линия) можно выделить годы 1952, 1960 и 2003, когда ясно видны небольшие
отрицательные отклонения в вековом ходе. Эти отклонения обусловлены отрицательными
бухтами в ходе возмущенного уровня СГЗ_Нd (красная линия). Поведение Н компоненты
на авроральной обсерватории Соданкюля указывает на максимальное усиление WEJ
именно в годы высокоскоростных потоков СВ.
6.4.3 Соотношение между геомагнитными вариациями и солнечными циклами
На Рис. 6.9 представлена сводка временной эволюции возмущений
геомагнитного поля, обусловленных усилением WEJ вследствие воздействия на
магнитосферу высокоскоростных потоков СВ. Показаны разности между наиболее
возмущенным уровнем и наиболее спокойным уровнем для Z и Н геомагнитных
компонент в обс. Годхавн и для Н компоненты в обс. Соданкюля с 1926 г. Красные
горизонтальные линии отделяют наибольшие амплитуды ∆Z и ∆Н. На верхнем графике
(∆Z GDH) выделяются 1952 и 2003 гг. Также достаточно большую амплитуду имеют 1974,
1983 и 1994 гг. Поскольку широтное положение WEJ относительно обс. GDH влияет на
соотношение между Z и H [Andreasen, 1997], на среднем графике показаны амплитуды ∆Н
GDH. Максимальные, примерно равные амплитуды имеют 1974, 1983 1994 и 2003 гг. На
нижнем графике даны амплитуды ∆Н на низкоширотной авроральной обс. SOD. Эти
амплитуды максимальны в 1952, 2003 гг. и дополнительно в 1960 г. Однако в максимум
амплитуды ∆Н SOD в 1960 г. не имеет подтверждения в данных GDH.
На Рис. 6.10а для Z компоненты на обс. Годхавн показана разность (∆Z) между
наиболее возмущенным уровнем СГЗ_Zd и наиболее спокойным уровнем СГЗ_Zq для
каждого года, начиная с 1926 г. Величина ∆Z соотнесена с ходом ЧСП в 11-летнем
солнечном цикле. Можно видеть, что ∆Z имеет пики на фазе спада цикла в годы, когда
скорость СВ максимальна (см. Рис. 6.1). На Рис. 6.10а выделяются два самых высоких
пика: в 1952 и 2003 гг. В отличие от рассмотренных в разделе 6.3 данных обсерваторий
THL и RES, которые находятся глубоко в северной полярной шапке и для которых
получилось, что величина амплитуды ∆Z практически одинакова для всех событий
высокоскоростных потоков СВ на спаде четырех солнечных циклов (см. Рис. 6.5), в GDH
события экстремальных потоков в 1952 и 2003 гг. выделяются своей большой амплитудой.
Этот факт говорит о том, что здесь увеличение ∆Z может быть обусловлено
суперпозицией эффекта усиления WEJ и эффекта смещения полярной границы
аврорального овала. Овал представляет собой очень динамичную структуру, и в
магнитоспокойные (возмущенные) периоды смещается к полюсу (экватору). В местную
218
Рис. 6.8 Ход среднегодовых значений H компоненты (черная линия), а также спокойный
(синяя линия) и возмущенный (красная линия) уровни, соответственно СГЗ_Нq и СГЗ_Нd,
для обс. Соданкюля с 1914 г. Годы пониженных значений Н (2003 и 1952) обозначены
вертикальными стрелками сверху.
1920 1940 1960 1980 2000
11500
12000
12500
13000
11000
11500
12000
12500
СГЗ
_H (нТл)
СГЗ
_Hd
и С
ГЗ_H
q (нТл)
219
Рис. 6.9 Разность между наиболее возмущенным уровнем и наиболее спокойным уровнем
для Z и Н геомагнитных компонент в обс. Годхавн (а, b) и для Н компоненты в обс.
Соданкюля (с). Красные горизонтальные линии отделяют наибольшие амплитуды ∆Z и
∆Н.
220
б) Рис. 6.10 Разность между наиболее возмущенным уровнем и наиболее спокойным
уровнем вертикальной геомагнитной компоненты (∆Z) для каждого года, начиная с 1926
г., для обс. Годхавн (черные вертикальные линии). Красной горизонтальной линией
обозначен уровень 40 нТл. Серой линией показан ход 11-летних солнечных циклов.
10
20
30
40
50
601930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010
1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 20100
50
100
150
Среднегодовые
∆Z
, GD
H (нТ
л)
ЧСП
1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010
221
геомагнитную полночь во время слабых суббурь GDH находится статистически на
расстоянии 2-3°, а во время средних и больших суббурь – на расстоянии 5-6° к полюсу от
северной границы овала [Kauristie 1995]. Вероятно, для возмущенных условий в период
ВСП СВ характерно меньшее смещение границы к экватору, чем для больших бурь. Этим
можно объяснить и тот факт, что для антарктических обсерваторий, также находящихся
вблизи границы полярной шапки, амплитуда ∆Z в 2003 г. значительно больше, чем в 1994.
Рассмотрим более подробно поведение Н компоненты на обс. Соданкюля. Эта
обсерватория в течение всего срока существования обеспечивает высокое качество
геомагнитных данных. В частности, регулярно производится выбор пяти локальных
наиболее спокойных и возмущенных дней, что позволяет определить уровни разность
(∆Н) между наиболее возмущенным СГЗ_Нd и наиболее спокойным СГЗ_Нq уровнями
для каждого года на основе дней, считающихся спокойными или возмущенными как
глобально (международные дни), так и локально.
На Рис. 6.11а представлен суточный ход ∆Н SOD для каждого года за период
измерений 1914-2010 гг. Можно видеть, что форма суточной вариации на широте SOD
отражает магнитный эффект западного (∆Н<0) и восточного (∆Н>0) электроджетов.
Амплитуда вариации может отличаться в несколько раз, в зависимости от фазы
солнечного цикла, будучи наименьшей в период солнечных минимумов. На Рис. 6.9(с)
выделялись три самых высоких пика ∆Н, превышающих 60 нТл: в 1952, 1960 и 2003 гг.
Эти же годы имеют набольшую амплитуду UT-вариации (на Рис. 6.11а соответствующие
кривые выделены цветом), однако форма вариации принципиально различается, и
профиль суточного хода ∆Н в 1952 и 2003 гг имеет характерные особенности. Так, на
ночной стороне в секторе 22-02 MLT (20-24 UT для SOD), т.е. там, где находится WEJ,
кривые для 1952 и 2003 гг. идут заметно выше, чем кривая для 1960 г. В то же время в
секторах 12-15 и 05-08 MLT, т.е. там, где находится дневная часть восточного и утренняя
часть западного электроджета, амплитуда кривой 1960 г. больше, чем амплитуды кривых
1952 и 2003 гг. Эти различия выявляют специфику структуры электроджетов при
экстремальных высокоскоростных потоках СВ и в при высокой солнечной активности. В
первом случае доминирует ночной WEJ, а во втором – дневная часть электроджетов.
Интенсификация WEJ по данным SOD в 1952 и 2003 гг. совпадает с эффектом,
наблюдаемым в Z компоненте на полярной обс. Годхавн. Еще один пик, в 1960 г.,
находящийся близко к максимуму самого высокого солнечного цикла, не имеет
аналогичного пика в данных GDH, и обусловлен не столько скоростью СВ и
соответсвующим усилением WEJ, сколько высоким уровнем солнечной активности.
222
Рис. 6.11. Суточный ход ∆Н для каждого года за период 1914-2010 гг. на обс. Соданкюля.
(а). Среднегодовые значения ∆Н в секторе 23-02 MLT (б) и в секторе 13-15 MLT (в).
1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010
-150
-100
-50
0
1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 20100
100
200
300
6 12 18 24-300
-200
-100
0
100
200
300
400
23 - 02 MLT
SO
D ∆
H
13 - 15 MLT
SO
D ∆
H
в)
б)
___2003___1960
13 - 15 MLT
SO
D ∆
H
UT
23 - 02 MLT
___1952
a)
223
На Рис. 6.11б представлен вековой ход среднегодовых значений параметра ∆Н
в секторе 23-02 MLT. Можно видеть два максимума, в 1953 и 2003 гг., тогда как величина
∆Н в 1960 г. оказывается значительно меньше. На Рис. 6.11в показано изменение ∆Н в
секторе 13-15 MLT, где самые большие отрицательные экстремумы этого графика
практически совпадают с годами солнечных максимумов.
6.4.4 Обсуждение и интерпретация результатов
Реконструкция параметров СВ в доспутниковую эру давно привлекала
внимание исследователей. По косвенным данным реконструировались общие
характеристики отдельных экстремальных событий, таких как солнечные вспышки,
геомагнитные бури, авроральные явления [Bell et al., 1997; Tsurutani and Gonzales, 1997;
Cliver and Svalgaard, 2004]. Экстраполяция в прошлое непрерывных рядов параметров СВ
базировались на статистическом анализе существующих рядов числа солнечных пятен,
геомагнитного планетарного aa индекса [Mayaud, 1972], расчет которого ведется с 1868 г.,
а также данные отдельных обсерваторий, имеющих длинные ряды непрерывных
измерений [Russell, 1975; Andreasen, 1997; Stamper et al., 1999; Svalgaard and Cliver, 2007;
Rouillard et al., 2007; Lockwood et al., 2009]. Были получены результаты, показывающие
квазициклическое изменение ММП и скорости СВ. Однако значения скорости СВ,
полученные в этих работах являлись весьма приблизительными, и оценки значительно
отличались друг от друга. Согласно наиболее известной реконструкции [Lockwood et al.,
2009], основанной на анализе ряда аа индекса, на спаде каждого 11-летнего солнечного
цикла имеются четко выраженные пики скорости СВ в 2003, 1994, 1983, 1974 гг. и далее в
прошлое в 1962, 1951/52, 1942, 1930 и 1922 гг. В эти годы среднегодовые значения
скорости повышаются более чем на 100 км/с по сравнению со значениями в периоды
солнечных максимумов. Однако, как признают сами авторы, реконструкции скорости СВ
по аа индексу нельзя считать точными, поскольку часто имеется расхождение
наблюдаемого и предсказанного значений скорости СВ. Велико расхождение и в 2003 г.
Согласно измерениям в 2003 скорость СВ был самой высокой (540 км/с), а модельный
максимум [Lockwood et al., 2009] был даже несколько меньше, чем шесть предыдущих,
начиная с 1920-х.
В ряде работ [Clilverd et al., 2002, 2005; Mursula et al., 2004; Svalgaard and Cliver,
2007; Jarvis, 2005; Martini and Mursula, 2008; Lockwood et al., 2009] было высказано
предположение, что ряд аа индекса неоднороден, имеет слишком большой
положительный тренд с 1868 г., и что индекс мог быть искусственно смещен на несколько
224
нТл в момент смены станций в 1957 г. из-за недостаточно корректной перекалибровки.
Однако детальный анализ, проведенный в работе [Lukianova et al., 2010] показал, что
значения аа индекса определены правильно, и сдвиги в распределении индивидуальных
значений индекса по знаку и величине соответствуют фазе солнечного цикла в момент
смены станций, а положительный тренд обусловлен естественными причинами, а не
ошибками в калибровке. При этом было продемонстрировано, что тренд обусловлен не
возрастанием количества или амплитуды мощных и средних возмущений, а
исключительно уменьшением количества спокойных периодов. Этот вывод находится в
согласии с результатами анализа длинных рядов высокоширотных обсерваторий,
представленном выше, поскольку в разности (∆Z и ∆Н) между наиболее возмущенным и
наиболее спокойным уровнями не не наблюдается какого-либо тренда, а обнаруживаются
лишь циклические изменения.
На основе полученных нами результатов можно провести реконструкцию
скорости СВ в прошлом. На Рис. 6.12б представлено соотношение между среднегодовыми
значениями ∆Н SOD (Рис. 6.12а) для сектора 23-02 MLT и ∆Z GDH (значения,
усредненные по всем MLT) (Рис. 6.12б) и измеренной спутниками скоростью СВ
(http://omniweb.gsfc.nasa.gov) за 1965-2010 гг. Коэффициент корреляции в обоих случаях
составляет 0.78, а линейная регрессия описывается соответственно уравнениями Vсв =
0.95 · ∆Н – 258.8 и Vсв = 3.22 · ∆Z + 367.81. Полученные зависимости позволяют по
имеющимся данным ∆Н на авроральных ∆Z на полярныхй обсерваториях рассчитать
скорость СВ за длительный период времени до начала спутниковой эры. Среднегодовые
значения скорости СВ, восстановленные по значениям ∆Z GDH с помощью
регрессионной зависимости за период с 1930 по 2010 гг. (синяя линия) и скорость СВ,
измеренная спутниками (красная линия) представлены на Рис. 6.12в. Можно видеть, что в
интервале 1965-2009 гг. имеется хорошее согласие между обеими линиями, что дает
основания считать значения СВ, полученные для предшествующих лет, достаточно
достоверными. Более того, коэффициент корреляции между измеренной скорость СВ и
∆Z GDH (сс = 0.78) превосходит коэффициенты для любых когда-либо предложенных
функций геомагнитных данных, которые были получены в предыдущих работах,
посвященных восстановлению параметров СВ в прошлом [Lockwood et al., 2009; Svalgaard
and Cliver, 2007; Andreasen, 1997].
Таким образом, после экстремальных ВСП СВ в 1952 г. на спаде 18-го
солнечного цикла последовал исключительно высокий солнечный цикл 19, который был
вершиной современного 100-летнего солнечного «гранд-максимума» [Solanki et al., 2004;
Beer et al., 2006; Krivova et al., 2007]. Тот факт, что удалось выделить ВСП СВ в 1952 г.,
225
а) б) в) Рис. 6.12 (а) Реконструкция среднегодовых значений скорости СВ (линия) и спутниковые
измерения (точки). (б) Соотношение между среднегодовыми значениями ∆Z GDH и
измеренной скоростью СВ за 1965-2010 гг. (в) Скорость СВ в 1930-2010 гг.,
восстановленная по значениям ∆Z GDH с помощью регрессионной зависимости (б)
(синяя линия) и скорость СВ, измеренная спутниками (красная линия)
3 5 0 4 0 0 4 5 0 5 0 0 5 5 00
1 0 0
2 0 0
3 0 0
R = 0 .7 8 2
∆Н в
секторе
23-
02 M
LT (нТл
)
V s w (км /с )
y = -2 5 8 .8 + 0 .9 5 x
226
важен в плане подтверждения современной теории солнечного динамо, в рамках которой
цикличность солнечной активности интерпретируется как последовательное
преобразование полоидальной и тороидальной конфигурации магнитного поля Солнца
[Parker, 1955; Leighton, 1969; Makarov et al., 2001; Ivanov et al., 2002; Charbonneau, 2005;
Hathaway, 2008]. Изменение тороидального поля просходит в фазе с изменением ЧСП, и
его эволюцию можно проследить на большом интервале времени. Полоидальное поле
изменяется приблизительно в противофазе с тороидальным полем и его интенсивность
обусловливает высокоскоростные потоки СВ, исходящие из коронарных дыр. Таким
образом, скорость СВ является индикатором величины полоидального поля, но прямые
измерения этого индикатора начались только в середине 60-х годов. Полученные нами
результаты впервые дают экспериментальное подтверждение того, что исключительно
мощному тороидальному полю 19-го солнечного цикла предществовало не менее мощное
полоидальное поле 18-го цикла.
Годы наибольших ВСП СВ приурочены соответственно к фазе роста (1952 г.) и
к фазе спада (2003 г.) солнечного «гранд-максимума». Первое событие непосредственно
предшествовало пику солнечной активности, а второе – ее глобальному минимуму.
Исследования последних лет показали, что эволюция магнитного поля Солнца, его
активных областей и коронарных дыр в цикле 23 отличалась от того, что было в
предыдущих циклах [Обридко и Шельтинг, 2009; Lee et al., 2009; Livingston and Penn,
2009; Lefevre and Clette, 2011]. Низкоширотные коронарные дыры были исключительно
устойчивыми, а развитие полярных коронарных дыр было ослаблено. В 2003 и в
последующие годы потоки СВ исходили из отдельных низкоширотных коронарных дыр, а
не из расширяющихся к экватору полярных дыр, как это было в предыдущих циклах
[Tobais et al., 2006; Gibson et al., 2009; Luhmann et al., 2009; Russell et al., 2010]. Это
указывает на то, что повышенная активность ВСП СВ в 2003 г., вероятно, не очень
связана с интенсивностью полоидального магнитного поля и не является предиктором
последующей высокой пятнообразовательной активности. Различия в расположении
коронарных дыр может указывать на определенную фазу долгопериодной эволюции
магнитного поля Солнца и завершение «гранд-максимума».
6.5 Основные результаты главы 6
В данной главе был выделен геомагнитный эффект высокоскоростных потоков
солнечного ветра (ВСП СВ) в высокоширотных областях и получена реконструкция
скорости СВ в доспутниковую эру. Определить источник соответствующих геомагнитных
227
возмущений можно было только при совместном анализе данных северных и южных
полярных обсерваторий. Показано, что исключительно интенсивные ВСП СВ в 2003 г.
были причиной усиления аврорального западного электроджета (WEJ) в ионосфере и
возмущения спокойного уровня WEJ. Фактически, в годы ВСП СВ условия геомагнитного
«спокойствия» отсутствуют. Эффект возмущения WEJ, обусловленный ВСП СВ, можно
было наблюдать в нарушении обычно гладкого и медленно меняющегося векового хода
вертикальной компоненты геомагнитного поля в полярных шапках обоих полушарий.
Подобный, но более слабый, и поэтому не отмеченный ранее эффект в вековом ходе
выделен и для других лет высокоскоростных потоков на фазе спада солнечных циклов.
Спокойный уровень WEJ становится более возмущенным в соответствии с ростом
скоростных потоков СВ. а интенсивность наиболее возмущенного WEJ в меньшей
степени зависит от величины скорости СВ.
Анализ арктических и антарктических данных позволяет однозначно
заключить, что эффект нарушения векового хода в вертикальной компоненте
геомагнитного поля, который может быть связан с различными токовыми системами с
течением тока по квази-круговой траектории вокруг полюсов (т.е. ионосферный ток,
обусловленный Bу ММП, западный и восточный электроджеты, кольцевой ток, ток в
хвосте магнитосферы, DCF ток) в случае ВСП СВ обусловлен именно током WEJ.
Практика требует предсказаний наиболее экстремальных, а потому и наиболее
опасных, событий космической погоды. Анализ наиболее длинных существующих рядов
геомагнитных наблюдений в высоких широтах показал, что экстремальное событие в
солнечном ветре, аналогичное по мощности событию 2003 г., произошло на спаде
солнечного цикла 18 в 1952 г. Совокупность данных обсерваторий GDH и SOD указывают
на то, что наибольшие когда-либо наблюдаемые геомагнитные возмущения, усредненные
за год, были связаны с особо интенсивными высокоскоростными потоками СВ в 1952 и
2003 гг. Эти годы, разделенные 60-летним интервалом, приурочены к фазам спада
солнечных циклов 18 и 23. По своей амплитуде эти солнечные циклы были весьма
средними. Однако цикл, следующий за циклом 18 (с большими коронарными дырами и
полоидальным магнитным полем Солнца), имел очень высокую амплитуду. Такая
эволюция солнечной активности вполне соответствует солнечному магнитному циклу и в
то же время подчеркивает особенности поведения Солнца в конце современного
долгопериодного (~100-летнего) цикла.
Получены характеристики линейной регрессии для соотношения между
среднегодовыми значениями ∆Z GDH и измеренной спутниками скоростью СВ.
Коэффициент корреляции между СВ и данным геомагнитным продуктом превышает
228
другие ранее предложенные коэффициенты. Восстановлен достоверный ряд СВ в
доспутниковую эру с 1932 г. Получено экспериментальное подтверждение современной
теории солнечного динамо, в рамках которой цикличность солнечной активности
интерпретируется как эволюция полоидального и тороидального магнитного поля Солнца
Выявление влияния высокоскоростных потоков СВ на обсерваторские
среднегодовые и особенно на наиболее спокойные среднегодовые значения важно для
решения проблемы разделения внутреннего и внешнего поля Земли, построения моделей
главного поля и вычисление векового хода. Результаты, полученные в данной главе,
имеют также большое значение для долгосрочного прогнозироваиия спорадической
активности Солнца и изучения взаимосвязей между мощными эруптивными процессами
на Солнце и долговременной эволюцией геомагнитной активности, а также количеством
энергии, поступающей в магнитосферу, ионосферу и нижележащую атмосферу Земли.
229
Глава 7 Роль крупномасштабных электрических полей магнитосферного
происхождения в глобальной электрической цепи
7.1. Концепция глобальной электрической цепи
Многолетние экспериментальные исследования вблизи земной поверхности
указывают на существование атмосферного электрического поля направленного к Земле,
напряженность которого составляет 100 – 300 В/м и которое имеет отличные от нуля
значения на удалении от земной поверхности. После того, как было обнаружено, что
нижняя атмосфера обладает малой, но конечной электрической проводимостью,
обусловленной ионизацией воздуха космическими лучами и радиоактивностью Земли,
стало очевидно, что в атмосфере должны существовать вертикальные электрические токи,
которые должны приводить к исчезновению электрического поля атмосферы за
характерное время порядка 10 мин. Гипотеза, о глобальной электрической цепи (ГЭЦ) с
токами заряда в грозовых областях и разряда в отдаленных областях с "хорошей погодой",
которая объясняла существование атмосферного электрического поля, была выдвинута
Вильсоном [Wilson 1903, 1908]. Впоследствии на основе этой гипотезы была предложена
стационарная модель электрической цепи атмосферы с грозовыми генераторами (Holzer,
Saxon, 1952; Фейнман и др., 1977] (Рис. 7.1а). В последнее время получен ряд новых
результатов, которые привели к более глубокому пониманию физических процессов в
ГЭЦ, элементы которой могут быть в некоторых случаях связующим звеном между
изменением солнечной активности и климатическими характеристиками тропосферы
[Zerebtsov et al., 2005; Burns et al., 2008].
По мере развития концепции ГЭЦ стало понятно, что наряду с тропосферными
грозовыми источниками в формировании ГЭЦ участвуют магнитосферно-ионосферные
источники [Roble and Tzur 1986]. Таким образом, ГЭЦ представляет собой замкнутую
электрическую цепь с распределенными параметрами, состоящую из проводящих слоев
нижней ионосферы и земной коры. В свободной атмосфере между этими слоями
расположены грозовые генераторы, являющиеся основными источниками
электродвижущей силы. Возвратные токи текут в зонах невозмущенной слабопроводящей
свободной атмосферы от ионосферы к земле. Профиль атмосферной проводимости
формируется ионизацией. Космические лучи являются основным источником ионизации
до высот 60 км. Далее доминирует ионизация солнечным УФ. Вблизи земной поверхности
дополнительным источником ионизации служат радиоактивные газы.
230
Согласно классическим представлениям стационарное состояние ГЭЦ
формируется одновременным действием 1500-1800 грозовых генераторов, действующими
преимущественно в тропических зонах (Рис. 7.1б). Вертикальный ток и напряженность
атмосферного электрического поля меняется приблизительно на ±15% и достигает
наибольшего значения около 20ч UT и минимумом - 03ч UT. Среднее по многим
измерениям над океанами и сушей обладает одной и той же суточной вариацией, которая
получила название «кривой Карнеги» (Рис. 7.1в). Суточная вариация кривой Карнеги
служит непосредственным экспериментальным доказательством наличия глобального
грозового генератора атмосферного электрического поля и роли ионосферы как внешней
поверхности ГЭЦ с очень большой горизонтальной проводимостью, которая и исключает
местные изменения разности потенциалов между земной поверхностью и ионосферной
оболочкой. .
В последние годы возрос интерес к изучению влияния магнитосферно-
ионосферных источников, которые вносят большой вклад в вариации ионосферного
потенциала в высоких широтах, на электричество нижней атмосферы [Markson, and Price,
1999; Markson 2007; Клейменова и др., 2008, 2010]. Эти внешние источники управляются
солнечным излучением и солнечным ветром. Соответствующие вариации приземного
электрического поля можно обнаружить в высокоширотных областях северного и южного
полушарий. Однако географические особенности распределения суши и океана
определяют расположение точек измерения, которые в северном полушарии находятся,
как правило, в авроральной зоне, а в южном полушарии – в области полярной шапки.
Вследствие этого приземное электрическое поле, измеряемое на севере, контролируется, в
основном, процессами суббурь, а в южном полушарии есть возможность выявить реакцию
приземного поля особенности структуры крупномасштабной конвекции.
Данная глава посвящена определению роли ионосферных электрических полей
магнитосферного происхождения в формировании ГЭЦ, изучению связи электрического
потенциала ионосферы, возникающего в результате солнечно-магнитосферного
взаимодействия, с электрическими полями в приземном слое атмосферы. С помощью
моделей конвекции исследуется соотношение между приземным электрическим полем,
измеренным на ст. Восток в Антарктике, и потенциалом ионосферы непосредственно над
точкой наблюдения как на примере отдельных случаев, так и на большом массиве
экспериментальных данных. Глава 5 основана на результатах, опубликованных в [4, 11, 12,
13, 33, 38] (см. Приложение 2).
231
а) б) в) % от среднего градиента потенциала 0 3 6 9 12 15 18 21 24 UT (час) Рис. 7.1. (а) Схема, иллюстрирующая концепцию ГЭЦ атмосферы с грозовыми
генераторами и возвратными токами хорошей погоды. (б) Частота гроз на земном шаре.
(в) Суточный ход напряженности атмосферного электрического поля (кривая Карнеги)
232
7.2. Измерения приземного электрического поля в полярной области
Несмотря на то, что к настоящему времени накоплен большой объем данных
наблюдений атмосферного электрического поля, только измерения, проводимые в
Антарктике на американской станции Южный полюс [Byrne et al., 1993] и российской
станции Восток, позволили по-новому взглянуть на проблему основных генераторов
глобальной геоэлектрической цепи. Причина состоит в том, что на вариации приземного
электрического поля существенно влияют локальные источники. Это прежде всего
антропогенные аэрозоли, изменяющие проводимость атмосферы, и локальные
метеорологическик явления (облака, осадки, переносимые ветром снег и твердые частицы
и т.д.). Электрическое поле, создаваемое этими источниками, во много раз превышает
величину глобального поля "хорошей погоды". Термин "хорошая погода" как раз и
подразумевает отсутствие источников локальных возмущений. В работе [Frank-
Kamenetsky et al., 2001] было показано, что около 30% дней в году удовлетворяют
условиям "хорошей погоды", т.е. в это время не наблюдается локальных возмущений поля,
вызванных наличием в районе измерений облаков, осадков, ветров, поземок, естественных
или антропогенных аэрозолей. Это гораздо больше, чем количество периодов "хорошей
погоды" на арктических станциях, где эти периоды редко продолжаются дольше
нескольких часов. Кроме того, в северном полушарии в силу географических
особенностей измерения производятся в области аврорального овала, где геомагнитные
возмущения очень динамичны и велики по амплитуде. Тем не менее, был получен целый
ряд интересных результатов по соотношению развития авроральных электроджетов и их
эффектом в приземном электрическом поле [Клейменова и др., 2010].
В Антарктике, начиная с 1998 г., в рамках Российско-Австралийского проекта
на ст. Восток проводятся непрерывные измерения электрического поля.. Полученные в
последние годы уникальные экспериментальные данные измерений приземного
электрического поля на приполюсных станциях в Антарктике свидетельствуют о связи
между вариациями этого поля и параметрами солнечного ветра [Kamenetsky et al., 2001;
Corney et al., 2003], однако многие вопросы еще остаются недостаточно исследоваными.
7.2.1 Оценка реальной величины атмосферного электрического поля, измеряемого
на ст. Восток в Антарктике
Приземное атмосферное электрическое поле измеряется с помощью датчиков с
вращающимся диполем, установленных на мачте на некоторой высоте (Рис. 7.2а).
Конструкции различных датчиков вносят искажения в структуру невозмущенного поля, а
233
измеряемая ими величина отличается от его истинной величины. На ст. Восток в
Антарктике впервые была проведена абсолютная калибровка, позволившая определить
коэффициент усиления внешнего поля при различных способах установки датчика. Были
проведены экспериментальные работы и модельные расчеты.
Для оценки искажения поля решалась задача о распределении
электростатического потенциала вблизи проводящего столба с датчиком. Задача была
описана двумерным уравнением Лапласа для потенциала U с соответствующими
граничными условиями в приближении цилиндрической симметрии в плоскости Х-Y (X –
горизонтальное расстояние, Y– высота над земной поверхностью). Граничные условия:
U=0 на земной поверхности, мачте и корпусе датчика; U=U0=1000 В на верхней границе
расчетной области, где напряженность поля принималась равной 100 В/м; на боковых
сторонах области U увеличивалось от земли вверх линейно. Оценки проводились для
двух мачт: высотой 2.95 м и 0.9 м при различных способах установки на них датчика (в
первом случае симметрично относительно мачты и во втором - со смещением). Также, для
калибровки применялся висящий над мачтой 2.95 м провод с наведенным потенциалом,
величина которого подбиралась такой, чтобы достичь минимального искажения изолиний
потенциала мачтой и датчиком. Конфигурация области расчета представлена на Рис. 7.2.
Задача решалась численно в два этапа: (1) сначала в первом приближении
рассматривались мачты без датчиков, расчетная область 10×10 м, шаг сетки 0.1 м.; (2)
затем вырезалась область 2×2 м в окрестности вершины мачты с коробкой датчика длиной
0.33 м, шаг сетки 0.01 м; граничные условия задавались по результатам этапа (1).
Полученные картины эквипотенциалей вместе с конструкцией мачт приведены на Рис. 7.2.
На Рис 7.2а показаны результаты расчета распределения потенциала для мачт без
датчиков, на Рис. 7.2б – результаты уточненного расчета с учетом коробки датчика и
укрепленного на ней диполя длиной 0. 33 м (верхний и нижний края диполя обозначены
как I и II). На Рис. 7.2в показано распределение U при использовании заряженного
провода. Можно видеть, что применение провода уменьшает искажение поля в точке
измерения (показаны варианты для потенциала на проводе 2.5 и 5 кВ), но добиться полной
параллельности эквипотенциалей не удается даже при потенциале на проводе 5 кВ, и
необходимо вводить поправочные коэффициенты.
Были проведены оценки искажения поля при различных размерах коробки
датчика. На Рис. 7.3 показаны графики изменения напряженности электрического поля в
зависимости от горизонтального расстояния от вершины мачты (Рис. 7.3б) и изменение
234
а) б) в) Рис. 7.2. Конфигурация расчетных областей и структура эквипотенциалей при измерении
приземного электрического поля. (а) Область 10×10 м с мачтами высотой 3 и 1 м без учета
датчика, (б) область 2×2 м с учетом датчика и прикрепленного к нему диполя, (в) Область
10×10 м с мачтой высотой 3 м при наличии над мачтой провода с потенциалом 2.5 кВ
(слева) и 5 кВ (справа).
1020
3040
5060
7080
9010
0
102030405060708090100Расстояние, дм
1020
3040
5060
7080
9010
0
Высота
, дм
102030405060708090100Расстояние, дм
Upr=2500 V
U=1000 В
Upr=5000 V
U=1000 В
U=0 U=0
U=1000 В
U=0 U=0
В ы
с о
т а
, м
10
8
6
4
2
0
10
8
6
4
2
0
2 4 6 8 10
U=1000 В
Расстояние , м 2 4 6 8 10
5.00.0
1.0
2.0
6.0
o
o I
IIo
3.0
4.0
2.05.04.0 6.0
II
I
o
4.0
140
20
120
4060
100
80
10
200
400
600
800800
600
400
200
20
6080
100120
140
160
180
200
220
40
Расстояние, м
Расстояние, м Расстояние, м
В ы
с о
т а
, м
235
напряженности в зависимости от размера коробки (Рис. 7.3в). Коэффициент усиления для
мачт: высотой 2.95 м и 0.9 м с выбранной установкой коробки составил соответственно
2.7 и 1.5. Эти коэффициенты применялись для пересчета измеренного поля в
реальное. Проделанная работа по оценке искажения эквипотенциалей имела большое
практическое значение и позволила выбрать способ установки датчика и получить
коэффициенты пропорциональности между измеренным и истинным значением
атмосферного электрического поля. Так, например, среднее измеренное поле в январе
2006 г. Составило 373 В/м, что соответствовало реальной величине поля 125 В/м.
7.3. Соотношение между потенциалом ионосферы (Uext) и приземным
электрическим полем (Еz) в высокоширотных областях
Электрическое поле атмосферы очень изменчиво. Напряженность вертикальной
компоненты поля (которая обычно много больше горизонтальной) у поверхности Земли
достигает нескольких кВ/м при осадках, поземках и облачности. В условиях «хорошей
погоды» напряженность атмосферного электрического поля Ez у поверхности составляет
около 150 В/м. В направлении этого поля в слабо проводящем воздухе течет
электрический ток с плотностью несколько пА/м2. Величина Ez меняется во времени и
пространстве, причем колебания относительно среднего значения могут составлять от
единиц до десятков процентов. Грозы и сильно электрифицированные облака действуют
как метеорологический (внутриатмосферный) генератор и создают сравнительно
медленно меняющуюся во времени (из-за пространственно/временной неравномерности
грозовой активности) разность потенциалов Uint ≈ 240 кВ между ионосферой и
поверхностью Земли [Markson, 2007]. Поскольку потенциал на поверхности Земли
принимается равным нулю, Uint можно называть просто метеорологическим потенциалом
ионосферы. Считается, что этот потенциал в заданный момент времени одинаков во всех
точках ионосферной оболочки независимо от широты.
В высокоширотной части ионосферы (выше 60° геомагнитной широты) на Uint
накладывается потенциал от другого источника – магнитосферного. Распределение этого
ионосферного потенциала, обозначаемого в дальнейшем Uext, соответствует линиям
конвекции ионосферной плазмы, которая непосредственно связана с движением плазмы в
магнитосфере. Таким образом, обычно картина распределения Uext представляет собой
два вихря противоположной направленности с фокусами, расположенными в утреннем и
вечернем секторах MLT на геомагнитной широте примерно 75°. И структура, и величина
Uext в отличие от Uint весьма изменчивы во времени и пространстве, поскольку
236
а) б) в) Рис. 7.3. (а) Вид установки по измерению атмосферного электрического поля. (б)
Изменение напряженности электрического поля в зависимости от горизонтального
расстояния от вершины мачты. (в) Изменение напряженности в зависимости от размера
коробки датчика для 3-м мачты. Черным треугольником на оси х обозначена точка
прикрепления диполя.
0,1 0,2 0,3 0,4 0,50
50
100
150
200
250
300
350
Расстояние от вершины мачты по горизонтали (м)
Напряженность эл
. поля
(В/м
)
высота мачты 1 м высота мачты 3 м
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
150
200
250
300
350
Напряженность эл
. поля
(В/м
)
Расстояние от вершины мачты по горизонтали (м)
Опции: без коробки размер (0.2*0.1) м2
размер (0.2*0.2) м2 размер (0.4*0.1) м2
box (0.4*0.2) m2
В б
237
электрические поля магнитосферного происхождения контролируются солнечным ветром,
а также проводимостью ионосферы. Таким образом, Uext может меняться в течение суток
в достаточно широких пределах, например, ±50 кВ.
Связь вариаций атмосферного электрического поля с параметрами солнечного
ветра, а также с вариациями ионосферного потенциала, была показана в работах [Frank-
Kamenrtsky et al., 2001; Corney et al., 2003, Burns et al., 2005; Kruglov et al., 2010]. Так, в
работе [Frank-Kamenetsky et al., 2001] было показано, что на ст. Восток величина вариаций
вертикального электрического поля коррелирует с Bz и By компонентами ММП. В работе
[Corney et al., 2003ж Burns et al., 2005] была получена статистически значимая связь
величины усредненных вариаций приземного электрического поля в различные часы
суток с потенциалом, рассчитанным по модели Веймера [Weimer, 1995]. В
высокоширотных областях распределение Uext, в целом, соответствует структуре
крупномасштабной квазистационарной конвекции. Кроме того, в ионосфере часто
развиваются турбулентные процессы, к которым можно отнести суббури, дуги полярных
сияний, нейтральные ветры и другие явления, модифицирующие распределение
потенциала на локальном уровне. Измерения показывют, что в авроральной зоне
существуют аномальные возмущения в поле градиента потенциала атмосферного
электричества в условиях хорошей погоды. Это свидетельствует о негрозовых источниках
аэроэлектрического поля в области аврорального овала. Установлено влияние
магнитосферных суббурь на вариации атмосферного электрического поля в авроральных
и полярных широтах [Olson, 1971; Бандилет и др., 1986; Апсен и др., 1988; Никифорова и
др., 2003; Belova et al., 2001; Клейменова и др., 2010].
В идеализированном случае в любой заданной точке высокоширотной области
можно ожидать когерентности в изменении атмосферного электрического поля и
потенциала ионосферы над этой точкой. Однако, в реальности, не всегда можно получить
четкую зависимость. Это обусловлено как проблемами измерения Ez, так и сложностью
точного определения постоянно меняющегося под действием ММП потенциала
ионосферы. В данном разделе соотношения между приземным электрическим полем ∆Ez,
измеренным на ст. Восток в Антарктике, и потенциалом ионосферы непосредственно над
точкой наблюдения (Uext) рассматриваются как на примере отдельных случаев, так и на
большом массиве экспериментальных данных.
238
7.3.1. Данные измерений и модели
7.3.1.1. Измерения приземного электрического поля в Антарктике
Основным рассматриваемым параметром является атмосферное электрическое
поле, измеренное на ст. Восток в Антарктике (геомагнитная широта –83.6°; местный
геомагнитный полдень соответствует ~13 UT). Для исследования вариаций атмосферного
электрического поля необходимо, в первую очередь, разделить их на “внутренние”,
обусловленные грозовым источником, и “внешние”, обусловленные взаимодействием
солнечного ветра с магнитосферой Земли.
В работах [Park, 1978; Hays and Roble, 1979] рассмотрена аналитическая модель
передачи потенциала из ионосферы к поверхности Земли и показано, что у поверхности
Ez = –αU, где Ez – величина полного электрического поля у поверхности, α – коэффициент,
характеризующий проводимость атмосферы над точкой наблюдения, U = Uint + Uext –
суммарный потенциал ионосферы над точкой наблюдения, Ez = Ez0 + αUext, где Ez0 –
электрическое поле, создаваемое внутриатмосферными источниками. Таким образом, если
имеется измеренное электрическое поле Ez и рассчитанный по модели (в данном случае
использовалась модель [Weimer, 1995]) потенциал ионосферы Uext, то простой линейно
регрессионный анализ позволяет получить грозовую часть измеренного поля Ez0 и
коэффициент регрессии α, величину, пропорциональную проводимости столба атмосферы
над точкой наблюдения. В работе [Kruglov et al., 2010] показано хорошее соответствие
хода Ez0, полученного указанным способом для станции Восток, и кривой Карнеги для
различных сезонов года.
В дальнейшем анализе для каждого часа статистическое значение Ez0
вычиталось из реально измеренной величины Ez (полное вертикальное поле) и полученное
значение ∆Ez соотносилось с вариациями ионосферного потенциала над точкой
наблюдения, рассчитанными по трем различным моделям конвекции.
7.3.1.2. Модели конвекции в высокоширотной ионосфере южного полушария
Распределение ионосферного потенциала определелялось по трем моделям
конвекции. Использование моделей, основанных на различных подходах, повышает
достоверность оценки ионосферного потенциала над точкой наземных измерений . В
качестве основной модели, с результатами которой соотносились значения ∆Ez,
использовалась разработанная нами модель LC06 (см. Главу 2). Также использовались две
другие модели: модель Веймера [Weimer, 1995] (обозначаемая в дальнейшем как W95) и
239
модель APL SuperDARN вместе с непосредственными радарными измерениями
(http://www.jhuapl.edu/superdarn).
Модель W95 построена на основе статистического анализа измерений
ионосферного потенциала спутником DE-2 и представляет собой набор коэффициентов
сферических гармоник, полученных при регресионном анализе массива измерений и
соответствующих параметров ММП. Картины конвекции по данной модели доступны на
сайте НАСА (http://ccmc.gsfc.nasa.gov/cgi_bin/run_weimer.cgi). Модель W95 уже
использовалась ранее при анализе вариаций вертикального электрического поля на
станции Восток, а имено, с ее помощью выделялась грозовая часть поля [Kruglov et al.,
2010] и проводилась статистическая оценка вклада внешнего источника (в терминах Uext)
в вариации приземного электрического поля [Burns et al., 2005; Corney et al., 2003]. Этим
обусловлен выбор модели W95 в качестве второй модели, с результатами которой
сравнивалась величина ∆Ez.
С точки зрения непосредственных наблюдений ионосферного электрического
поля наибольший объем информации можно получить с помощью системы радаров
SuperDARN, покрывающих высокоширотные области северного (12 радаров) и южного (8
радаров) полушарий. Синтез реально измеренного поля и восстановленной структуры
изолиний в области отсутствия радарного покрытия припомощи статистической модели
дает глобальные картины конвекции с высоким временным разрешением. База данных
SuperDARN (http://www.jhuapl.edu/superdarn) содержит оцифрованные карты конвекции с
пространственным разрешением 1° MLat на 1 час MLT и временным разрешением 10 мин.
Из соответствующих массивов нетрудно извлечь значение Uext над ст. Восток.
Таким образом, расчет распределения ионосферного потенциала проводился
тремя различными способами: а) по модели конвекции W95, б) по модели конвекции LC06
и в) по модели APL SuperDARN. Такой подход позволяет решить несколько задач, а
именно, (а) повысить достоверность определения Uext и его связи с ∆Ez, (б) увидеть,
насколько хорошо согласуются результаты моделирования конвекции, основанные на
различных подходах, и (в) оценить возможности применения модели LC06.
7.3.2. Соотношение между ∆Ez и Uext для избранных дней
Для того чтобы проследить, насколько точно изменение приземного
электрического поля, измеряемого на ст. Восток, может соответствовать изменению
ионосферного потенциала над станцией, была проведена селекция дней за период 1998–
2000 гг. Избранные дни соответствовали следующим критериям: 1) условия “хорошей
240
погоды” в течение полных суток; 2) максимальное покрытие южнополярной области
радарными лучами системы радаров SuperDARN. Второе условие было определяющим,
так как не все радары работают одновременно и, кроме того, эффективность отраженного
сигнала зависит от геомагнитных условий. Только для четырех дней с “хорошей погодой”,
21/07/1999, 30/07/1999, 1/04/2000 и 24/04/2000, число наблюдаемых ионосферных
векторов за 2 минуты сканирования превышало 400, т.е. покрытие было достаточно
плотным.
На Рис. 7.4 представлены среднечасовые значения ММП Bz и By (в GSM
координатах) и значения Кр индекса для всех четырех выбранных дней. Значения ММП и
индексов получены из базы данных NACA (http://nssdc.gsfc.nasa.gov/omniweb/). Во все дни
вертикальная компонента ММП меняла направление в течение суток несколько раз, но в
целом, ММП имело преимущественно южное направление. Cреднесуточное значение By
компоненты ММП было преимущественно положительным 21/07/1999 г. и 24/04/2000 г., и
отрицательным 01/04/2000 г. 30/07/1999 г. с 07 до 19 UT ММП By было, в целом,
отрицательным, а в остальные часы – положительным.
На Рис. 7.5 для каждого из выбранных дней представлены среднечасовые
значения приземного электрического поля ∆Ez (верхний график для каждого дня) и
изменение потенциала Uext в точке над станцией (нижний график для каждого дня),
полученное с помощью модели LC06 (линия 1), модели W95 (линия 2) и по данным
SuperDARN (линия 3). Для определения величины Uext по моделям рассчитывалась
полная картина конвекции для соответствующего часа и условий, представленных на Рис.
7.4 (для модели по данным SuperDARN по 10-минутным данным вычислялись
среднечасовые значения), и затем выбиралось значение потенциала в точке с
координатами ст. Восток с учетом разности высот. Величина ∆Ez определялась по
методике, описанной в подразделе 7.3.1.1.
На Рис. 7.5 можно видеть, что для трех дней, 21/07 1999 г., 30/07 1999 г. и 24/04
2000 г., профили ∆Ez и Uext находятся в очень хорошем согласии, изменяясь почти
синхронно с точностью до деталей. Три кривые Uext, рассчитанные по разным моделям,
также имеют весьма небольшие различия. Однако 01/04 2000 г. в поведении ∆Ez и Uext
синхронность отсутствует. Этот день не отличается большой геомагнитной активностью
(Рис. 7.4). Сравнив соответствующие графики на Рис. 7.4 и 7.5, можно заметить, что
ионосферный потенциал над станцией следует, в целом, изменению By ММП. При этом
01/04 2000 г., когда в течение всех суток величина By ММП была почти постоянна и
составляла около –5 нТл, среднесуточная корреляция между ∆Ez и Uext была значительно
ниже, чем в другие дни.
241
Рис. 7.4. Среднечасовые значения Bz, By ММП и Кр индекса для дней 21июля 1999 г., 30
июля 1999 г., 1 апреля 2000 г. и 24 апреля 2000 г.
0 6 12 18 240
2
4
6
8
UT, час
Kp
01-04-2000
-10
0
By,
нTл
-10
0
Bz,
нTл
-10
0
10
Bz,
нTл
24-04-2000
-10
0
10
By,
нTл
0 6 12 18 240
2
4
6
8
Kp
UT, час
-10
0
10
By,
нTл
21-07-1999
-10
0
10
B
z, н
Tл
0 6 12 18 240
2
4
6
8
Kp
-20
-10
0
10
Bz,
нTл
0 6 12 18 240
2
4
6
8
Kp
30-07-1999
-20
-10
0
10
By,
нTл
242
Рис. 7.5. Для дней 21/07 1999 г., 30/07 1999 г., 1/04 2000 г. и 24/04 2000 г.: приземное
электрическое поле на ст. Восток за вычетом грозовой части ∆Ez (верхние графики для
каждого дня) и электрический потенциал ионосферы в точке над станцией Uext (нижние
графики). Потенциал получен по трем моделям: LC06 (линия 1), W95 (линия 2) и
SuperDARN (линия 3).
-50
0
0 6 12 18 24
-50
0
50
-50
0
0 6 12 18 24
-50
0
50
0
50
100
0 6 12 18 24
-50
0
0
50
100
0 6 12 18 24
0
50
∆E
z, В
/м
∆E
z, В
/м
21-07-1999
1 2 3
30-07-1999
Uex
t, кВ
Uex
t, кВ
Uex
t, кВ
Uex
t, кВ
1 2 3
01-04-2000
UT, часUT, час
1 2 3
∆E
z, В
/м
∆E
z, В
/м
24-04-2000
1 2 3
243
В Таблице 7.1 представлены коэффициенты корреляции между часовыми
значениями ∆Ez и Uext. Из таблицы можно видеть, что для трех дней наблюдалась очень
высокая (R > 0.7) корреляция между ∆Ez и Uext, тогда как 01/04 2000 г. R не превышал
0.25. При этом все модели дают достаточно похожие результаты. Если исключить день,
когда корреляция практически отсутствует, то некоторое преимущество показывает
модель SuperDARN. Но напомним, что были выбраны дни наилучшего покрытия области
радарными лучами.
Таблица 7.1. Коэффициенты корреляции между часовыми значениями ∆Ez и Uext для
выбранных дней. Значения Uext получены по трем моделям.
Дата / модель LC06 W95 SuperDARN
21/07/1999 0.80 0.78 0.76
30/07/1999 0.78 0.80 0.83
01/04/2000 0.25 0.21 0.09
24/04/2000 0.72 0.81 0.88
С целью сравнения моделей были рассчитаны коэффициенты корреляции
между часовыми значениями Uext, полученными по нашей модели LC06, и значениями,
полученным по двум другим моделям (Таблица 7.2). Можно видеть, что в отдельных
случаях корреляция с моделью W95 достигает 0.96, а с SuperDARN - 0.92 (30/07/1999), что
является вполне хорошим согласием, учитывая то, что сравнение проводится в одной
фиксированной точке, проходящей в течение суток под изменяющейся картиной
конвекции. Вместе с тем, слабая корреляция не только между ионосферным и приземным
электрическим полем, но и между моделями наблюдается 01/04/2000. Этот день, однако,
не был исключен из группы избранных, так как он иллюстрирует тот факт, что при
определенных условиях соответствия между приземным электрическим полем и
потенциалом ионосферы не наблюдается. Как показано ниже, это может быть
обусловлено формой конвективного вихря, при которой над точкой наблюдения в течение
суток Uext всегда отрицателен и меняется мало.
244
Таблица 7.2. Коэффициенты корреляции между часовыми значениями Uext, полученными
по модели LC06, и значениями, полученным по двум другим моделям.
Дата / модель W95 SuperDARN
21/07/1999 0.95 0.79
30/07/1999 0.96 0.92
01/04/2000 0.45 0.26
24/04/2000 0.91 0.74
7.3.3 Статистикие соотношения между ∆Еz и Uext
Всего за период 1998-2000 гг. на ст. Восток было 170 дней, удовлетворяющих
условиям «хорошей погоды», что составило, соответственно, около 3000 часовых
значений Ez. При определении статистических характеристик рассматривались только те
дни, когда условия «хорошей погоды» выполнялись в течение продолжительного
времени (>12 часов подряд). На Рис. 7.6 показано соотношение между часовыми
значениями ∆Ez и Uext за весь период 1998–2000 гг., а также линейная аппроксимация
связи этих двух параметров. На верхнем графике потенциал ионосферы над станцией
получен по модели LC06, а на нижнем - по модели W95. Для полного набора данных
коэффициент корреляции R по первой модели оказывается равным 0.24, а по второй -
несколько выше (R=0.32). При этом, однако, на верхнем графике линия регресии (y = -0.3
+ 0.2·x) проходит через нулевую точку, а на нижнем графике соответствующая линия (y =
-5.9 + 0.2·x) смещена в сторону меньших значений Uext, что подразумевает некоторое
занижение Uext. Статистическое соотношение между значениями Uext по двум моделям
(график не показан) дает коэффициент корреляции R=0.69.
В Таблице 7.3 приведена доля дней от их общего количества, когда
коэффициент корреляции между ∆Ez и Uext попадал в диапазоны R ≤ 0, 0 < R ≤ 0.2 , 0.2 <
R ≤ 0.4 , 0.4 < R ≤ 0.6, 0.6 < R ≤ 0.8 и R > 0.8. Можно видеть, что доля дней с высокой
(R>0.8) корреляцией составляет не более 8%. Удовлетворительной можно считать
корреляцию при R > 0.4, и доля таких дней составляет около половины. Однако, для 20%
дней R ≤ 0.
245
а) б) Рис. 7.6. Соотношение между часовыми значениями ∆Ez [В/м] и Uext [кВ] за период 1998–
2000 гг. и линейная аппроксимация. Потенциал ионосферы Uext получен по модели LC06
(а) и по модели W95 (б)
-100 -50 0 50 100
-50
0
50
-100 -50 0 50 100
-50
0
50
(а)
Uex
t [кВ
]
∆Ez [В/м]
R=0.32y=-5.9+0.2x
R=0.24y=-0.3+0.2x
Uex
t [кВ
]
(б)
246
Таблица 7.3. Распределение числа дней (в % от общего количества) по величине
коэффициента корреляции между ∆Ez и Uext для моделей LC06 и W95.
Модель /диапазон R R≤0 0<R≤0.2 0.2<R≤0.4 0.4<R≤0.6 0.6<R≤0.8 R>0.8
LC06 20 16 19 20 19 7
W95 19 13 21 16 23 8
На Рис. 7.7а представлены значения для каждого месяца года. Для годового
хода обе модели конвекции дают согласованные результаты. Можно отметить некоторую
тенденцию к увеличению R в летний сезон, однако на фоне большого разброса точек. На
Рис. 7.7б показан суточный ход коэффициента R. Можно видеть, что R измененяется от
~0.1 в UT=0 до ~0.4 в дневные часы. Сектор повышенной корреляции растянут на
несколько часов приблизительно с 10 до 17 UT. Дополнительный узкий максимум
наблюдается в 3-4 UT. Плохая корреляция (R<0.2) наблюдается с 21 до 02 UT. Модель
W95 дает более высокие значения R, но, что существенно, обе модели дают абсолютно
одинаковый профиль суточного хода. Видимо, факторы, которые обусловливают
особенности суточного хода R, достаточно хорошо описываются моделями конвекции.
7.3.4 Влияние ориентации ММП на корреляцию ∆Ez и Uext
На Рис. 7.8 представлено распределение коэффициента корреляции R между
часовыми значениями ∆Ez и Uext за все часы «хорошей погоды» в 1998-2000 гг. (всего
около 3000 часов) в зависимости от ориентации ММП в плоскости Y-Z GSM Диапазон
изменения по осям соответствует наименьшему и наибольшему значениям BZ и By ММП
за рассматриваемый период. Геомагнитная возмущенность не учитывалась. С целью более
четкого представления, значения R разделены на три группы: белые области -
отрицательная и очень низкая корреляция (R ≤ 0.2), серые - низкая положительная
корреляция (0.2 < R < 0.4) и черные - сравнительно хорошая корреляция (R ≥ 0.4). Верхняя
панель соответствует данным модели LC06, а нижняя – модели W95. Можно видеть, что,
обе модели демонстрируют когерентные структуры распределения R в зависимости от
соотношения By и BZ ММП. Области большей или меньшей корреляции, однако, весьма
произвольно распределены в плоскости Z-Y. Можно заметить лишь, что имеется
тенденция к улучшению корреляции при By>0, особенно при увеличении интенсивности
этой компоненты ММП, когда в южной высокоширотной области развивается более
мощный утренний вихрь конвекции.
247
а) б) Рис. 7.7. (а) Годовой ход коэффициента корреляции R между между ∆Ez и Uext по модели
LC06 (линия 1) и по модели W95 (линия 2). (б) Суточный ход коэффициента корреляции
между между ∆Ez и Uext по модели LC06 (линия 1) и по модели W95 (линия 2).
2 4 6 8 10 120,0
0,2
0,4
0,6
месяцы года
(1) (2)
R
0 6 12 180,0
0,2
0,4
UT [часы]
(1) (2)
R
248
Рис. 7.8. Зависимость коэффициента корреляции между ∆Ez и Uext от ориентации ММП в
плоскости Y–Z GSM по модели LC06 (а) и по модели W95 (б).
-6.0 0.0 6.0
-4.0
0.0
4.0
-6.0 0.0 6.0
-4.0
0.0
4.0
BY, нТл
BZ,
нТл
(а)
(б)
BZ,
нТл
BY, нТл
R<0.2 0.2<R<0.4 R>0.4
249
Полученное распределение, в целом, не противоречит результатам работы [Frank-
Kamenetsky et al., 2001], в которой была впервые проанализирована зависимость величины
приземного электрического поля от BZ и By компонент ММП и было показано, что это
поле имеет тенденцию к увеличению при изменении By от -10 нТл до +10 нТл. Эффект BZ
выражался в том, что с ростом BZ в утреннем и вечернем секторе величина приземного
поля соответственно увеличивалась и уменьшалась.
7.3.5 Обсуждение результатов
Тот факт, что корреляция между ∆Ez и Uext при By>0 выше при, чем при By<0,
может быть обусловлен несимметрией крупномасштабной конвекции. Действительно,
картины конвекции при смене знака By не отображаются зеркально относительно
меридиана полночь/полдень [Papitashvili and Rich, 2002; Ruohoniemi and Greenwald, 2005;
Lukianova and Christiansen, 2006]. В южном полушарии, когда By<0, вечерний вихрь
занимает большую площадь и имеет более круглую форму, чем утренний вихрь при
противоположном знаке By. Это, в первую очередь, обусловлено градиентом
проводимости ночь-день, поскольку неравенство Σдень>Σночь вызывает дополнительный
зональный холловский ток восточного направления [Мальцев, 1974].
Рис. 7.9 иллюстрирует асимметрию картин конвекции при смене знака By ММП.
Картины рассчитаны по модели LC06. На верхнем графике представлена структура
эквипотенциалей в южном полушарии при By<0, а на нижнем – при By>0, в обоих случаях
BZ<0. Внешний широтный круг соответствует геомагнитной широте 50°, а геомагнитная
широта ст. Восток (83°) обозначена толстой пунктирной линией. Можно видеть, что при
By<0 станция в большую часть суток находится почти под одной и той же
эквипотенциалью, и Uext меняется мало. В этом случае корреляция ∆Ez и Uext мала или
отсутствует. При By>0 суточная траектория станции проходит под многими
эквипотенциалями, вследствие чего Uext существенно меняется. Структура
эквипотенциалей такова, что в области над станцией образуется разность потенциалов на
масштабах 100-200 км. Согласно теории [Park, 1976] это именно те условия, когда можно
ожидать хорошей корреляции между ∆Ez и Uext.
Профиль суточного хода общего коэффициента корреляции между ∆Ez и Uext
(для всех ММП и сезонов) достаточно плавно изменяется от больших значений днем к
меньшим значениям ночью. Ночной минимум свидетельствует о том, что в поздне-
вечерние и ночные UT часы, когда станция находится также и в ночном MLT-секторе, в
ионосфере над ней доминируют турбулентности, обусловленные процессами в хвосте
250
Рис. 7.9. Картина конвекции в южном полушарии при By < 0 (а) и By > 0 (б), в обоих
случаях Bz < 0. Внешний круг соответствует геомагнитной широте 50°. Геомагнитная
широта ст. Восток (–83.5°) обозначена сплошной толстой линией.
BY<0
12
12
BY>0
18
18
06
06
00
00
251
магнитосферы. Образующиеся при этом локальные структуры, по-видимому, плохо
описываются стационарными моделями конвекции. В этой связи следует отметить, что в
работах [Клейменова и др., 2008; 2010] указывается на то, что усиление межпланетного
электрического поля во время главной фазы магнитной бури, развитие магнитосферных
суббурь и вторжение энергичных электронов в ночную авроральную ионосферу могут
приводить к значительным возмущениям в атмосферном электрическом поле.
Интересным фактом является повышение R в ранние утренние часы, хорошо заметное в
профиле суточного хода, рассчитанном по обеим моделям. Такое повышение, вероятно,
отражает тот факт, что сектор 02-03 MLT является относительно свободным от локальных
возмущений, и здесь опять начинает доминировать крупномасштабная конвекция. Кроме
того, в 15 UT на фоне уже наметившегося общего ослабления корреляционной связи ∆Ez и
Uext в послеполуденный час можно видеть кратковременное увеличение R. Эти два MLT
сектора, 03 и 15 UT, находятся вблизи фокусов утреннего и вечернего вихрей конвекции,
где величина потенциала максимальна, и поэтому можно ожидать более четкого
проявления связи между ∆Ez и Uext. Выявление степени влияния различных компонент
ММП в различные сезоны и часы суток требует более подробного анализа, который будет
проведен в дальнейшем.
Что касается верификации модели конвекции LC06 относительно независимых
экспериментальных данных по приземному электрическому полю, то на примере
выбранных дней можно видеть удовлетворительное согласие ее результатов с
результатами модели конвекции W95 и SuperDARN. Общий (за весь период измерений)
коэффициент корреляции между ∆Ez и Uext в случае, если последний параметр рассчитан
по модели LC06, несколько ниже (0.24), чем если он рассчитан по модели W95 (0.32).
Однако, регрессионная линия проходит практически через начало координат, тогда как
для модели W95 она смещена примерно на 5 кВ в сторону меньших Uext. В целом, можно
считать, что LC06 модель пригодна для оценки ионосферного потенциала.
7.4. Выводы главы 7
С помощью модельных оценок получены коэффициенты пропорциональности
между измеренными и истинными значениями приземного электрического поля на обс.
Восток. Подтверждено, что в южной полярной области существует связь между
вариациями вертикальной компоненты приземного электрического поля и электрическим
потенциалом ионосферы, контролируемым ММП. Получены соотношения между
часовыми значениями приземного электрического поля на станции Восток (∆Ez) и
252
потенциалом ионосферы над станцией (Uext) как на примере четырех выбранных дней,
так и на всем наборе дней с «хорошей погодой» за 1998-2000 гг. Для определения
ионосферного потенциала применялись модели конвекции: W95 [Weimer, 1995] и LC06
[Lukianova and Christiansen, 2006], а также модель и данные измерений системы радаров
SuperDARN. Наилучший коэффициент корреляции R для отдельного дня составил 0.81,
0.80 и 0.88, соответственно по трем моделям. Общий коэффициент корреляции для всего
массива данных составил 0.32 и 0.24.
Показано, что профиль суточного хода коэффициента корреляции между ∆Ez и
Uext плавно изменяется от больших значений днем к меньшим значениям ночью в
диапазоне R=0.1-0.4. В зависимости от ориентации ММП в плоскости Y-Z GSM
коэффициент корреляции между ∆Ez и Uext изменяется сложным образом, но общая
тенденция состоит в повышении R при переходе от By<0 к By>0. Этот факт объясняется
асимметрией картин конвекции при противоположных знаках By.
253
Заключение В процессе работы над решением задач, поставленных в диссертации, были получены
следующие основные результаты.
1. Сформулированы подходы к изучению эффектов сопряженности и асимметрии в
меж- и внутриполушарном распределении электродинамических параметров при
различных условиях, включая глобальный отклик ионосферно-магнитосферной
системы при экстремальных событиях космической погоды. Показаны преимущества
использования подхода, учитывающего сопряжение полушарий, для создания
моделей конвекции и продольных токов и решения задач, связанных с
крупномасштабным распределением электродинамических параметров в верхней
атмосфере Земли.
2. Развита двухполушарная модель конвекции с учетом электродинамической
сопряженности полушарий, входными параметрами которой являются реалистичные
распределения продольных токов, полученные по большой базе данных измерений
магнитного поля над ионосферой с помощью низколетящих спутников на полярных
орбитах. Решена проблема совместимости распределений продольных токов и
ионосферной проводимости, полученных из разных источников с помощью
дополнительной параметризации, коррекции, сравнения результатов с другими
моделями и валидации по данным радарных измерений. Разработаны алгоритмы и
программы, адаптирующие распределения ПТ и проводимости для совместного
использования в качестве блоков модели конвекции Модель конвекции реализована
в виде программного средства и пригодна для расчетов при произвольном наборе
значений задаваемых параметров межпланетной среды, геомагнитной активности и
момента времени. Разработана также квази-динамическая версия модели конвекции,
позволяющая рассчитывать траектории конвекции при медленно меняющемся ММП.
3. С помощью моделей при различных условиях проведены расчеты картин конвекции,
развивающиеся одновременно в северном и южном полушариях. Решен ряд задач,
связанных с описанием пространственных и временных вариаций
крупномасштабных ионосферных электрический полей. Исследовано влияние
неоднородности распределения проводимости, обусловленное изменением
солнечного зенитного угла, на распределение электрических полей и токов в
сопряженных полушариях. Получены количественные оценки для электрических
254
полей, возбуждаемых высокоширотными продольными токами, и
распространяющихся в среднеширотную область, где силовые линии геомагнитного
поля являются замкнутыми. Показано, что в этой области распределение потенциала
контролируется источниками, расположенными в обеих полярных шапках, и в
стационарных условиях до 10% электрического поля может проникать из одной
полярной шапки в другую. Результаты были сопоставлены с данными измерений
дрейфа ионосферной плазмы с помощью среднеширотных радаров и получено
удовлетворительное согласие.
4. Исследованы эффекты внутри- и межполушарной асимметрии в распределении
электрических полей и токов, обусловленные параметрами ММП и солнечным
зенитным углом. С помощью декомпозиции полных карт ПТ и конвекции выделены
структурные элементы, контролируемые основными факторами, порождающими
асимметрию, а именно, знаком азимутальной (Ву) компоненты ММП и различиями в
проводимости ионосферы. Полученные элементы объясняются в рамках концепции о
межполушарной разности потенциалов, создаваемой Ву ММП, и продольных токах
перетекания.
5. По радарным данным получены количественные характеристики течения плазмы и
обнаружена несимметрия зональной скорости конвекции и границы полярной шапки
относительно меридиана полдень-полночь. По спутниковым оптическим данным
построена статистическая модель смещения границ полярной шапки в зависимости
от ММП и проведены исследования динамики границы во время геомагнитных бурь.
6. Исследовано влияние резких изменений динамического давления солнечного ветра на
динамику электрических полей и течение плазмы в полярных шапках. В частности,
установлена морфология отклика полярных геомагнитных индексов на фронты
повышенного и пониженного давления, свидетельствующая об усилении конвекции.
Выявлено экстемальное проявление эффекта импульса давления СВ в главную фазу
магнитной бури, когда глобальные геомагнитные возмущения от высокоширотных
продольных токов наблюдаются вплоть до экватора. Выявлены особенности
инжекций энергичных частиц при прохождении фронтов высокого давления,
которые имеют ряд отличий от суббуревых инжекций.
255
7. Обнаружен и исследован геомагнитный сигнал высокоскоростных потоков солнечного
ветра (ВП СВ) на спаде солнечного цикла в длинных рядах полярных геомагнитных
наблюдений. Показано, что ВП СВ являются причиной усиления западного
аврорального электроджета. В вековых вариациях эффект экстремально мощных ВП
СВ выявлен в 2003 и 1952 гг. Проведено сопоставление спорадической активности
Солнца и долговременной эволюции его магнитного поля. Предложен способ
реконструкции скорости СВ по полярным геомагнитным данным и показаны его
преимущества.
8. Проведено дальнейшее исследование роли ионосферных электрических полей
магнитосферного происхождения в формировании глобальной электрической цепи.
С помощью двух моделей конвекции получены ряд количественных оценок,
характеризующих связь между электрическим полем в приземном слое атмосферы,
измеренным на cт. Восток в Антарктике, и потенциалом ионосферы непосредственно
над точкой наблюдения как на примере отдельных случаев, так и на большом
массиве экспериментальных данных. Показано, что в южной полярной области
существует связь между вариациями вертикальной компоненты приземного
электрического поля и электрическим потенциалом ионосферы, контролируемым
ММП.
Итак, в диссертации решены задачи, связанные с различными аспектами формирования
электродинамической картины верхней атмосферы высоких широт, которая тесно связана
с процессами в магнитосфере, с геомагнитной и солнечной активностью и в определенной
мере – с общим изменением окружающей среды. Особенностью выбранного подхода
является совместный, где это возможно, анализ эффектов в противоположных
полушариях, позволяющий получить ряд новых результатов. Эта картина, однако, будет
непрерывно дополняться и уточняться по мере совершенствования моделей, расчетных
технологий и измерительных комплексов в Арктике и Антарктике. Поставленные в работе
задачи выполнены, но изложенные подходы и методы имеют потенциал для дальнейшего
развития. Есть перспективы по использованию полученных результатов в качестве
составных частей более глобальных моделей, например, моделей ионосферы, для которых
необходим электродинамический блок. Разработанные методы и подходы могут найти
применение при выполнении работ по недавно одобренному проекту исследований с
использованием данных новой европейской системы спутников SWARM, а также ряде
других проектов.
256
Благодарности
Автор благодарен своим коллегам из различных организаций за участие и
поддержку на разных этапах проведенного исследования. Автор глубоко признателен
своему научному консультанту проф. М.И. Пудовкину, который, к сожалению, не смог
увидеть окончания данной работы, но чья первоначальная поддержка при обучении в
докторантуре СПбГУ оказала большое влияние на последующее развитие старых и
появление новых идей. Доброжелательное отношение и ряд ценных замечаний со стороны
сотрудников кафедры физики Земли способствовали повышению качественного уровня
работы.
В ходе совместных работ по моделированию электрических полей автор
многому научился у проф. В.М. Уварова, в содружестве и под руководством которого был
начат ряд исследований, нашедших отражение в настоящей работе. Чрезвычайно
полезным стимулирующим было научное общение со многими сотрудниками ААНИИ,
ИКИ РАН, ИФЗ РАН, ИЗМИРАН, ИСЗФ СО РАН, ГЦ РАН, ПГИ РАН, ИФА РАН, ИПГ –
очень знающими и эрудированными специалистами.
Автор признателен своим иностранным коллегам и соавторам, с которыми
выполнялись совместные проекты, за их высокую компетенцию и плодотворное
сотрудничество, без чего поставленные задачи не могли бы быть решены. Большое
стимулирующее влияние на развитие исследований и общее понимание многих вопросов
оказала работа в составе Рабочей группы по геомагнитным данным и индексам
Международной Ассоциации по Геомагнетизму и Аэрономии, председателем которой
автор в настоящее время является.
Отдельную благодарность и глубокую признательность за поддержку и
внимание к работе автор выражает начальнику отдела взаимодействия океана и
атмосферы ААНИИ проф. Г.В.Алексееву.
257
Приложение 1. Методика и алгоритмы решения задачи о растекании токов
Как изложено в разделе 2.2 на основании краевая задача для трех областей, а
именно северной (α=1) и южной (α=2) полярных шапок и среднеширотной области (α=3),
описывается системой уравнений (2.2)-(2.7).
Уравнения непрерывности токов:
div J1 = j1 при θ ≤ θ1 (2.2*)
div J2 = j2 при π – θ1 ≤ θ < π (2.3*)
div J3 = j3 при θ1 ≤ θ ≤ θ3 (2.4*)
Граничные условия:
U1(θ1, φ) = U3(θ1, φ) = U2(θ2, φ) (2.5*)
J1(θ1, φ) – J3(θ1, φ) = J2(θ2, φ) (2.6*)
J3(θ3, φ) =0 (2.7*)
где θ, и θ2 и –кошироты границ полярных шапок, θ3 – коширота приэкваториальной
границы среднеширотной области, U и J – ионосферный потенциал и ток, j – продольный
ток, радиальный к ионосферной оболочке.
Параметры Uα и Jα связаны законом Ома:
Jα = Σα ·(-∇Uα) (2.8*)
где Σα – тензор интегральной по высоте ионосферной проводимости, т.е.
Σ = ⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛
ΣΣ−
ΣΣ
ϕϕθϕ
θϕθθ (2.9*)
Σθθ = ΣР / sin2χ (2.10*)
Σθφ = ΣH / sin χ (2.11*)
Σθθ = ΣР (2.12*)
sin χ = 2·cosθ / (1+3·cos2θ)1/2 (2.13*)
ΣР и ΣH – проводимость Педерсена и Холла, .
Эффективным численным методом решения краевых задач является метод
конечных разностей, основанный на замене дифференциального уравнения второго
порядка в частных производных уравнением в конечных разностях. Для расчета поля
двумерные области накрываются равномерной сеткой так, чтобы их границы совпадали с
координатными линиями (θ, φ). Применяется итерационный метод, а именно метод
релаксации, в котором для ускорения сходимости используется набор релаксационных
параметров Чебышева. В рамках экстраполяционного процесса значение потенциала на
следующей итерации определяется разностью потенциалов, вычисленных на данной и
предыдущей итерациях (невязкой), умноженной на коэффициент экстраполяции
258
(релаксационный параметр), который в общем случае может быть больше или меньше
единицы.
Для перехода к итерационной схеме введем новую переменную Zα
)1()()1()1( /)( +++ −= nnnn UUZ τααα (2.14*)
где τ – релаксационный параметр [Владимиров, 1981], n – номер итерации, , )1( +nUα и )(nUα -
решения в соответствующих областях α, соответственно на итерацииях n и n+1. Из (2.14*)
видно, что если итерационный процесс сходится (т.е. )1( +nZα → 0), то )1( +nUα → )(nUα → Uα, и
Uα является решением исходной задачи (2.2*-2.7*).
С учетом закона Ома на каждой итерации
)( )()( nn UJ ααα −∇⋅Σ= 2.15*)
уравнения (2.2*) –(2.4*) для переменной Zα в итерационном виде имеют вид
ααϕθαϕθ jJdivZdiv nn =+−∇ + )(,
)1(, )( (2.16*)
Граничные условия (2.5*) – (2.7*) удовлетворяется на каждой итерации.
Условие (2.5*) в терминах Zα (вертикальная линия обозначает границу на
соответствуюшей кошироте θ) записывается как
)1(1
)(12
)(22
)1(21
)1(1 /)( +++ −=− nnnnn UUZZ τθθθθ (2.17*)
)1(1
)(11
)(32
)1(31
)1(1 /)( +++ −=− nnnnn UUZZ τθθθθ (2.18*)
Условия (2.6*) и (2.7*) в итерационном виде выражаются как
1)(
31)(
21)(
11
)1(3
1
)1(2
1
)1(1
θθθθθθ θθθnnn
nnn
JJJZZZ−−=
∂∂
−∂
∂−
∂∂ +++
(2.19*)
1)(
31
)1(3
θθθn
n
JZ=
∂∂ +
(2.20*)
Одним из наиболее известных и универсальным методов решения
дифференциальных уравнений является метод разделения переменных. В соответствии с
рекомендациями [Самарский и Николаев, 1978] для решения задачи с помощью этого
метода в левую часть уравнения (2.16*) вводится регуляризатор R того же знака, что и
оператор исходной задачи,
R ≡ )(, −∇ϕθdiv ≡ -∆θ,φ (2.21*)
который представляет собой угловую (θ, φ) часть оператора Лапласа.
Таким образом, для переменной Zα
)1()1(,
)1( )( +++ ∆−≡−∇≡ nnn ZZdivRZ ααϕθα (2.22*)
ααα jJdivZ nn −=∆ + )()1( (2.23*)
259
Лапласиан допускает разделение переменных, и решение (2.16*) можно представить в
виде ряда Фурье
∑+∞=
−∞=
+ ⋅=m
m
imm
n eCZ ϕαα θϕθ )(),()1( (2.24*)
где Cαm(θ) - комплексные коэффициенты Фурье, зависящие только от кошироты θ,
m – номер узла сетки по долготе.
Таким образом, на данном этапе двумерная задача сведена к одномерной. Разложение и
восстановление функций производилось с помощью стандартной программы быстрого
преобразования Фурье (БПФ).
Подстановка (2.24*) в (2.16*-2.20*) приводит к следующей краевой задаче для Cαm(θ): }{)(sin )(
sinsin1
2
2 nmm
mC divJjFCmαααθθθθ
αθ +−=⋅−⋅⋅⋅ ∂∂
∂∂ (2.25*)
}/){( )1(1
)(12
)(22211
+−=− nnnmmm UUFCC τθθθθ (2.26*)
}/){()()( )1(1
)(11
)(31311
+−=− nnnmmm UUFCC τθθ θθθθ (2.27*)
}{ 1)(
31)(
21)(
121321
θθθθθθθθnnn
mddC
ddC
ddC JJJFmmm −−=−− (2.28*)
}{ 3)(
331
θθθn
mddC JFm = (2.29*)
где Fm{·} – зависящий от θ коэффициент Фурье от выражения в скобках для m-го узла
сетки по долготе, а Сαm есть Cαm(θ).
В конечно-разностном виде уравнение (2.25*) имеет вид
)(}sin{sin )(sin
11sin1
2
2
21
21
nii
miii
iii divJjFCCCCC
ii ααθθθ θθ
θθ +−=⋅−
∆−
⋅−∆−
⋅⋅ −−
++⋅∆ (2.30*)
где - ∆θ постоянный шаг по кошироте, i – номер узла сетки по кошироте. Значки α и m
далее опущены, так что Cαm(θ) в i-м узле сетки обозначено как Сi.
Граничные условия непосредственно на полюсах не задавались. Окрестность
полюса обходится с помощью выбора сетки, сдвинутой от полюса на полшага ∆θ/2. Так,
для сетки θi=∆θ/2+ i · ∆θ, i=0, 1, 2,… трехточечная аппроксимация (2.30*) в ближайшем к
полюсу нулевом узле θ0=∆θ/2 осуществляется по двум точкам, т.к. вклад от значения Ci-1 ,
которое при i=0 оказывается внесеточным, зануляется за счет множителя sinθi-1/2.
Внесеточные значения Uα(n) , необходимые для дискретизации Jα(n) в правой части (2.24п),
задавались как среднеарифметические Uα(n) по слою узлов сетки при θ0=∆θ/2.
Проведем дискретизацию правой части уравнения (2.30*)
260
))(())((sin sin1
sin1 ϕθθ αϕθαθθα JJdivJ rr ∂
∂∂∂ ⋅+⋅⋅⋅= (2.31*)
Учитывая, что компоненты интегральных токов связаны с потенциалом следующим
образом
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛
⋅⋅⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛ΣΣ−ΣΣ
=⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛
∂∂
∂∂
ϕθ
θ
ϕϕθϕ
θϕθθ
α
αα
α
ϕθ
U
U
JJ
sin1)(
)( (2.32*)
для области северной полярной шапки (α=1) уравнение (2.31*) записывается как
[ ][ ] ϕϕϕϕθϕθθϕϕϕθ
θθϕϕθθθθθθθ
θ
θ
∂∂
∂∂
∂∂
∂
∂
∂∂
∂∂
∂∂
∂
∂
⋅Σ+Σ⋅+⋅Σ⋅
+⋅Σ−Σ⋅⋅+⋅Σ==
121
2
2
121
2
sin
)()(sin
sin1
sin1
sin1
11
UU
UUdivJAU (2.33*)
Для области южной полярной шапки (α=2) при учете противоположного направления
изменения переменной θ (от южного полюса к экватору):
[ ]
[ ] ϕϕϕϕθϕθθϕϕϕθ
θθϕϕθθθθθθθ
θ
θ
∂∂
∂∂
∂∂
∂
∂
∂∂
∂∂
∂∂
∂
∂
⋅Σ+Σ⋅−+⋅Σ⋅
+⋅Σ+Σ⋅⋅+⋅Σ==
222
2
2
222
2
sin
)()(sin
sin1
sin1
sin1
22
UU
UUdivJAU (2.34*)
Для среднеширотной области (α=3):
[ ]
[ ] ϕϕϕϕθϕθθϕϕϕθ
θθϕϕθθθθθθθ
θ
θ
∂∂
∂∂
∂∂
∂
∂
∂∂
∂∂
∂∂
∂
∂
⋅Σ+Σ⋅+⋅Σ⋅
+⋅Σ−Σ⋅⋅+⋅Σ==
323
2
2
323
2
sin
)()(sin
sin1
sin1
sin1
33
UU
UUdivJAU (2.35*)
Разностная аппроксимация (2.33*) на двумерной сетке по кошироте θ (i=0, 1, …, N1), и
долготе φ (k=1, …, М), где М – число узлов по 360-градусному долготному кругу) дает:
⎭⎬⎫
⎩⎨⎧
∆−−
⋅−Σ−∆−+
⋅+Σ⋅
+⎭⎬⎫
⎩⎨⎧
∆−−+
⋅∆
−Σ−+Σ−
∆−−+
⋅∆
−Σ−+Σ⋅
+⎭⎬⎫
⎩⎨⎧
∆−−
⋅−Σ⋅−∆−+
⋅+Σ⋅⋅=
⋅∆
⋅
−+⋅∆
ϕϕ
θϕϕθ
θθ
θθ
ϕϕϕϕθϕ
θϕθϕθϕθϕθ
θθθθθθ
)1,(),(),(),()1,(),(
),1(),1()1,()1,()1,()1,(),1(),1(
),1(),(),(sin),(),1(),(sin),(
112111
21
sin1
1111sin21
112111
21
sin1
1
2
21
21
kiUkiUkikiUkiUki
kiUkiUkikikiUkiUkiki
kiUkiUkikiUkiUkikiAU
i
i
i ii
Для уравнений (2.34*) и (2.35*) сеточные уравнения строятся аналогично (2.36*)
(выражения не приведены).
Разностная аппроксимация для Jα(θ) на границе θ1= θ(N1) северной области (α=1):
(2.36*)
261
[ ] [ ]ϕ
θ
θθϕ
θθ
∆⋅−+++−++++
⋅+Σ
+∆−+
⋅+Σ=+
+ 4)1,()1,1()1,()1,1(),(
),(),1(),(),(
11111111sin
121
1
111121
121
11
211
kNUkNUkNUkNUkN
kNUkNUkNkNJ
N (2.37*)
Для областей α=2 и α=3 с соответствующими границами выражения для Jα(θ) аналогичны.
Уравнения вида (2.30*) для реальной и мнимой частей коэффициентов Фурье
можно записать в стандартном виде. Обозначим коэффициент Фурье Сi для области α=1 с
границами θ=∆θ/2 и θ= θ1= θ(N1) как
Ci ≡ yi
Тогда дискретный аналог уравнения (2.30*) имеет вид:
⎩⎨⎧
=−+−=−
+− iiiiiii fybycyafybyc
11
01000 11
0Ni
i≤≤=
(2.38*)
где
)()(sin
)(sinsinsinsin
sinsin
sinsin)()(sin
sinsin
)(sinsin
)(11
22
22
)(110
20
20
00
2200
21
21
21
21
21
21
niii
iiiii
iii
iii
n
AUjFf
mc
b
aAUjFf
b
mc
−⋅∆⋅−=
∆⋅+⋅+⋅=
⋅=
⋅=−⋅∆⋅−=
⋅=
∆⋅+⋅=
+−
+
−
θθ
θθθθθ
θθ
θθθθ
θθ
θθθ
(2.39*)
Для области α=2 с границами θ = π - ∆θ/2 и θ= θ2= π - θ(N1) обозначим .
Разностные уравнения для этой области будут:
⎩⎨⎧
=−+−=−
+− iiiiiii fybycyafybyc
11
01000 21
0Ni
i≤≤=
(2.40*)
где коэффициенты ai, bi, ci и fi вычисляются по формулам, аналогичным (2.39*), но в
которые входит U2 и j2 и учтена замена направления изменения переменной θ, начиная от
южного полюса.
Для области α=3 с границами θ = θ1= θ(N1) и θ= θ3= θ(N3) обозначим .
Для этой области:
⎩⎨⎧
=−+−=−
+− iiiiiii fybycyafybyc
11
01000 (2.41*)
где коэффициенты вычисляются по формулам:
ii yС ≡
ii yС =
262
)()(sin
)(sinsinsinsin
sinsin
sinsin
)(sinsin2
sinsinsinsin
)(sinsinsinsin
)(33
22
22
3)(
3000
000
22000
21
21
21
21
21
21
21
21
21
niii
iiiii
iii
iii
n
AUjFf
mc
b
a
JFf
b
mc
−⋅∆⋅−=
∆⋅+⋅+⋅=
⋅=
⋅=
⋅⋅⋅∆⋅=
⋅+⋅=
∆⋅+⋅+⋅=
−+
+
−
−
−
−
θθ
θθθθθ
θθ
θθ
θθθ
θθθθ
θθθθθ
θ
(2.42*)
На границе сопряжения областей α=1 и α=2 имеем:
)()(1
)()(1
)(11
1
1
1111
/)()(
1
1
1111111
1
1
11111
nnN
nN
nN
nNNNN
N
N
NNNNN
UUUUyyf
c
a
fycya
τ++++
+
+
++++
−−+++=
=
−=
=+−
(2.43*)
На границе сопряжения областей α=1 и α=3:
)()(1
)()(1
)(11
1
1
1111
/)()(
1
1
1111111
1
1
11111
nnN
nN
nN
nNNNN
N
N
NNNNN
UUUUyyf
c
a
fycya
τ++++
+
+
++++
−−+++=
=
−=
=+−
(2.44*)
На границе сопряжения областей α=2 и α=3:
)2()(
1
1
1)(
32)(
21)(
121121
1
1
1
1111
11113
3
3
33333
θθθθ nnn
NNNNN
N
N
NNNNN
JJJFyyyyf
c
a
fycya
⋅−−+−+−=
=
=
=+−
∆+++
+
+
++++
(2.45*)
Уравнения для граничных условий (2.17*) – (2.19*) записываются как )()(
1)()(
1)(
11 /)()(11111111
nnN
nN
nN
nNNNNN UUUUyyyy τ++++ −−+=−−+
)()(1
)()(1
)(11 /)()(
11333311
nnN
nN
nN
nNNNNN UUUUyyyy τ++++ −−+=−−+ (2.46*)
)2()(2 1)(
32)(
21)(
1111 331111 θθθθ nnnNNNNNN JJJFyyyyyy ⋅−−⋅∆=−⋅+−+− +++
и добавляются к системам (2.38*, 2.40* и 2.41*).
Условия (2.46*) приводят к связности систем уравнений (2.38*), (2.40*) и
(2.41*) через значения в трех парах узлов сетки, ближайших к границам θ1, θ2 и θ3. Для
этих значений можно выделить замкнутую подсистему уравнений, после решения которой
263
каждая из трех систем (2.38*), (2.39*) и (2.40*) решается методом прогонки (метод Гаусса
решения системы линейных алгебраических уравнений с трехдиагональной матрицей).
Для прямого и обратного преобразования Фурье в уравнениях (2.25*) – (2.29*), а также
(2.24*) использован алгоритм БПФ по программе Кули, опубликованной в [Аки и
Ричардс, 1983]. При БПФ число шагов по циклической переменной φ (долготе) должно
быть выбрано равным степени 2, т. е. Мφ =2Р. Это определяет границы суммирования в
(2.18п) от -Мφ до +Мφ. Для ускорения сходимости использовался чебышевский набор
параметров (чнп) релаксации {τn}, n=1, 2, …N, построение которого наиболее просто, если
число итераций N выбирается равным степени 2 [Самарский и Николаев, 1978].
Применение чнп принципиально улучшило сходимость итерационного процесса.
Изложенные выше алгоритмы были реализованы в виде набора программ на
языке Фортран. Расчеты проводились с двойной точностью. Программное средство было
протестировано на ряде модельных задач. При этом число узлов расчетной сетки по
долготе Мφ варьировалось от 16 до 128, а величина шага по кошироте выбиралась равной
3, 2, 1 и 0.5°. Сходимость оценивалась по нормам невязок
εα = ||divθ,φJα(n) – jα|| / || divθ,φJα(1) – jα|| (2.47*) каждого из уравнений (2.2*) – (2.4*) при различном числе итераций N=32, 64, 128, 256 и
512. Необходимая точность вычислений εα ≤ 10-3 достигалась для упрощенных
распределений проводимости и ПТ уже при N = 32, а для более сложных, например таких,
какие рассматривались в данной работе, при N = 128 и 256.
264
Приложение 2
Основные публикации и доклады автора по теме диссертации
По результатам диссертации опубликовано около 40 научных работ, в том числе более 20
- в ведущих рецензируемых отечественных и иностранных журналах.
.
СТАТЬИ В ЖУРНАЛАХ, ВХОДЯЩИХ В СПИСОК ВАК (в обратном по времени
порядке):
1) Лукьянова Р., Козловский А., Динамика полярной границы аврорального овала по
данным спутника IMAGE // Космические исследования, 2012 (в печати)
2) Lukianova R., Mursula K., Kozlovsky A., Response of the polar magnetic field intensity to
the exceptionally high solar wind streams in 2003 // Geophys Res. Lett. – 2012. – Vol.39.
- L04101. - 10.10029/2011GL050420.
3) Лукьянова Р., Козловский А., Христиансен Ф. Продольные токи в зимнем и летнем
полушариях, обусловленные By ММП // Геомагнетизм и аэрономия. - 2012. –
T.52(3). - C.321-329.
4) Лукьянова Р. Ю., Круглов А. А., Франк-Каменецкий А. В. Котиков А. Л., Бернс Г. Б.,
Френч В. Д. Р. Соотношение между потенциалом ионосферы и приземным
электрическим полем в южной полярной шапке // Геомагнетизм и аэрономия. -
2011. – T.51(3).- C.387-396.
5) Lukianova R., Kozlovsky A. IMF By effects in the plasma flow at the polar cap boundary //
Ann. Geophys. - 2011. – Vol.29. – P.1305-1315.
6) Lukianova R., Mursula K. Changed relation between sunspot numbers, solar UV/EUV
radiation and TSI during the declining phase of solar cycle 23 // J. Atmos. Solar-Terr.
Phys. - 2011. – Vol.73. – P.235-240.
7) Kozlovsky, A., Shalimov S., Koustov A. V., Lukianova R., Turunen T. Dependence of
spectral width of ionospheric F region HF echoes on electric field // J. Geophys. Res. -
2011. – Vol.116. - A07302. - doi:10.1029/2011JA016804.
8) Лукьянова Р. Ю., Козловский А., Христиансен Ф. Асимметричные структуры
продольных токов и конвекции ионосферной плазмы, контролируемые
азимутальной компонентой ММП и сезоном года // Геомагнетизм и аэрономия.
2010. - Т.50(5). - С.695-706.
265
9) Lukianova R., Alekseev G., Mursula K. Effect of station relocation in the aa index // J.
Geophys. Res. - 2009. – Vol.114. - A02105. – doi:10.10029/2008JA013824.
10) Lukianova R., Kozlovsky, A., Turunen T. Comparison and validation studies related to the
modeling ionospheric convection and the EISCAT observations in the polar cap // Int. J.
Geomag. Aeronomy. - 2008. - Vol.7(3). - GI3005. - doi:10.1029/2007GI000169.
11) Lukianova R., Hanuise, C., Christiansen F. Asymmetric distribution of the ionospheric
electric potential in the opposite hemispheres as inferred from the SuperDARN
observations and FAC-based convection model // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. - 2008. –
Vol.70. – P.2324-2335.
12) Lukianova R., Christiansen F. Modeling of the UT effect in global distribution of
ionospheric electric fields // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. - 2008. – Vol.70. – P.637–645.
13) Lukianova R., Christiansen F., Modeling of the global distribution of ionospheric electric
field based on realistic maps of field-aligned currents // J. Geophys. Res. - 2006. -
Vol.111. - A03213. - doi:10.1029/2005JA011465.
14) Лукьянова Р. Асимметрия распределения электрического потенциала в ионосфере
противоположных полушарий // Геомагнетизм и аэрономия. - 2005. – T.45(4). –
C.474-479.
15) Лукьянова Р. Влияние резких изменений динамического давления солнечного ветра
на систему конвекции в полярной шапке // Геомагнетизм и аэрономия. – 2004.-
T.44(6). – C.750-761.
16) Lukianova R., Alekseev G. Long-term correlation between the Northern Atlantic Oscillation
and solar activity // Solar Physics. - 2004. Vol.224(1). P.445-454.
17) Lukianova R. Magnetospheric response to sudden changes in solar wind dynamic pressure
inferred from polar cap index // J. Geophys. Res. - 2003. - Vol.108(A12). – 1428. -
doi:10.1029/2002JA009790.
18) Troshichev O.A., Lukianova R. Relation of PC index to the solar wind parameters and
substorm activity in time of magnetic storms // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. - 2002.
Vol.64(5-6). – P.585-591.
19) Lukianova R., Troshichev O. A., Lu G. The polar cap magnetic activity indices in the
southern and northern polar caps: consistency and discrepancy // Geophys. Res. Lett. -
2002. - Vol.29(18). - doi: 10.1029/2002GL015179.
20) Lukianova R., Troshichev O.A., Galperin Y.I., Jorjio N.V. Reconstruction of the FAC
structure along spacecraft trajectory with regard for edge effects of current sheets // Int. J.
Geomag. Aeronomy. - 2001. - V.2(3). - P.159-172.
266
21) Troshichev O.A., Lukianova R., Papitashvili V., Rich F.J., Rasmussen O. Polar Cap index
(PC) as a proxy for ionospheric electric field in the near-pole region // Geophys. Res.
Lett. - 2000. - Vol.27(23). – P.3809-3812.
22) Уваров В.М., Лукьянова Р.Ю. Численное моделирование глобального распределения
электрического потенциала, возбуждаемого DPY и MTS системами продольных
токов для условий равноденствия и солнцестояния // Геомагнетизм и аэрономия. -
1999. - Т.39(3). - C.62-68.
23) Lukianova R. Convection systems in the dayside polar cap produced by various patterns of
the cusp FACs // Physics Chemistry Earth. - 1997. - Vol.22(7-8). – P.751-756. 24) Лукьянова Р.Ю., Уваров В.М., Самокиш Б.А. Численное моделирование глобального
распределения электрического потенциала в ионосфере Земли // Ж. Выч. Матем. и
матем. Физики. - 1997. - Т.37(7). - С.862-868.
25) Лукьянова Р.Ю., Уваров В.М., Самокиш Б.А. Глобальная картина ионосферной
конвекции, обусловленной DPY и трехслойной MTS системами продольных токов.
Численная модель. // Геомагнетизм и аэрономия. - 1996. - Т.36(2). - С.28-37.
СТАТЬИ В СБОРНИКАХ И ТРУДАХ КОНФЕРЕНЦИЙ (в обратном по времени порядке):
26) Лукьянова Р., Мурсула К. Оценка однородности ряда аа индексов геомагнитной
активности при смене станций наблюдения // Вестник ОНЗ РАН, NZ5003,
doi:10.2205/2011NZ000105, 2011.
27) Лукьянова Р.Ю., Христиансен Ф. Распределение магнитных и электрических полей
магнитосферного происхождения в высокоширотной ионосфере северного и
южного полушарий // «Глубинное строение, геодинамика, тепловое поле Земли,
интерпретация геофизических полей» Шестые научные чтения памяти Ю.П.
Булашевича. Материалы конференции. Екатеринбург: УрО РАН 2011, 436 с., ISBN
978-5-7691-2261-3, сс 236-239 2011
28) Lukianova R., Alekseev G. High solar irradiance episode in 2001/2002 and relevant Earth’s
climate anomalies // Geophys. Res. Abstr. Vol. 13, EGU2011-677-3. 2011.
29) Лукьянова Р.Ю., Мурсула К. Изменчивость индикаторов солнечной активности в
циклах 21-23, их особенности в последнем цикле и отклик некоторых
климатических параметров // Сборник трудов совещания «Циклы активности на
267
Солнце и звездах», ГАИШ МГУ, Москва, 18-19.12.2009, Циклы на Солнце и
звездах 2010.
30) Kozlovsky A., Lukianova R. IMF By effects in the plasma flow at the polar cap boundary //
Geophys. Res. Abstr. Vol. 12, EGU2010-8866. 2010.
31) Lukianova, R., Christiansen F., The two-hemisphere convection model based on statistical
maps of field-aligned current derived from high-precision satellite magnetic field data //
Proc. Int. SWARM Science Meeting, June 16-18, Potsdam, Germany, 2009.
32) Lukianova R. Discrepancy in behavior of different solar proxies in cycle 23 // Geophys. Res.
Abstr. Vol. 11, EGU2009-11903, 2009.
33) Франк-Каменецкий А.В., Лукьянова Р.Ю., Морозов В.М., Барнс Г. Определение
реальной величины атмосферного электрического поля на станции Восток в
Антарктике // Труды 6-ой российской конференции по атмосферному
электричеству, Нижний Новгород, 1-7.10.2008.
34) Lukianova R., Kozlovsky A., Christiansen F., Turunen T. Modelling the interplay of IMF By
and season on polar cap electrodynamics // Geophys. Res. Abstr., Vol. 10, EGU2008-A-
04782, 1607-7962/gra/EGU2008-A-04782, 2008
35) Lukianova R., Alekseev G., Ivanov N. Statistical characteristics of variability in the long-
term records of solar proxies // Geophys. Res. Abstr., Vol. 10, EGU2008-A-07111, 1607-
7962/gra/EGU2008-A-07111, 2008
36) Lukianova R., Kozlovsky A., Turunen T. Comparison and validation studies related to the
modeling ionospheric convection and the EISCAT observations in the polar cap //
Geophys. Res. Abstr. Vol. 9, 03581, 1607-7962/gra/EGU2007-A-03581, 2007.
37) Аннабаев Р.М., Лукьянова Р.Ю. Развитие модели расчета распределения
электрического потенциала в ионосфере // Труды молодежной научной
конференции «Физика и прогресс», 25-27.10.2006, СПбГУ, Санкт-Петербург, 2006.
38) Лукьянова Р.Ю. Обзор современных исследований по проблеме влияния солнечной
активности на изменчивость климата» // Труды ААНИИ «Исследование изменений
климата и процессов взаимодействия океана и атмосферы в Арктике и
Антарктике», Т. 447, сс. 210-226, 2006.
39) Lukianova R., Christiansen F. Modeling of the global distribution of ionospheric electric
fields based on realistic maps of field-aligned currents // Geophys. Res. Abstr., Vol. 8,
01211, 1607-7962/gra/EGU06-A-01211, 2006.
40) Veselov M. V., Lukyanova R. Y., Zinin L.V. Electron density enhancement events in
magnetic flux tubes // Geophys. Res. Abstr., Vol. 8, 09977, 1607-7962/gra/EGU06-A-
09977, 2006.
268
41) Lukianova, R., Pilipenko V., Neubert T., Christiansen F. Restoration of 2D FAC pattern
from the Orsted satellite magnetic data // Proc. 7th Int. Space Simulation School, March
26-31, 2005, Kyoto, Japan, 2005.
42) Lukianova, R. Effect of the solar wind dynamic pressure pulse at low-latitudes // Proc. 7th
Int. Conference on Substorms, March 19-25, 2004, Levi, Finland, Edited by N.
Ganushkina and T. Pulkinen, Published by FMI, 2004.
43) Lukianova R., Troshichev O.A. Magnetospheric response to solar wind dynamic pressure
inferred from polar cap index // Proc. 6th Int. Conference on Substorms, Seattle, USA,
2002.
ОТЕЧЕСТВЕННЫЕ И МЕЖДУНАРОДНЫЕ НАУЧНЫЕ КОНФЕРЕНЦИИ И
СОВЕЩАНИЯ (ИЗБРАННЫЕ), НА КОТОРЫХ БЫЛИ ПРЕДСТАВЛЕНЫ ОСНОВНЫЕ
ДОКЛАДЫ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ (в обратном по времени порядке):
- Седьмая ежегодная конференция "Физика плазмы в солнечной системе" (6-10 февраля
2012 г.) ИКИ РАН, Москва
- Шестая ежегодная конференция "Физика плазмы в солнечной системе" (14-18 февраля
2011 г.) ИКИ РАН, Москва
- EGU General Assembly (03 – 08 April 2011) Vienna, Austria
- 25th IUGG General Assemby (28 June – 7 July 2011) Melbourn, Australia
- Шестые научные чтения памяти Ю.П. Булашевича (12-14 сентября 2011) ИГФ УрО
РАН. Екатеринбург
- Международная конференция "Искусственный интеллект в изучении магнитного поля
Земли. Российский сегмент INTERMAGNET" (26-28 января 2011) Углич
- Пятая ежегодная конференция «Физика плазмы в солнечной системе» (8-12 февраля
2010 г.) ИКИ РАН, Москва
- EGU General Assembly (02–07 May 2010) Vienna, Austria
- EGU General Assembly (19 – 24 April 2009) Vienna, Austria,
- Annual SuperDARN International workshop (11-15 May 2009) Cargese, France
- ESA International SWARM Science Meeting (16-18 June 2009) Potsdam, Germany
- 11th IAGA General Assembly (23-30 August 2009) Sopron, Hungary
- International Conference “Global Climate Change and Mechanisms of Adaptation to it” (10–
11 November 2009) Moscow, Russia
- EGU General Assembly (13 – 18 April 2008) Vienna, Austria
269
- Международная конференция «Физика внутренней магнитосферы и авроральной
области: актуальные задачи и методы их решения (проект РЕЗОНАНС)» (1-5 июня 2010
г.) ИКИ РАН, Москва
- 3rd SCAR Open Science Conference (8-11 July 2008) St Petersburg, Russia
- 37th COSPAR Scientific Assembly (13-20 July 2008) Montreal, Canada
- International workshop “SuperDARN as a powerful instrument for space science research:
Principles, technique, results” (26–29 August, 2008) Irkutsk, Russia
- 6-ая Всероссийская конференция по атмосферному электричеству (1-7 октября 2008)
Нижний Новгород
- EGU General Assembly (15 – 20 April 2007) Vienna, Austria
- 24th IUGG General Assembly (2 - 13 July 2007) Perugia, Italy
- 13th International EISCAT Workshop (6-10 August 2007) Marienhamn, Aland, Finland.
- EGU General Assembly (2 – 7 April 2006) Vienna, Austria
- International Symposium on Recent Observations and Simulations of the Sun-Earth System
«ISROSES» (17-22 September 2006) Varna, Bulgaria
- 7th International School of Space Simulation (26-31 March 2005) Kyoto, Japan
- EGU General Assembly (24 – 29 April 2005) Vienna, Austria
- 10th IAGA General Assembly (18-29 July 2005) Toulouse, France
- 7th International Conference on Substorms (19-25 March 2004) Levi, Finland
- 1th International Conference on Space Climate (20–25 June 2004) Oulu, Finland.
- Авроральные явления и Солнечно-земные связи. Международный симпозиум памяти
профессора Ю.И. Гальперина (4-7 февраля 2003 г.) ИКИ РАН, Москва
- 23th IUGG General Assembly (30 June - 11 July 2003). Sapporo, Japan
- 6th International Conference on Substorms (25-29 March 2002) Seatle, USA
- 4'th Oersted International Science Team conference (23-27 September 2002) Copenhagen,
Denmark
- COSPAR Simposium “Acceleration and heating in the magnetosphere” (6 - 10 February 2001)
Warsaw, Poland.
- IAGA-IASPEI Joint Scientific Assembly, 18-30 August 2001, Hanoi, Vietnam
270
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Акасофу С.И., Чепмен С. Солнечно-земная физика. – М.: Мир. / пер. с англ., 1975. – 512с. 2. Аки К., Ричардс П. Количественная сейсмология: теория и методы. – М.: Мир / пер. с англ., 1983. – Т.2. – 360с. 3. Апсен А.Г., Канониди Х.Д., Чернышова С.П., Четаев Д.Н., Шефтель В.М. Магнитосферные эффекты в атмосферном электричестве. – М.: Наука, 1988. – 150с. 4. Афонина Р.Г., Белов Б.А., и др. Модель электрического поля на меридиане утро-вечер в северной полярной шапке // Геомагнетизм и аэрономия. – 1982. – Т. 22(3). – С.519–522. 5. Базаржапов А.Д., Матвеев М.И., Мишин В.М. Геомагнитные вариации и бури. – Новосибирск: Наука, 1979. – 248с. 6. Бандилет О.И., Канониди Х.Д., Чернышова С.П., Шефтель В.М. Эффекты магнитосферных суббурь в атмосферном электрическом поле // Геомагнетизм и аэрономия. – 1986. – Т.26(1). – С.159–160. 7. Белов Б.А., Афонина Р.Г., Левитин A.E. и др. Анализ связи компонент межпланетного поля с вариациями геомагнитного поля в северной полярной шапке // Геомагнетизм и аэрономия. – 1978. – Т.18(4). – С.695-711. 8. Бороев P.H., Гельберг М.Г. Зависимость долготной локализации центра суббури на геосинхронных орбитах от Ву-компоненты ММП // Геомагнетизм и аэрономия. –2001. – Т. 41(5).–С.588-594. 9. Брюнелли Б.Е., Намгаладзе А.А. Физика ионосферы. – Л.: Наука, 1988. – 526с. 10. Величко В. А., Бороев P.H., Гельберг М.Г. Азимутальная асимметрия областей втекающих и вытекающих из ионосферы продольных токов в токовом клине суббури // Геомагнетизм и аэрономия. – 2002. – Т.42(5). – С.619-623. 11. Владимиров В.С. Уравнения математической физики. – М.: Наука, 1981. –– 512с. 12. Гальперин Ю.И., Сивцева Л.Д, Филиппов В.М., Халипов В.Л. Субавроральная верхняя ионосфера – Новосибирск: Наука, 1990. – 192с. 13. Гизлер В.А., Семенов В.С., Трошичев О.А. Электрические поля и токовые системы в ионосфере, генерируемые продольными токами // Геомагнитные исследования. – 1977. – № 20. – М.: Сов. Радио. – C.5-8. 14. Денисенко В.В., Замай С.С. Вклад магнитосферных источников в электрические поля и токи, наблюдаемые в экваториальной ионосфере в спокойных геомагнитных условиях // Магнитосферные исследования. – 1990. – № 14. – C.5-53. 15. Захаров В.Е., Никитин М.А., Смирнов О.А. Отклик электрических полей на низких широтах на действие магнитосферного источника // Геомагнетизм и аэрономия. – 1989. – Т.29(3). – С.381-388.
271
16. Ермолаев Ю.И. Л.М. Зеленый, Г.Н. Застенкер А.А. Петрукович, И.Г. Митрофанов и 47 соавторов. Солнечные и гелиосферные возмущения, приведшие к сильной магнитной буре 20 ноября 2003 года // Геомагнетизм и аэрономия. – 2005. – Т.45(1). – С.20-46. 17. Клейменова Н.Г., Козырева О.В., Михновски С., Кубицки М. Эффект магнитных бурь в вариациях атмосферного электрического поля в средних широтах // Геомагнетизм и аэрономия. – 2008. – Т.48(5). – С.650–659. 18. Клейменова Н.Г., Козырева О.В., Михновски С., Кубицки М. Утренние полярные суббури и вариации атмосферного электрического поля // Геомагнетизм и аэрономия. – 2010. – Т. 50(1). – С.51–60. 19. Клименко М.В., Клименко В.В., Брюханов В.В. Численное моделирование электрического поля и зонального тока в ионосфере Земли: динамо-поле и экваториальный электроджет // Геомагнетизм и аэрономия. – 2006. – Т.46(4). – С.485-494. 20. Кондаков А.Б., Самокиш Б.А., Уваров В.М. Модифицированная численная модель глобального распределения электрического потенциала. UT– эффект обращения ионосферной конвекции // Геомагнетизм и аэрономия. – 2000. – Т.40(3). – С.21-31. 21. Лукьянова Р.Ю., Самокиш Б.А., Уваров В.М. Глобальная картина ионосферной конвекции, обусловленной DPY и трехслойной MTS системами продольных токов. Численная модель. // Геомагнетизм и аэрономия. – 1996. – Т.36(2). – С.28–37. 22. Лукьянова Р.Ю., Самокиш Б.А., Уваров В.М. Численная модель глобального распределения электрического потенциала в ионосфере Земли // Журн. Выч. Мат. и Mат. Физики. – 1997. – Т.37(7). – C.862-868. 22. Лукьянова Р.Ю. Численное моделирование глобального распределения электрического потенциала в ионосфере Земли // Дисс. на соискание степени кандидата физ.-мат. наук. – СПбГУ, С.-Петербург, 1999– 125с. 23. Ляцкий В.Б. Токовые системы магнитосферно-ионосферных возмущений. – Л.: Наука, 1978. – 198с. 24. Мальцев Ю.П., Леонтьев С.В., Ляцкий В.Б. Электрическине поля и токи в области раздела электроструй // Геомагнетизм и аэрономия. – 1973. – Т.13(6). – С.1075-1078. 25. Мальцев Ю.П. Влияние ионосферной проводимости на систему конвекции в магнитосфере // Геомагнетизм и аэрономия. – 1974. – Т. 14(1). – С.154-155. 26. Мансуров С.М. Новые доказательства связи между магнитными полями в космическом пространстве и на Земле // Геомагнетизм и аэрономия. – 1969. – №9. – С.768–770. 27. Мишин В.М. Спокойные геомагнитные вариации и токи в магнитосфере. – Новосибирск: Наука, 1976. – 208с. 28. Мишин В.М., Базаржапов А.Д., Анистратенко А.А. Об эффектах Х и Y компонент ММП в геомагнитосфере // Геомагнетизм и аэрономия. – 1978. – T.18(5). – C.939-942. 29. Моханакумар К. Взаимодействие стратосферы и тропосферы. – М.: Физматлит / пер. с англ., 2011. – 452с.
272
30. Намгаладзе А.А., Мартыненко О.В., Волков М.А., Намгаладзе А.Н., Юрик Р.Ю. Математическое моделирование крупномасштабных возмущений верхней атмосферы Земли / Моделирование процессов в верхней полярной атмосфере. – Апатиты: ПГИ КНЦ РАН, 1998. – С.167—249. 31. Никифорова Н.Н., Клейменова Н.Г., Козырева О.В., Кубицки М., Михновски С. Влияние авроральных высыпаний энергичных электронов на вариации атмосферного электрического поля в полярных широтах // Геомагнетизм и аэрономия. – 2003. – Т.42(1). – С.32–39. 32. Нишида А. Геомагнитный диагноз магнитосферы. – 1980. – Пер. с англ. / М.: Мир. – 300с. 33. Обридко В.Н., Шельтинг Б.Д. Некоторые аномалии эволюции глобальных и крупномасштабных магнитных полей на Солнце как предвестники нескольких предстоящих невысоких циклов // – 2009. – Письма Астр. Ж. – Т.35(4). – С.279–285. 34. Уваров В.М. Возможный подход к проблеме возбуждения электрических полей и токов, обусловленных Ву компонентой ММП // Геомагнетизм и аэрономия. – 1981. – Т.21(1). – C.114-120. 35. Уваров В.М. Модель распределения электрического поля в ионосфере, обусловленного азимутальной компонентой ММП // Геомагнетизм и аэрономия. – 1982. – Т.22(2). – C.216-219. 36. Уваров В.М. Расчет электрических полей, обусловленных азимутальной компонентой ММП, для условий солнцестояния // Геомагнетизм и аэрономия. - 1983. - Т. 23, № 4. С.636-639. 37. Уваров В.М. Возбуждение электрических полей продольныим токами, обусловленных северной компонентой ММП // Геомагнетизм и аэрономия. – 1984. – Т.24(5). – С.840-842. 38. Уваров В.М., Лукьянова Р.Ю. Численное моделирование глобального распределения электрического потенциала, возбуждаемого DPY и MTS системами продольных токов для условий равноденствия и солнцестояния // Геомагнетизм и аэрономия. – 1999. – Т.39(3). – C.62-68. 39. Пудовкин М.И., Распопов О.М., Клейменова Н.Г. Возмущения электромагнитного поля Земли: Полярные магнитные возмущения. – Л.: ЛГУ, 1975. – T.1. – 219с. 40. Пудовкин, М.И., Семенов, В.С. Теория пересоединения и взаимодействие солнечного ветра с магнитосферной Земли. – М.: Наука, 1985. – 128с. 41. Самарский А.А., Николаев Е.С. Методы решения сеточных уравнений. – М.: Наука, 1978. – 592c. 42. Сафаргалеев В.В., Мальцев Ю.П. Генерация предварительного импульса и долговременных пульсаций во время SI // Геомагнетизм и аэрономия. – 1987. – T.27(2). – C.247-252. 43. Степанов А.Е., Гальперин Ю.И., Беген К., Серов А.А. Измерения крупномасштабных сгустков ионосферной плазмы в полярных широтах со спутника Ореол-3 // Космические исследования. – 1992. – Т.30. – C.534-540.
273
44. Фейнман Р., Лейтон Р., Сэндс М. Фейнмановские лекции по физике. – М.: Мир / пер. с англ., 1977. – Т.5. – 300с. 45. Хайнес К.О., Пэгхис И., Хартс Т.Р., Фейер Д.А. (ред.). Физика верхней атмосферы Земли. – Л.: Гидрометеоиздат / пер. с англ., 1971. – 406с. 46. Чечкин С.А. Основы геофизики. – Л.: Гидрометеоиздат, 1990. –. – 288с. 47. Abel G. A., Freeman M. P., Chisham G. IMF clock angle control of multifractality in ionospheric velocity fluctuations // Geophys. Res. Lett. – 2009. Vol.36. – L19102. – doi:10.1029/2009GL040336. 48. Aikio A. T., Pitkänen T., Kozlovsky A., Amm O. Method to locate the polar cap boundary in the nightside ionosphere and application to a substorm event // Ann. Geophys. – 2006. – Vol.24. – P.1905–1917. 49. Akasofu, S.I. Energy coupling between the solar wind and the magnetosphere // Space Sci. Rev. – 1981. – Vol.28. – P.121–190. 50. Alexeev I.I., Belenkaya E. S., Kalegaev V.V., Lyutov Yu.G. Electric fields and field-aligned current generation in the magnetosphere // J. Geophys. Res. – 1993. – Vol.92(A3). – P.4041–4051. 51. Alken P., Maus S. Relationship between the ionospheric eastward electric field and the equatorial electrojet // Geophys. Res. Lett. – 2010. – Vol.37. – L04104. – doi:10.1029/2009GL041989. 52. Ambrosino D., Amata E., Marcucci M.F., Coco I., Bristow W., Dyson P. Different responses of northern and southern high latitude ionospheric convection to IMF rotations: a case study based on SuperDARN observations // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.2423-2438. 53. Andreasen K.G. Reconstruction of past solar wind variations: Inversion of the geomagnetic response at Godhavn // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102(A4). – P.7025-7036. 54. Araki T. A physical model of geomagnetic sudden commencement, in SolarWind Sources of MagnetosphericUltra-Low-FrequencyWaves // Geophys. Monogr. Ser. / ed. by M.J. Engebretson, K. Takahashi, and M. Scholer. / AGU, Washington, D.C. – 1994. – Vol.81. – P.183– 200. 55. Atkinson G., Hatchinson D. Effect of day-night ionospheric conductivity on polar cap convective flow // J. Geophys. Res. – 1978. – Vol.83. – P.725-731. 56. Baker W. G., Martyn D. F. Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences – 1953. – Vol.246(913). – P.281-294. 57. Baker J., Clauer C., Ridley A., Papitashvili V., Brittnacher M., Newell P. The nightside poleward boundary of the auroral oval as seen by DMSP and the Ultraviolet Imager // J. Geophys. Res. – 2000. – Vol.105. – P.21267–21280. 58. Baker J. B. H., Greenwald R. A., Ruohoniemi J. M., Oksavik K., Gjerloev J. W., Paxton L. J., Hairston M. R. Observations of ionospheric convection from the Wallops SuperDARN radar at middle latitudes // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112. – A01303. – doi:10.1029/2006JA011982.
274
59. Balogh A., Smith E.J. Decrease in heliospheric magnetic flux in this solar minimum: Recent Ulysses magnetic field observations // Geophys. Res. Lett. – 2008. – Vol.35. – L22103. – doi: 10.1029/2008JL035345. 60. Beer J., Vonmoos M., Muscheler R. Solar variability over the past several millennia // Space Sci. Rev. – 2006. – Vol.125 (1-4). – P.67-79. 61. Bell J.T., Gussenhoven M.S., Mullen E.G. Super storms // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102(A7). – P.14189–14198. 62. Belova E., Kirkwood S., Tammet H. The effect of magnetic substroms on near-ground atmospheric currents // Ann. Geophys. – 2001. – Vol.18. – P.1623–1629. 63. Benkevich L., Lyatsky W. Cogger L.L. Field-aligned currents between the conjugate hemispheres // J. Geophys. Res. – 2000. – Vol.105. – P.27727–27737. 64. Bering III E.A., Few A.A., Benbrook J.R. The global electric circuit // Phys. Today. – 1998. – Vol.51. – P.24-30. 65. Blanc M., Richmond A.D. The ionospheric disturbance dynamo // J. Geophys. Res. – 1980. – Vol.85. – P.1669-1680. 66. Blank M. Magnetospheric convection effect at mid-latitudes. 1. Saint-Santin observations // J. Geophys. Res. – 1983. – Vol.88(A1). – P.211-223. 67. Blanchard G., Lyons L., Samson J., Rich F. Locating the polar cap boundary from observations of 6300 °A auroral emission // J. Geophys. Res. – 1995. – Vol.100. – P.7855–7862. 68. Bloxham J., Zatman S., Dumberry M. The origin of geomagnetic jerks // Nature. – 2002. – Vol.420. – P.65–68. 69. Boakes P.D., Milan S.E., Abel G.A., Freeman M.P., Chisham G., Hubert B., Sotirelis T. On the use of IMAGE FUV for estimating the latitude of the open/closed magnetic field line boundary in the ionosphere // Ann. Geophys. – 2008. – Vol.26. – P.2759–2769. 70. Borodkova N. L., Ryazantseva M. O., Richardson J., Zastenker G. N. Large and sharp changes of solar wind dynamic pressure and disturbances of the magnetospheric magnetic field at geosynchronous orbit caused by these variations // Cosmic Res. - 2006. - Vol.44(1). – P.1-9. 71. Borodkova N. L. Effect of large and sharp changes of solar wind dynamic pressure on the earths’s magnetosphere: analysis of several events // Cosmic Res. – 2010. – Vol.48(1). – P.43-57. 72. Borovsky J.E., Denton M.H. Differences between CME-driven storms and CIR-driven storms, // J. Geophys. Res. –2006. – Vol.111. – A07S08. – doi:10.1029/2005JA011447. 73. Boudouridis A., Zesta E., Lyons L.R., Anderson P.C., Lummerzheim D. The effect of solar wind pressure pulses on the size and strength of the auroral oval // J. Geophys. Res. – 2003. – Vol.108. – 8012. – doi:10.1029/2002JA009373. 74. Boyle C.B., Reiff P.H., Hairston M.R. Empirical polar cap potentials // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102. – P.111-125.
275
75. Burch J.L., Reiff P.H., Menietti J.D., Heelis R.A., Hanson W., Shawhan S.D., Shelley E.G., Sugiura M., Weimer D.R., Winningham J.D. IMF By – dependent plasma flow and Birkeland currents in the dayside magnetosphere. 1. Dynamics Expolrer observations // J. Geophys. Res. – 1985. – Vol.90. – P.1577-1593. 76. Burns G.B., Frank-Kamenetsky A.V., Troshichev O.A., Bering E.A., Reddell B.D. Interannual consistency of bi-monthly differences in diurnal variations of the ground-level, vertical electric field // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – D10106. – doi:10.1029/2004JD005469. 77. Burns G.B., Tinsley B.A., French W.J. R., Troshichev O.A., Frank-Kamenetsky A.V. Atmospheric circuit influences on ground-level pressure in the Antarctic and Arctic // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – D15112. – doi:10.1029/2007JD009618. 78. Byrne G.J., Benbrook J.R., Bering E.A., Few A.A., Morris G.A., Trabucco W.J., Paschal E.W. Ground-based instrumentation for measurements of atmospheric conduction current and electric field at the south pole // J. Geophys. Res. – 1993. – Vol.98(D2). – P.2611–2618. 79. Carbary J.F. A Kp-based model of auroral boundaries // Space Weather. – 2005. – Vol.3(10). – S10001. – doi: 10.1029/2005SW000162. 80. Carbary J., Sotirelis T., Newell P., Meng C.-I. Auroral boundary correlations between UVI and DMSP // J. Geophys. Res. – 2003. – Vol.108. – 1018. – doi:10.1029/2002JA009378. 81. Carlson H.C., Oksavik K., Moen J., Pedersen T. Ionospheric patch formation: Direct measurements of the origin of a polar cap patch // Geophys. Res. Lett. – 2004. – Vol.31. – L08806. – doi:10.1029/2003GL018166. 82. Carpenter L.A., Kirchhoff W.J.H. Comparison of high-latitude and mid-latitude ionospheric electric fields // J. Geophys. Res. – 1975. – Vol.80(13). – P.1810-1814. 83. Charbonneau P. Dynamo Models of the Solar Cycle. Living Reviews in Solar Physics 2 // Online Article. – 2005. – http://www.livingreviews.org/lrsp-2005-2. 84. Chau J.L., Fejer B.G., Goncharenko L.P. Quiet variability of equatorial E × B drifts during a sudden stratospheric warming event // Geophys. Res. Lett. – 2009. – Vol.36. – L05101. – doi:10.1029/2008GL036785. 85. Chau J.L., Goncharenko L.P., Fejer B.G., Liu H.-L. Equatorial and Low Latitude Ionospheric Effects During Sudden Stratospheric Warming Events // Space Sci. Rev. – 2012. – Vol.168 – P.385-417. 86. Chisham G., Freeman M. P., Sotirelis T. A statistical comparison of SuperDARN spectral width boundaries and DMSP particle precipitation boundaries in the nightside ionosphere // Geophys. Res. Lett. – 2004. – Vol.31. – L02804. – doi:10.1029/2003GL019074. 87. Chisham G., Lester M., Milan S.E., Freeman M.P., Bristow W.A. and 13 co-authors. A decade of the Super Dual Auroral Radar Network (SuperDARN): Scientific achievements, new techniques and future directions // Surveys in Geophysics. – 2007. – Vol.28. – P.33-109. 88. Chisham G., Freeman M.P., Abel G.A., Lam M.M., Pinnock M. and 7 co-authors. Remote sensing the spatial and temporal structure of magnetopause and magnetotail reconnection from the ionosphere // Rev. Geophys. – 2008. – Vol.46. – RG1004. – doi:10.1029/2007RG000233.
276
89. Christiansen F., Papitashvili V.O., Neubert T. Seasonal variations of high-latitude field-aligned current system inferred from Ørsted and Magsat observations // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A2). – doi:10.1029/ 2001JA900104. 90. Chylek P., Folland C.K., Lesins G., Dubey M.K. Twentieth century bipolar seesaw of the Arctic and Antarctic surface air temperatures // Geophys. Res. Lett. – 2010. – Vol.37. – L08703. – doi:10.1029/2010GL042793. 91. Clilverd M.A., Clark T.D.G., Clarke E., Rishbeth H., Ulich T. The causes of long-term changes in the aa index // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A12). – 1441. – doi:10.1029/2001JA000501. 92. Clilverd M.A., Clarke E., Ulich T., Linthe J., Rishbeth H. Reconstructing the long-term aa index // J. Geophys. Res. –2005. – Vol.110. – A07205. – doi:10.1029/2004JA010762. 93. Cliver E.W., Svalgaard L. The 1859 solar-terrestrial disturbance andthe current limits of extreme space weather activity // Solar Phys. – 2004. – Vol.224(1-2). – P.407-422. 94. Corney R.C., Burns G.B., Michael K., Frank_Kamenetsky A.V., Troshichev O.A., Bering E.A., Papitashvili V.O., Breed A.M., Duldig M.L. The influence of polar_cap convection on the geoelectric field at Vostok, Antarctica // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2003. – Vol.65. – P.345–357. 95. Cowley S.W.H., Morelli J.P., Lockwood M. Dependence of convective flows and particle precipitation in the high-latitude dayside ionosphere on the X and Y components of the interplanetary magnetic field // J. Geophys. Res. – 1991. – Vol.96. – P.5557–5564. 96. Cowley S.W.H., Lockwood M. Excitation and decay of solar wind-driven ows in the magnetosphere-ionosphere system // Ann. Geophys. – 1992. – Vol.10. – P.103-115. 97. Cowley S.W.H. Magnetosphere–ionosphere interactions: A tutorial review, in Magnetospheric Current Systems // Geophys. Mon., ed. by S.-I. Ohtani, R. Fujii, M. Hesse, and R. L. Lysak. / AGU – 2000. – Vol.118. – P.91–106. 98. Crooker N.U., Lazarus R.P., Lepping K.W., Ogilvie J.T., Steinberg A., et al. A two-stream, four-sector, recurrence pattern: Implications from WIND for the 22-year geomagnetic activity cycle // Geophys. Res. Lett. – 1996. – Vol.23(10). – P.1275–1278. 99. Crowley G., Ridley A.J, Deist D. et al., Transformation of high-latitude ionospheric F region patches into blobs during the March 21, 1990, storm // J. Geophys. Res. – 2000. – Vol.105(A3) – P.5215-5230. 100. Davis T.N., Sugiura M. Auroral electrojet activity index (AE) and its universal time variations // J. Geophys. Res. – 1966. – Vol.71(3). – P.785–801. 101. Davies J.A., Yeoman T.K., Rae I.J., Milan S.E., Lester M., McWilliams K.A., Lockwood M. Ground-based observations of the auroral zone and polar cap ionospheric responses to dayside transient reconnection // Ann. Geophys. – 2002. – Vol.20. – P.781-794. 102. de Abreu A.J., Fagundes P.R., Sahai Y., de Jesus R., Bittencourt J.A., and 6 co-authors Hemispheric asymmetries in the ionospheric response observed in the American sector during a intense geomagnetic storm // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A12312. – doi:10.1029/2010JA015661.
277
103. de Boer J.D., Noel1 J.-M.A., St.-Maurice J.-P. The effects of mesoscale regions of precipitation on the ionospheric dynamics, electrodynamics and electron density in the presence of strong ambient electric fields // Ann. Geophys. – 2010. – Vol.28. – P.1345–1360. 104. Deng Y., Huang Y.-S., Lei J., Ridley A.J., Lopez R., Thayer J. Energy input into the upper atmosphere associated with high-speed solar wind streams in 2005 // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A05303. – doi: 10.1029/2010JA016201. 105. Denton M.H., Borovsky J.E., Horne R.B., McPherson R L., Morley S.K., Tsurutani B.T. High-speed solar wind streams: A call for key research // Eos Trans. / AGU. – 2008. – Vol.89(7). – P.62. 106. Drob D.P., Emmert J.T., Crowley G., Picone J.M., Shepherd G.G., and 17 co-authors. An empirical model of the Earth's horizontal wind fields: HWM07 // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A12304. – doi:10.1029/2008JA013668. 107. Dremukhina L.A., Levitin A.E., Papitashvili V. Analytical representation of IZMEM model for near-real time prediction of electromagnetic weather // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 1998. – Vol.60(15). – P.1517-1529. 108. Dungey J.W. Interplanetary magnetic field and the auroral zones // Phys. Rev. Lett. – 1961. – № 6. – Р.47–48. 109. Elphinstone R., Jankowska K., Murphree J., Cogger L. The configuration of the auroral distribution for interplanetary magnetic field Bz northward. 1. IMF Bx and By dependencies as observed by the Viking satellite // J. Geophys. Res. – 1990. – Vol.95. – P.5791–5804. 110. Emery B.A., Coumans V., Evans D.S., Germany G.A., Greer M.S., and 4 co-authors. Seasonal, Kp, solar wind, and solar flux variations in long-term single-pass satellite estimates of electron and ion aurora hemispheric power // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A06311. – doi:10.1029/2007JA012866. 111. Emmert J.T., Fejer B.G., Shepherd G.G., Solheim B.H. Altitude dependence of middle and low-latitude daytime thermospheric winds measured by WINDII // J. Geophys. Res. – 2002. – 197(A12). – 1483. – doi:10.1029/2002JA009646. 112. Erlandson R.E., Zanetti L.J., Potemra T.A., Bythrow P. IMF By dependence of Region 1 Birkeland currents near noon // J. Geophys. Res. – 1988. – Vol.93. – P.9804-9816. 113. Iijima T., Potemra T.A. The amplitude distribution of field-aligned currents of northern high latitudes observed by Triad // J. Geophys. Res. – 1976a. – Vol.81(13). – P.2165-2174. 114. Iijima T., Potemra T. A. Field-aligned currents in the dayside cusp observed by Triad // J. Geophys. Res. – 1976b. – Vol.81(34). – P.5971-5979. 115. Iijima T., Shibaji T. Global characteristics of northward IMF associated (NBZ) field-aligned currents // J. Geophys. Res. – 1987. – Vol.92. – P.2408-2416.
278
116. Iijima T., Potemra T.A., Zanetti L.J., Bythrow P.F. Large-scale Birkeland currents in the dayside polar region during strongly northward IMF: A new Birkeland current system // J. Geophys. Res. – 1987. – Vol.89. – P.7441-7455. 117. Immel T.J., Sagawa E., England S.L., Henderson S.B., Hagan M.E., Mende S.B., Frey H.U., Swenson C.M., Paxton L.J. Control of equatorial ionospheric morphology by atmospheric tides // Geophys, Res. Lett. – 2006. – Vol.33. – L15108. – doi:10.1029/2006GL026161. 118. Immel T.J., Mende S.B., Hagan P., England S. Evidence of Tropospheric Effects on the Ionosphere // EOS Trans. / AGU. – Vol.90(9). – P.69–80. 119. Ivanov E.V., Obridko V.N., Shelting B.D. Meridional drifts of large-scale solar magnetic fields and meridional circulation // Proc. 10th European Solar Physics Meeting „Solar Variability: from Core to Outer Frontiers”, Prague, Czech Republic, 9-14 September 2002 (ESA SP-506, December 2002). – 2002. – P.851-854. 120. Fairfield D.H. Polar magnetic disturbances and the interplanetary magnetic field // in Space Res. VIII – 1967. – Vol.107. – North Holland Publishing Co. Amsterdam. 121. Fejer B.G. Low Latitude Ionospheric Electrodynamics // Space Sci. Rev. – 2011. – Vol.158(1). – P.145-166. 122. Fejer B.G., Spiro R.W., Wolf R.A., Foster J.C. Latitudinal variation of perturbation electric fields during magnetically disturbed periods: 1986 SUNDIAL observation and model results // Ann. Geophys. –1990. – Vol.8. – P.441– 454. 123. Fejer B.G., Emmert J.T. Low-latitude ionospheric disturbance electric field effects during the recovery phase of the 19– 21 October 1998 magnetic storm // J. Geophys. Res. – 2003. – Vol.108(A12). – 1454. – doi:10.1029/ 2003JA010190. 124. Feldstein Ya., Starkov G. Dynamics of auroral belt and polar geomagnetic disturbances // Planet. Space Sci. –1967. – Vol.15. – P.209-229. 125. Feldstein Ya. Electric fields and potential patterns in the high-latitude ionosphere for different situations in interplanetary space // Planet. Space Sci. – 1984. – Vol.32(7). – P.907-923. 126. Feldstein Ya.I., Levitin A.E. Solar wind control of electric fields and currents in the ionosphere // J. Geomag. Geoelectr. –1986. – Vol.38. – P.1143-1182. 127. Feldstein Y.I., Levitin A.E., Kozyra J.U., Tsurutani B.Т., Prigancova A., and 6 co-authors. Selfconsistent modeling of the large-scale distortions in the geomagnetic field during the 24-27 September 1998 major magnetic storm // J. Geophys. Res. –2004. – Vol.110(Al). – 1214. – 10.1029/2004JA010584. 128. Fillingim M.O., Parks G.K., Frey H.U., Immel T.J., Mende S.B. Hemispheric asymmetry of the afternoon electron aurora // Geophys. Res. Lett. – 2005. – Vol.32. – L03113. – doi:10.1029/2004GL021635. 129. Finlay C.C., Maus S., Beggan C.D., Bondar T.N., Chambodut A., and 29 co-authors. International Geomagnetic Reference Field: the eleventh generation // Geophys. J. Int. – 2010. – Vol.183(3). – P.1216-1230.
279
130. Fiori R.A.D., Boteler D.H., Koustov A.V., Haines G.V., Ruohoniemi J.M. Spherical cap harmonic analysis of Super Dual Auroral Radar Network (SuperDARN) observations for generating maps of ionospheric convection // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A07307. – doi:10.1029/2009JA015055. 131. Floyd L., Newmark J., Cook J., Herring L., McMullin D. Solar EUV - UV spectral irradiances and solar indices // J. Atmos. Sol. Terr. Phys. – 2005. – Vol.67. – P.3–15. 132. Foster J.C., An empirical electric field model derived from Chatanika radar data // J. Geophys. Res. – 1983. – Vol.88. – P.981-991. 133. Foster J.C., Holt J.M., Musgrove R.G., Evans D.S. Ionospheric convection associated with discrete levels of particle precipitation // Geophys. Res. Lett. – 1986. – Vol.13. – P.656-667. 134. Foster J.C., Vo H.B. Average characteristics and activity dependence of the subauroral polarization stream // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A12). – 1475. – doi:10.1029/2002JA009409. 135. Forbes J.M., Zhang X., Palo S., Russell J., Mertens C.J., Mlynczak M. Tidal variability in the ionospheric dynamo region // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A02310. – doi:10.1029/2007JA012737. 136. Forster M., Feldstein Y.I., Haaland S.E., Dremukhina L.A., Gromova L.I., Levitin A.E. Magnetospheric convection from Cluster EDI measurements compared with the ground-based ionospheric convection model IZMEM // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.3077–3087. 137. Frank L.A., Sigwarth, J.B. Simultaneous images of the northern and southern auroras from the Polar spacecraft: an auroral substorm // J. Geophys. Res. – 2003. – Vol.108. – 8015. – doi:10.1029/2002JA009356. 138. Frank_Kamenetsky A.V., Troshichev O.A., Burns G.B., Papitashvili V.O. Variations of the atmospheric electric field in the near_pole region related to the interplanetary magnetic field // J. Geophys. Res. – 2001. – V.106(A1). – P.179–190. 139. Freeman M.P., Farrugia C.J., Burlaga L.F., Hairston M.R., Greenspan M.E., Ruohoniemi J M., Lepping R.P. The interaction of a magnetic cloud with the Earth: Ionospheric convection in the northern and southern hemispheres for a wide variety of quasi-steady interplanetary magnetic field conditions// J. Geophys. Res. –1993. – Vol.98. – P.7633-7655. 140. Freeman M.P. A unified model of the response of ionospheric convection in changes to the interplanetary magnetic field // J. Geophys. Res. – 2003. – 108(A1). – 1024. – doi:10.1029/2002JA009385. 141. . Frey H.U., Mende S.B., Vo H.B., Brittnacher M., Parks G.K. Conjugate observation of optical aurora with polar satellite and ground-based cameras // Adv. Space Res. – 1999. – Vol.23(10). – P.1647-1652. 142. Friis-Christensen E., McHenry M.A., Clauer C.R., Vennerstrom S. Ionospheric convection vortices observed near the polar cleft: A triggered response to sudden changes in the solar wind // Geophys. Res. Lett. – 1988. – Vol.15. – P.253-261. 143. Fujii R., Iijima, T. Control of the ionospheric conductivities on large-scale Birkeland current intensities under geomagnetic quiet conditions // J. Geophys. Res. – 1987. – Vol.92. – P.4505-4515.
280
144. Fuller-Rowell T.J., Rees D., Quegan S., Moffett R.J., Codrescu M.V., Millward G.H. A coupled thermosphere-ionosphere CTIM // STEP Handbook of Ionospheric Models, ed. by R.W. Schunk, / Sci. Comm. on Sol. Terr. Phys. / NOAA / Boulder, Colo. – 1996. – P.217-238. 145. Fuller-Rowell T.J., Akmaev R.A., Wu F., Anghel A., Maruyama N., and 7 co-authors. Impact of terrestrial weather on the upper atmosphere // Geophys. Res. Lett. – 2008. – Vol.35. – L09808. – doi:10.1029/2007GL032911. 146. Fuller-Rowell T., Wu F., Akmaev R., Fang T.-W., Araujo-Pradere E. A whole atmosphere model simulation of the impact of a sudden stratospheric warming on thermosphere dynamics nd electrodynamics // J. Geophys. Res. –2010. – Vol.115. – A00G08. – doi:10.1029/2010JA015524. 147. Galperin, Y.I., V. N. Ponomarev, and A. G. Zosimova. Plasma convection in the polar ionosphere // Ann. Geophys. – 1974. – Vol.30. – P.1-7. 148. Gjerloev J., Hoffman R., Sigwarth J., Frank L. Statistical description of the bulge-type auroal substorm in the far ultraviolet // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112. – A07213. – doi:10.1029/2006JA012189. 149. Gibson S.E., Kozyra J.U., de Toma G., Emery B.A., Onsager T., Thompson B J. If the Sun is so quiet, why is the Earth ringing? A comparison of two solar minimum intervals // J. Geophys. Res. – 2009. – Vol.114. – A09105. – doi:10.1029/2009JA014342. 150. Gnevyshev M.N. Essential features of the 11-year solar cycle // Solar Phys. – 1977. – Vol.51. – P.175–183. 151. Goncharenko L., Zhang S.-R. Ionospheric signatures of sudden stratospheric warming: Ion temperature at middle latitude // Geophys. Res. Lett. – 2008. – Vol.35(21). – L21103. – doi: 10.1029/2008GL035684. 152. Goncharenko L.P., Chau J.L., Liu H.-L., Coster A.J. Unexpected connections between the stratosphere and ionosphere // Geophys. Res. Lett. – 2010. – Vol.37(10). – L10101. – doi: 10.1029/2010GL043125. 153. Green D.L., Waters C.L., Anderson B.J., Korth H. Seasonal and interplanetary magnetic field dependence of the field-aligned currents for both Northern and Southern Hemispheres // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.1701-1715. 154. Greenwald R.A., Baker K.B., Dudeney J.R., Pinnock M., Jones T.B., and 13 co-authors. DARN/SuperDARN: A global view of the dynamics of high-latitude convection // Space Sci. Rev. – 1995. – Vol.71. – P.761-796. 156. Grocott A., Cowley S.W.H., Sigwarth J.B. Ionospheric flow during extended intervals of northward but By-dominated IMF // Ann. Geophys. – 2003. – Vol.21. – P.509-538. 157. Grocott A., Badman S.V., Cowley S. W.H., Yeoman T.K., Cripps P.J. The influence of IMF By on the nature of the nightside high-latitude ionospheric flow during intervals of positive IMF Bz // Ann. Geophys. – 2004. – Vol.22. – P.1755-1764.
281
158. Grocott A., Yeoman T.K., Milan S.E., Cowley S.W. H. Interhemispheric observations of the ionospheric signature of tail reconnection during IMF-northward non-substorm intervals // Ann. Geophys. – 2005. – Vol.23. – P.1763-1770. 159. Gurevich A.V., Krylov A.L., Tsedilina E.E. Electric fields in the Earth’s magnetosphere and ionosphere // Space Sci. Rev. – 1976. – Vol.19(1). – P.59-160. 160. Haraguchi K., Kawano H., Yumoto K., et al., Ionospheric conductivity dependence of dayside region-0, 1, and 2 field-aligned current systems: statistical study with DMSP-F7 // Ann. Geophys. – 2004. – Vol.22. – P.2775–2783. 161. Hardy D.A., Gussenhoven M.S., Raistrick R., McNeil W.J. Statistical and functional representations of the pattern of auroral energy flux, number flux, and conductivity // J. Geophys. Res. – 1987. – Vol.92. – P.12275–12294. 162. Harrison R.G. The global atmospheric electric circuit and climate // Survey Geophys. – 2005. – Vol.25. – P.441-484. 163. Hathaway D.H. Solar cycle forecasting // Space Sci. Rev. – 2008. – Vol.144. –P.401-417. 164. Hays P.B., Roble, R.G. A quasi-static model of global atmospheric electricity: 1. The lower atmosphere // J. Geophys. Res. – 1979. – Vol.84. – P.3291-3305. 165. Hedin A.E., et al. Revised global model of thermospheric winds using satellite and ground-based observations // J. Geophys. Res. – 1991. – Vol.96. – P.7657–7688. 166. Hedin, A.E., Spencer N.W., Killeen T.L. Empirical global model of upper thermosphere winds based on Atmosphere and Dynamics Explorer satellite data // J. Geophys. Res. – 1988. – Vol.93. – P.9959– 9978. 167. Heelis R.A., Lowell J.K., Spiro R.W. A model of the high-latitude ionospheric convection pattern // J. Geophys. Res. – 1982. – Vol.87(A8). – P.6339-6345. 168. Heppner J.P. High-latitude electric fields and modulations related to interplanetary magnetic field parameters // Radio Sci. – 1973. – Vol.8. – P.933-948. 169. Heppner J.P., Maynard N.C. Empirical high-latitude electric field model // J. Geophys. Res. – 1987. – Vol.92(A5). – P.4467-4489. 170. Hill R.D. Spherical capacitor hypothesis of the Earth’s electric field // Pure Applied Geophys. – 1971. – Vol.84. – P.67-75. 171. Holzer R.E., Saxon D.S. Distribution of electrical conduction currents in the vicinity of thunderstorms // J. Geophys. Res. –1952. – Vol.57(2). – P.207–216. 172. Horne R.B., Thorne R.M. Potential waves for relativistic electron scattering and stochastic acceleration during magnetic storms // Geophys. Res. Lett. – 1998. – Vol.25. – P.3011-3014. 173. Hubert B., Milan S., Grocott A., Blockx C., Cowley S., Gerard J.-C.: Dayside and nightside reconnection rates inferred from IMAGE FUV and Super Dual Auroral Radar Network data // J. Geophys. Res. – 2006. – Vol.111. – A03217. – doi:10.1029/2005JA011140.
282
174. Huang C.-S., Forster J.C., Holt J.M. Westward plasma drift in the auroral oval // Geophys. Res. Lett. – 2001. – Vol.2. – P.377-380. 175. Huang, C., Sazykin S., Spiro R., Goldstein J. Crowley G., Ruohoniemi J. M. Storm-time penetration electric fields and their effects // Eos Trans. AGU. – 2006. – Vol.87(13). – P.131. 176. Huang C.Y., Burke W.J., Lin C.S. Two observed consequences of penetration electric fields // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2009. – Vol.31 – P.1614-1622. 177. Hulot G., Finlay C.C., Constable C., Olsen N., Mandea M. The Magnetic Field of Planet Earth // Space Sci. Rev. – 2010. – Vol.152(1-4). – P.159-222. 178. Hurtaud Y., Peymirat C., Richmond A.D. Modeling seasonal and diurnal effects on ionospheric conductances, region-2 currents, and plasma convection in the inner magnetosphere // J. Geophys. Res. –2007. – Vol.112. – A09217. – doi:10.1029/2007JA012257. 179. Kikuchi T., Ebihara Y., Hashimoto K.K., Kataoka R., Hori T., Watari S., Nishitani N. Penetration of the convection and overshielding electric fields to the equatorial ionosphere during a quasiperiodic DP 2 geomagnetic fluctuation event // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A05209. – doi:10.1029/2008JA013948. 180. Khan H., Cowley S.W.H. Observations of the response time of highlatitude ionospheric convection to variations in the interplanetary magnetic field using EISCATand IMP-8 data // Ann. Geophys. – 1999. – Vol.17. – P.1306– 1335. 181. Jarvis M.J. Observed tidal variation in the lower thermosphere through the 20th century and the possible implication of ozone depletion // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A04303. – doi:10.1029/2004JA010921. 182. Johnsen M.G., Lorentzen D. A. A statistical analysis of the optical dayside open/closed field line boundary // J. Geophys. Res. – 2012. – Vol.117. – A02218. – doi:10.1029/2011JA016984. 183. Kamide Y., Matsushita S., Simulation studies of ionospheric electric fields and currents in relation to field-aligned currents. 1. Quiet periods // J. Geophys. Res. –1979. – A84(8). – P.4083-4098. 184. Kan, J.R., Lee L.C. Energy coupling function and solar wind-magnetosphere dynamo // Geophys. Res. Lett. – 1979. – Vol.6. – P.577. 185. Kabin, K., Rankin R., Rostoker G., Marchand R., Rae I.J., et al. Open-closed field line boundary position: A parametric study using an MHD model // J. Geophys. Res. – 2004. – Vol.109. – A05222. – doi:10.1029/2003JA010168. 186. Kaplan E. (Ed.). Understanding GPS: Principles & Applications. - Artech House Publishers / Boston London, 1996. – 554p. 187. Kauristie K., Statistical fits for auroral oval boundaries during the substorm sequence // J. Geophys. Res. – 1995. – Vol.100(A11). – P.21885-21895. 188. Kauristie K., Weygand J., Pulkkinen T., Murphree J., Newell P. Size of the auroral oval: UV ovals and precipitation boundaries compared // J. Geophys. Res. – 1999. – Vol.104. – P.2321–2331.
283
189. Knipp D.J., et al. Ionospheric convection response to slow, strong variations in a northward interplanetary magnetic field: A case study for January 14, 1988 // J. Geophys. Res. – 1993. – Vol.98(A11). – P.19273-19292. 190. Knipp D.J., Lin C.-H., Emery B.A., Ruohoniemi J.M., Rich F.J., Evans D.S. Hemispheric asymmetries in ionospheric electrodynamics during the solar wind void of 11 May 1999 // Geophys. Res. Lett. – 2000. – Vol.27(24). – P.4013-4016. 191. Kosch M.J., Anderson C., Yiu H.-C.I., Kellerman A.C., Makarevich R.A., et al. First observations of simultaneous interhemispheric conjugate high-latitude thermospheric winds // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A09328. – doi:10.1029/2009JA015178. 192. Korth H., Anderson B.J., Waters C.L. Statistical analysis of the dependence of large-scale Birkeland currents on solar wind parameters // Ann. Geophys. – 2010. – Vol.28. – P.515–530. 193. Kozlovsky A., Kangas J. Characteristics of the post-noon auroras inferred from EISCAT radar measurements // J. Geophys. Res. – 2001. – Vol.106. – P. 1817-1834. 194. Kozlovsky A., Safargaleev V., Jussila J., Koustov A. Pre-noon high-latitude auroral arcs as a manifestation of the interchange instability // Ann. Geophys. – 2003. – Vol.21. – P.2303-2314. 195. Kozlovsky A., Turunen T., Koustov A., Parks G. IMF By effects in the magnetospheric convection on closed magnetic field lines // Geophys. Res. Lett. – 2003. – Vol.30(24). – P.2261. – doi:10.1029/2003GL018457. 196. Kozlovsky A., Shalimov S., Koustov A.V., Lukianova R., Turunen T. Dependence of spectral width of ionospheric F region HF echoes on electric field // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A07302. – doi:10.1029/2011JA016804. 197. Krivova N.A., Balmaceda L., Solanki S.K. Reconstruction of solar total irradiance since 1700 from the surface magnetic flux // Astron. Astrophys. – 2007. – Vol.467. – P.335–346. 198. Kruglov A.A., Frank_Kamenetsky A.V., Burns G., French J., Morozov V.N. On the connection between variations of atmospheric electric field as measured at ground surface in the Central Antarctica and ionospheric potential // Proc. 33d Annual Seminar “Physics of Auroral Phenomena”, Apatity, March 2–5. – 2010. 199. Kurihara J., Ogawa Y., Oyama S., Nozawa S., Tsutsumi M., et al. Links between a stratospheric sudden warming and thermal structures and dynamics in the high-latitude mesosphere, lower thermosphere, and ionosphere // Geophys. Res. Lett. – 2010. – Vol.37. – L13806. – doi:10.1029/2010GL043643. 200. Kustov A.V., Papitashvili V.O., Sofko G., Schiffer A., Feldstein Ya., et al. Dayside ionospheric plasma convection, electric fields, andfield-alignedcurrents derived from the SuperDam radar observations and predicted by the IZMEM model // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102(Al). – P.24057-24067. 201. Laundal K.M., Ostgaard N. Asymmetric auroral intensities in the Earth’s Northern and Southern hemispheres // Nature. Letters. – 2009 – Vol.460 / 23 July 2009 – doi:10.1038/nature08154.
284
202. Laundal K.M., Østgaard N., Snekvik K., Frey H.U. Interhemispheric observations of emerging polar cap asymmetries // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A07230. – doi:10.1029/2009JA015160. 203. Le H., Liu L., Yue X., Wan, W. The ionospheric behavior in conjugate hemispheres during the 3 October 2005 solar eclipse // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.179-184. 204. Lee D.-Y., Lyons L.R., Reeves G.D. Comparison of geosynchronous energetic particle flux responses to solar wind dynamic pressure enhancements and substorms // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A09213. – doi:10.1029/2005JA011091. 205. Lee D.-Y., Lyons L.R., Weygand J.M., Wang C.-P. Reasons why some solar wind changes do not trigger substorms // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112. – A06240. doi:10.1029/2007JA012249. 206. Lee D.Y., Ohtani S., Lee J.H. On the poleward boundary of the nightside auroral oval under northward interplanetary magnetic field conditions // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A08204. – doi:10.1029/2009JA014906. 207. Lee C. O., Luhmann J.G., Zhao X.P., Liu Y., Riley P., et al. Effects of the weak polar fields of solar cycle 23: Investigation using OMNI for the STEREO mission period // Solar Phys. – 2009. – Vol.256. –P.345-351. 208. Lefevre L. Clette F. A global small sunspot deficit at the base of the index anomalies of solar cycle 23 // Astron. Astrophys. – 2011. – Vol.536. – L11. – doi:10.1051/0004-6361/201118034. 209. Lei J., Thayer J.P. Forbes J.M., Sutton E.K., Nerem R.S., Temmer M., Veronig A.M., Global thermospheric density variations caused by high-speed solar wind streams during the declining phase of solar cycle 23 // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A11303. – doi:10.1029/2008JA013433. 210. Leighton R. A Magneto-Kinematic Model of the Solar Cycle // The Astrophys. J. – 1969. – Vol.156. – P.1-26. 211. Lehtinen M.S., Huuskonen A. General incoherent scatter analysis and GUISDAP // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 1996. – Vol.58. – P.435-452. 212. Leontyev S.V., Lyatsky W.B. Electric field and currents connected with Y-component of interplanetary magnetic field // Planet. Space Sci. – 1974. – Vol.2. – P.811–819. 213. Lester M., Milan S.E., Provan G., Wild J.A. The impact of solar wind magnetosphere coupling on the ionosphere // Space Sci. Rev. – 2006. – Vol.124(1-4) – P.117-130. 214. Levitin, A.E., Afonina R.G., Belov B.A., Feldstein Y.I. Geomagnetic variations and field-aligned currents at northern high-latitudes and their relations to solar wind parameters // Philos. Trans. R. Soc. London, Ser. A, – 1982. – Vol.304. – P.253. 215. Li X., Baker D.N., Elkington S. et al. Energetic particle injections in the inner magnetosphere as a response to an interplanetary shock // J. Atmos. Solar-Terrs. Phys. – 2003. – Vol.65. – P.233-244.
285
216. Liou K., Newell P.T. On the azimuthal location of auroral breakup: hemispheric asymmetry // Geophys. Res. Lett. – 2010. – Vol.37. – L23103. – doi:10.1029/2010GL045537. 217. Liu H., Luhr H., Henize V., Kohler W. Global distribution of the thermospheric total mass density derived from CHAMP // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110(A4). – P.301. doi:10.1029/2004JA010741. 218. Livingston W., Penn M.J. Are sunspots different during this solar minimum? // EOS Trans. AGU. – 2009. – Vol.90(30) / 28 July. – P.257–264. 219. Lockwood M., Sandholt P.E., Cowley S.W.H., Oguti T. Interplanetary magnetic field control of dayside auroral activity and the transfer of momentum across the dayside magnetopause // Planet. Space Sci. – 1989. – Vol.37. – P.1347–1365. 220. Lockwood M., et al. The rise and fall of open solar flux during the current grand solar maximum // Astrophys. J. – 2009. – Vol.700. – P.937. – doi:10.1088/0004-637X/700/2/937. 221. . Longden N., Chisham G., Freeman M.P., Abel G.A., Sotirelis T. Estimating the location of the open-closed magnetic field line boundary from auroral images // Ann. Geophys. – 2010. – Vol.28. – P.1659–1678. 222. Lu G., Reiff P.H., Hairston M.R., Heelis R.A., Karty J.L. Distribution of convection potential around the polar cap boundary as a function of the interplanetary magnetic field // J. Geophys. Res. – 1989. – Vol.94(A10). – P.13447-13461. 223. Lu G., Emery B.A., Reiff P.H., de la Beaujardiere O., Rich F.J., and 15 co-authors. Interhemispheric asymmetry of the high-latitude ionospheric convection pattern // J. Geophys. Res. – 1994. – Vol.99. – P.6491-6510. 224. Lu G., Mlynczak M.G., Hunt L.A., Woods T.N., Roble R.G. On the relationship of Joule heating and nitric oxide radiative cooling in the thermosphere // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A05306. – doi:10.1029/2009JA014662. 225. Luan X., Wang W., Burns A., Solomon S., Zhang Y., Paxton L.J. Seasonal and hemispheric variations of the total auroral precipitation energy flux from TIMED/GUVI // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A11304. – doi:10.1029/2009JA015063. 226. Luhmann J.G., Lee C.O., Li Y., Arge C.N., Galvin A.B., et al. Solar wind sources in the late declining phase of cycle 23: effects of the weak solar polar field on high speed streams // Solar Phys. – 2009. – Vol.256. – doi:10.1007/s11207-009-9354-5. 227. Lukianova R. Convection systems in the dayside polar cap produced by various patterns of the cusp FACs // Phys. Chem. Earth. – 1997. – Vol.22(7-8). – P.751-756. 228. Lukianova R., Troshichev O.A., Galperin Y.I., Jorjio N.V. Reconstruction of the FAC structure along spacecraft trajectory with regard for edge effects of current sheets // Int. J. Geomag. Aeronomy. – 2001. – Vol.2(3). – P.159-172. 229. Lukianova R., Kozlovsky A. IMF By effects in the plasma flow at the polar cap boundary // Ann. Geophys. – 2011. – Vol.29. – P.1305-1315.
286
230. Lukianova R., Christiansen F. Modeling of the global distribution of ionospheric electric fields based on realistic maps of field-aligned currents // J. Geophys. Res. – 2006. – Vol.111. – A03213. – doi:10.1029/2005JA011465. 231. Luhr H., Hausler K., Stolle C. Longitudinal variation of F region electron density and thermospheric zonal wind caused by atmospheric tides // Geophys. Res. Lett. – 2007. – Vol.34. – L16102. – doi:10.1029/2007GL030639. 232. Lyatskaya S., Lyatsky W. Khazanov G.V. Relationship between substorm activity and magnetic disturbances in the two polar caps // Geophys. Res. Lett. – 2008. – Vol.35. – L20104. – doi:10.1029/2008GL035187. 233. Lyatsky W., Tan A., Lyatskaya S. Monitoring the auroral electrojet from polar cap stations // J. Geophys. Res. – 2006. – Vol.111. – A07202. – doi:10.1029/2004JA010989. 234. Lyons L.R., Zesta E., Samson S.C., Reeves G.D. Auroral disturbances during the January 10, 1997 magnetic storm // Geophys. Res. Lett. – 2000. – Vol.27. – P.3237-3240. 235. Lyons L.R., Lee D.-Y., Wang C.-P., Mende S. Global auroral responses to abrupt solar wind changes: Dynamic pressure, substorm, and null events // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A08208. – doi:10.1029/2005JA011089. 236. Lyons L. R., Lee D.-Y., Zou S., Wang C.-P., Kozyra J.U., Weygand J.M., Mende S.B. Dynamic pressure enhancements as a cause of large-scale stormtime substorms // J Geophys Res. – 2008. – Vol.113. –A08215 – doi:10.1029/2007JA012926. 237. Makarov V.I., Tlatov A.G., Sivaraman K.R. Does the Poleward Migration Rate of the Magnetic Fields Depend on the Strength of the Solar Cycle? // Solar Phys. – 2001. – Vol.202(1). – P.11-26. 238. Markson R., Price C. Ionospheric potential as a proxy index for global temperatures // Atmos. Res. – 1999. – Vol.51. – P.309-314. 239. Markson R. The global circuit intensity: its measurement and variation over the last 50 years // Bull. Am. Met. Soc. – 2007. – Vol.88. – P.223–241. 240. Martini D., Mursula K. Centennial geomagnetic activity studied by a new, reliable long-term index // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2008. – Vol.70. – P.1074– 1087. 241. Mayaud P.N. The aa indices: A 100-year series characterizing the magnetic activity // J. Geophys. Res. – 1972. – Vol.77. – P.6870–6874. 242. McDonald S.E., Dymond K.F., Summers M.E. Hemispheric asymmetries in the longitudinal structure of the low-latitude nighttime ionosphere // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A08308. – doi:10.1029/2007JA012876. 243. McFadden J.P, Carlson C.W., Ergun R.E. Microstructure of the auroral acceleration region as observed by FAST // J. Geophys. Res. – 1999. – Vol.104(A7). – P.14453-14480. 244. McComas D.J., Ebert R.W., Elliott H.A., Gosling J.T., Schwadron N.A., Skoug R.M. Weaker solar wind from the polar coronal holes and the whole Sun // Geophys. Res. Lett. – 2008. – Vol.35. – L18103. – doi:10.1029/2008GL034896.
287
245. McPherron R.L., Weygand J.M., Hsu T.-S. Response of the Earth’s magnetosphere to changes in the solar wind // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2008. – Vol.70(2-4). – P.303–315. 246. Mende S.B., Heetderks H., Frey H.U., Lampton M., Geller S.P., (and 10 co-authors) Far ultraviolet imaging from the IMAGE spacecraft. 1. System design // Space Sci. Rev. – 2000. – Vol.91(1–2). – P.243–270. 247. Meurant M., Gerard J. C., Hubert B., Coumans V., Shematovich V.I., et al. Characterization and dynamics of the auroral electron precipitation during substorms deduced from IMAGE-FUV // J. Geophys. Res. – 2003. – 108(A6). – 1247. – doi:10.1029/2002GA009685. 248. Milan S.E., Lester M., Greenwald R.A., Sofko G. The ionospheric signature of transient dayside reconnection and associated pulsed convection return flow // Ann. Geophys. – 1999. – Vol.17. – P.1166-1171. 249. Milan S.E., Lester M., Cowley S.W.H., Oksavik K., Brittnacher M., Greenwald R.A., Sofko G., Villain, J.-P. Variations in the polar cap area during two substorm cycles // Ann. Geophys. – 2003. – Vol.21. – P.1121–1140. 250. Mishin V.M. The magnetogram inversion technique and some applications // Space Sci. Rev. – 1990. – Vol. 53(83). – P.163. 171. 251. Mishin V.M. The magnetogram inversion technique: applications to the problem of magnetospheric substorms // Space Sci. Rev. – 1991. – Vol.57. – P.237-337. 252. Mishin V., Bazarzhapov A., Saifudinova T., Lunyushkin S., Shirapov S.S., et al. Different methods to determine the polar cap area // J. Geomagn. Geoelectr. – 1992. – Vol.44. – P.1207-1214. 253. Mishin V.M., Block L.P., Bazarzhapov A.D., Saifudinova T. I., Lunvushkin S. B., et al. A study of the CDAW 9C substorm of May 1986 using magnetogram inversion technique and a substorm scenario with two active phases // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102(A9). – P.19845-19859. 254. Mishin V.M., Saifudinova T.I., Bazarzhapov A.D., Russell C.T., Baumjohann W., et al Two distinct substorm onsets // J. Geophys. Res. – 2001. – Vol.106(A7). – P.13105–13118. 255. Mishin V.M., Forster M., Kurikalova M.A., Mishin V.V. The generator system of field-aligned currents during the April 06, 2000, Superstorm // Adv. Space Res. – 2011. – Vol.48. – P.1172–1183. 256. Moretto T., Ridley A.J., Engebretson M.J., Rasmussen O., High-latitude ionospheric response to a sudden impulse event during northward IMF conditions // J. Geophys. Res. – 2000. – Vol.105(A2). – P.2521-2531. 257. Motoba T., Hosokawa K., Sato N., Kadokura A., Bjornsson G. Varying interplanetary magnetic field By effects on interhemispheric conjugate auroral features during a weak substorm // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A09210 – doi:10.1029/2010JA015369.
288
258. Murr D.L., Hughes W.J. Reconfiguration timescales of ionospheric convection // Geophys. Res. Lett. – 2001. – Vol.28. – P.2145–2148. 259. Mursula K., Martini D., Karinen A. Did open solar magnetic field increase during the last 100 years? A reanalysis of geomagnetic activity // Solar Phys. – 2004. – Vol.224. – P.85– 94. 260. Namgaladze A.A., Korenkov Yu.N., Klimenko V.V., Karpov I.V., Bessarab F.S., et al. Global model of the thermosphere- ionosphere- protonosphere system // Pure Applied Geophys. – 1988. – Vol.127(2-3). – P.219-254. 261. Namgaladze A.A., Martynenko O.V., Namgaladze A.N. Global model of the upper atmosphere with variable latitudinal integration step // Int. J. Geomag. Aeronomy. – 1998. – Vol.1(1) – P.53-58. 262. Neubert T., Mandea M., Hulot G., von Frese R., Primdahl F., et al. Ørsted Satellite Captures High-Precision Geomagnetic Field Data // EOS. Trans. AGU. – 2001. – Vol.82(7).– P.81-88. 263. Newnham D.A., Espy P.J., Clilverd M.A., Rodger C.J., Seppälä A., et al. Direct observations of nitric oxide produced by energetic electron precipitation in the Antarctic middle atmosphere // Geophys. Res. Lett. –2011. – Vol.38(20). – L20104. – doi:10.1029/2011GL049199. 264. Newell P.T., Feldstein Y.I., Galperin Y.I., Meng, C.-I. Morphology of nightside precipitation // J. Geophys. Res. – 1996. – Vol.101. – P.10737–10748. 265. Newell P., Xu, D., Meng, C.-I., Kivelson, M. Dynamical polar cap: A unifying approach, J. Geophys. Res., 102, 127–139, 1997. 266. Newell P., Meng C.-I., Wing S. Relation to solar activity of intense aurorae in sunlight and darkness // Nature. – 1998. – Vol.393. – P.342–344. 267. Newell P.T., Sotirelis T., Skura J.P., Meng C.-I., Lyatsky W. Ultraviolet insolation drives seasonal and diurnal space weather variations // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A10). – 1305. – doi:10.1029/2001JA000296. 268. Nishida A. Interplanetary origin of electric fields in the magnetosphere // Cosmic Electrodyn. – 1971. – V.2. – P.350–374. 269. Ohtani S., Higuchi T. Four-sheet structures of dayside field-aligned currents: Statistical study // J. Geophys. Res. – 2000. – Vol.105. – P.25317–25324. 270. Ohtani S., Potemra T. A., Newell P. T., Zanetti L. J., Iijima T., et al. Simultaneous prenoon and postnoon observations of three field-aligned current systems from Viking and DMSP-F7 // J. Geophys. Res. – 1995a. – Vol.100. – P.119–136. 271. Ohtani S., Potemra T.A., Newell P. T., Zanetti L. J., Iijima T., et al. Four large-scale field-aligned current systems in the dayside high-latitude region // J. Geophys. Res. – 1995b. – Vol.100. – P.137–153.
289
272. Olson D.E. The evidence for auroral effects on atmospheric electricity // Pure Applied Geophys. – 1971. – Vol.84. – P.118–138. 273. Ostgaard N., Mende S.B., Frey H.U., Sigwarth J.B. Simultaneous imaging of the reconnection spot in the opposite hemispheres during northward IMF // Geophys. Res. Lett. – 2005. – Vol.32. – L21104. – doi:10.1029/2005GL024491. 274. Ostgaard N., Mende S.B., Frey H.U., Immel T.J., Frank L.A., et al. Interplanetary magnetic field control of the location of substorm onset and auroral features in the conjugate hemispheres // J. Geophys. Res. – 2004. – Vol.109. – A07204. – doi:10.1029/2003JA010370. 275. Ostgaard N., Tsyganenko N.A., Mende S.B., Frey H.U., Immel T.J., et al. Observations and model predictions of substorm auroral asymmetries in the conjugate hemispheres // Geophys. Res. Lett. –2005. – Vol.32. – L05111. – doi:10.1029/2004GL022166. 276. Ostgaard N. et al. Observations and model predictions of auroral substorm asymmetries in the conjugate hemispheres // Geophys. Res. Lett. – 2005. – Vol.32. – L05111. – doi:10.1029/2004GL022166. 277. Østgaard N., Mende S.B., Frey H U., Sigwarth J.B., Åsnes A., Weygand J.M. Auroral conjugacy studies based on global imaging //J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2007. – Vol.69(3). – P.249-255. 278. Ostgaard N., Snekvik K., Borg A.L., Asnes A., Pedersen A., et al. Can magnetotail reconnection produce the auroral intensities observed in the conjugate ionosphere? // J. Geophys. Res. – 2009. – Vol.114. – A06204. – doi:10.1029/2009JA014185. 279. Overland J., Turner J., Francis J., Gillett N., Marshall G., Tjernstrom M. The Arctic and Antarctic: Two Faces of Climate Change // EOS Trans. AGU. – 2008. – Vol.89(19) – P.177–184. 280. Papitashvili V.O., Belov B.A., Faermark D.S., Feldstein Y.I., Golyshev S.A., Gromova L.I., Levitin A. E. Electric potential patterns in the northern and southern polar regions parameterized by the interplanetary magnetic field // J. Geophys. Res. – 1994. – Vol.99(A7). – P.13251- 13262. 281. Papitashvili V.О., Clauer C.R., Levitin A.E., Belov B.A. Relationship between the observed and modeled modulation of the dayside ionospheric convection by the IMF By component // J. Geophys. Res. – 1995. – Vol.100(A5). – P.7715-7722. 282. Papitashvili V.O., Rich F.J., Heinemann M.A., Hairston M.R. Parameterization of the DMSP ionospheric electrostatic potentials by the interplanetary magnetic field strength and direction // J. Geophys. Res. – 1999. – Vol.104(A1). – P.177-184. 283. Papitashvili V.O., Christiansen F., Neubert T. A new model of field-aligned currents derived from high-precision satellite magnetic field data // Geophys. Res. Lett. – 2002. – Vol.29(14). – 1683. – doi:10.1029/2001GL014207. 284. Papitashvili V.O., Rich F.J. High-latitude ionospheric convection models derived from Defense Meteorological Satellite Program ion drift observations and parameterized by the interplanetary magnetic field strength and direction // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A8). – 1198. – doi:10.1029/2001JA000264. 285. Park C.G. Downward mapping of high_latitude ionospheric electric fields to the ground // J. Geophys. Res. – 1976. – Vol.81. – P.168–176.
290
286. Parker, E.N. Hydromagnetic dynamo models // The Astrophys. J. – 1955. – Vol.122. – P.293–314. 287. Parkinson M.L., Pinnock M., Wild J.A., Lester M., Yeoman T. K., et al. Interhemispheric asymmetries in the occurrence of magnetically conjugate sub-auroral polarisation streams // Ann. Geophys. – 2005. – Vol.23. – P.1371–1390. 288. Patel V.L. Sudden Impulses in the Geomagnetotail // J. Geophys. Res. – 1968. – Vol.73(11). – P.3407–3419. 289. Pedatella N.M., Forbes J.M. Evidence for stratosphere sudden warming-ionosphere coupling due to vertically propagating tides // Geophys. Res. Lett. –2010. – Vol.37. – L11104. – doi: 10.1029/2010GL043560. 290. Pedatella N.M., Forbes J.M. Electrodynamic response of the ionosphere to high-speed solar wind streams // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A12310. – doi: 10.1029/2011JA017050. 291. Petrukovich A.A. Dipole tilt effects in plasma sheet By: statistical model and extreme values // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.1343-1352. 292. Petrukovich A.A. Origins of plasma sheet By // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A07217. – doi:10.1029/2010JA016386. 293. Pettigrew E.D., Shepherd S.G., Ruohoniemi J.M. Climatological patterns of high-latitude convection in the Northern and Southern hemispheres: Dipole tilt dependencies and interhemispheric comparisons // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A07305. – doi:10.1029/2009JA014956. 294. Peymirat C., Fontaine D. Relationships between field-aligned currents and convection observed by EISCAT and implications concerning the mechanism that produces region-2 currents: Statistical study // Ann. Geophys. – 1994. – Vol.12. – P.304-315. 295. Peymirat C., Fontaine D., Polar cap convection patterns inferred from EISCAT observations // Ann. Geophys. – 1997. – Vol.15. – P.403-411. 296. Pudovkin M.I., Zaitseva S.I. DPY_field-aligned currents and intensity of the By IMF penetrated into the magnetotail // Planet. Space Sci. – 1993. – Vol.41(5). – P.405–408. 297. Qian L., Solomon S.C, Kane T.J., Seasonal variation of thermospheric density and composition // J. Geophys. Res. – 2009. – Vol.114. – A01312. – doi:10.1029/2008JA013643. 298. Reigber Ch., Luehr H. Schwintzer P. CHAMP Mission Status // Adv. Space Res. – 2002. – Vol.30(2). – P.129-134. 299. Rich F.J., Hairston M. Large-scale convection patterns observed by DMSP // J. Geophys. Res. – 1994. – Vol.99(A3). – P.3827-3844. 300. Richmond A.D., Kamide Y. Mapping electrodynamic features of the high�latitude ionosphere from localized observations: Technique // J. Geophys. Res. – 1988. – Vol.93(A6). – P.5741-5759. 301. Richmond A. D. Modeling the ionosphere wind dynamo: A review // Pure Applied Geophys. – 1989. – Vol.131(3). – P.413-435.
291
302. Ridley A. J., Lu G., Clauer C.R., Papitashvili V.O. A statistical study of the ionospheric convection response to changing interplanetary magnetic field conditions using the assimilative mapping of ionospheric electrodynamics technique // J. Geophys. Res. – 1998. – Vol.103. – P.4023– 4039. 303. Ridley A.J., Deng, Y., Toth G. The global ionosphere-thermosphere model // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2006. – Vol.68. – P.839-864. 304. Ridley A.J. Effects of seasonal changes in the ionospheric conductances on magnetospheric field-aligned currents // Geophys. Res. Lett. – 2007. – Vol.34. – L05101. - doi: 10.1029/2006GL028444. 305. Rind D., Jonas J., Stammerjohn S., Lonergan P. The Antarctic ozone hole and the Northern Annular Mode: A stratospheric interhemispheric connection // Geophys. Res. Lett. – 2009. – Vol.36. – L09818. – doi:10.1029/2009GL037866. 306. Robinson R.M., Vondrak R.R. Measurements of E region ionization and conductivity produced by solar illumination at high latitudes // J. Geophys. Res. – 1984. – Vol.89(A6). – P.3951-3956. 307. Roble R.G., Tzur, I. The global atmospheric-electrical circuit. The Earth's Electrical Environment. Vol. // Studies in Geophysics. National Academy Press, Washington, DC. – 1986. – P.206–231. 308. Rodger A.S., Pinnock M., Dudeney J.R. A new mechanism for polar patch formation // J. Geophys. Res. – 1994. – Vol.99(A4). – P.6425-6436. 309. Rouillard A.P., Lockwood M., Finch I. Centennial changes in the solar wind speed and in the open solar flux // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112. – A05103. – doi:10.1029/2006JA012130. 310. Ruohoniemi J.M., Baker K.B. Large-scale imaging of high-latitude convection with Super Dual Auroral Radar Network HF radar observations // J. Geophys. Res. – 1998. – Vol.103(A9). – P.20797-20811. 311. Ruohoniemi J.M., Greenwald R.A. The response of highlatitude convection to a sudden southward IMF turning // Geophys. Res. Lett. – 1998. – Vol.25. – P.2913-2916. 312. Ruohoniemi J.M., Greenwald R.A. Dependencies of highlatitude plasma convection: Consideration of interplanetary magnetic field, seasonal, and universal time factors in statistical patterns // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A09204. – doi:10.1029/2004JA010815. 313. Russell C. T. On the possibility of deducing interplanetary and solar parameters from geomagnetic records // Solar Phys. – 1975. – Vol.42. – P.259-269. 314. Russell C.T., Ginskey M., Petrinec S.M., Sudden impulses at low latitude stations: Steady state response for southward interplanetary magnetic field // J. Geophys. Res. – 1994. – Vol.99(A7). – P.13403-13408. 315. Russell C.T., Luhmann J.G., Jian L.K. How unprecedented a solar minimum? // Rev. Geophys. – 2010. – Vol.48. – RG2004. – doi:10.1029/2009RG000316. 316. Rycroft M.J. Electrical processes coupling the atmosphere and ionosphere: an Overview // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2006. – Vol.68. – P.445-456.
292
317. Saunders M.A. The morphology of dayside Birkeland currents // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 1992. – Vol.54. – P.457-461. 318. Sotirelis T., Ruohoniemi J. M., Barnes R. J., Newell P. T., Greenwald R. A., Skura J.P., Meng C.-I. Comparison of SuperDARN radar boundaries with DMSP particle precipitation boundaries // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A06302. – doi: 10.1029/2004JA010732. 319. Safargaleev V., Kozlovsky A., Honary F., Voronin A., Turunen T. Geomagnetic disturbances on ground associated with particle precipitation during SC // Ann. Geophys. – 2010. – Vol.28 – P.247-265. 320. Sastri J.H., Yumoto K.J., Rao V.S.V., Ikeda A. Summer-winter hemisphere asymmetry of the preliminary reverse impulse of geomagnetic storm sudden commencements at midlatitudes // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A05302. – doi:10.1029/2007JA012968. 321. Sato N., Nagaoka T., Hashimoto K. Saemundsson T. Conjugacy of isolated auroral arcs and non-conjugate auroral break-ups // J. Geophys. Res. – 1998. – Vol.103. – P.11641–11652. 322. Sætre C., Barth C. A., Stadsnes J., Østgaard N., Bailey S. M., Baker D. N., Germany G. A., Gjerloev J. W. Thermospheric nitric oxide at higher latitudes: Model calculations with auroral energy input // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112(A8). – A08306. – doi:10.1029/2006JA012203. 323. Schunk R.W., Zhu L. Response of the ionosphere–thermosphere system to magnetospheric processes // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2008. – Vol.70(18). – P.2358–2373. 324. Senior C., Fontaine D., Caudal G., Alcayde D., Fontanari J. Convection electric fields and electrostatic potential over 61oLo72 invariant latitude observed with the European incoherent scatter facility: 2. Statistical results // Ann. Geophys. – 1990. – Vol.8. – P.257–272. 325. Seppala А., Verronen P.T., Clilverd M.A., Randall C.E., Tamminen J., Sofieva V., Backman L., Kyrölä E. Arctic and Antarctic polar winter NOx and energetic particle precipitation in 2002-2006 // Geophys. Res. Lett. – 2007. – Vol.34(12). – L12810. – doi: 10.1029/2007GL029733. 326. Siscoe G., Huang T. Polar cap inflation and deflation // J. Geophys. Res. – 1985. – Vol.90. – P.543–547. 327. Siscoe G.L., Crooker N.U., Siebert K.D. Transpolar potential saturation: Roles of region 1 current system and solar wind ram pressure // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A10). – 1321. – doi:10.1029/2001JA009176. 328. Shepherd S.G., Ruohoniemi J.M. Electrostatic potential patterns in the high-latitude ionosphere constrained by SuperDARN measurements // J. Geophys. Res. – 2000. – Vol.105(A10). – P.23005–23014. 329. Shi Y. et al., Effect of solar wind pressure enhancements on storm time ring current asymmetry // J Geophys Res. – 2005. – Vol.110. – A10205. – doi: 10.1029/2005JA011019. 330. Shi Y., Zesta E., Lyons L. R. Modeling magnetospheric current response to solar wind dynamic pressure enhancements during magnetic storms: 2. Application to different storm phases // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A10219. – doi:10.1029/2008JA013420.
293
331. Shi J.K., Cheng Z.W., Zhang T.L., Dunlop M., Liu Z.X., (and 16 co-authors). South-north asymmetry of field-aligned currents in the magnetotail observed by Cluster // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A07228. – doi:10.1029/2009JA014446. 332. Shue J.-H., Chao J. K., Fu H.C., Russell C.T., Song P., Khurana K.K., Singer H.J. A new functional form to study the solar wind control of the magnetopause size and shape // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102(A5). – P.9497-9511. 333. Shue J.-H., Kamide Y. Effects of solar wind density on auroral electrojets // Geophys. Res. Lett. – 2001. – Vol.28(11). – P.2181–2184. 334. Smith E.J., Balogh A. Decrease in heliospheric magnetic flux in this solar minimum: Recent Ulysses magnetic field observations // Geophys. Res. Lett. – 2008. – Vol.35. – L22103. – doi:10.1029/2008GL035345. 335. Sojka J. J., Bowline M.D., Schunk R.W., Decker D.T., Valladares C.E., Sheehan R., Anderson D.N., Heelis R.A. Modeling polar cap F-region patches using time varying convection // Geophys. Res. Lett. – 1993. – Vol.20(17). – P.1783–1786. 336. Sojka J.J., Smithtro C., Schunk R.W. Recent developments in ionosphere–thermosphere modeling with an emphasis on solar-variability // Adv. Space Res. – 2006. – Vol.37(2). – P.369–379. 337. Solanki S. K., Usoskin I. G., Kromer B., Schu.ssler, M., Beer J. Unusual activity of the Sun during recent decades compared to the previous 11000 years // Nature. – 2004. – Vol.431. – P.1084–1087. 338. Sotirelis T., Ruohoniemi J. M., Barnes R. J., Newell P. T., Greenwald R. A., Skura J.P., Meng C.-I. Comparison of SuperDARN radar boundaries with DMSP particle precipitation boundaries // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A06302. – doi: 10.1029/2004JA010732. 339. Stamper R., Lockwood M., Wild M.N. Solar causes of the long-term increase in geomagnetic activity // J. Geophys. Res. – 1999. – Vol.104(A12). – P.284325-28342. 340. Stauning P., Troshichev O. A. Polar cap convection and PC index during sudden changes in solar wind dynamic pressure // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A08227. – doi:10.1029/2007JA012783. 341. Stern D. P. A study of the electric field in an open magnetospheric model // J. Geophys. Res. – 1973. – Vol.78. – P.7292–7305. 342. Stubbs T.J., Vondrak R.R., Ostgaard N. Sigwarth J.B., Frank, L.A. Simultaneous observations of the auroral oval in both hemispheres under varying conditions // Geophys. Res. Lett. – 2005. – Vol.32. – L03103. – doi:10.1029/2004GL021199. 343. Svalgaard, L., Cliver E.W. Interhourly variability index of geomagnetic activity and its use in deriving the long-term variation of solar wind speed // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112. – A10111 – doi: 10.1029/2007JA012437. 344. Taguchi S., Sugiura M., Winningham J.D, Slavin J.A. Characterization of the IMF By-dependent field-aligned currents in the cleft region based on DE2 observation // J. Geophys. Res. – 1993. – Vol.98. – P.1393-1407.
294
345. Tanskanen E.I., Slavin J.A., Fairfield D.H., Sibeck D.G., Gjerloev J., Mukai T., Ieda A., Nagai T. Magnetotail response to prolonged southward IMF Bz intervals: Loading, unloading, and continuous magnetospheric dissipation // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A03216. – doi:10.1029/2004JA010561. 346. Tobais S., Hughes D., Weiss N. Unpredictable Sun leaves researchers in the dark // Nature. – 2006. – Vol.442. – P.26. 347. Toth, G., et al. Space Weather Modeling Framework: A new tool for the space science community // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A12226. – doi:10.1029/2005JA011126. 348. Trondsen T.S., Lyatsky W., Cogger L.L., Murphree J. S.:Interplanetary magnetic field By control of dayside auroras // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 1999. – Vol.61. – P.829–840. 349. Troshichev O.A., Andrezen V.G. The relationship between interplanetary quantities and magnetic activity in the southern polar cap // Planet. Space Sci. – 1985. – Vol.33. – P.415. 350. Troshichev O.A., Andrezen V.G., Vennerstrom S., Friis-Christensen E. Magnetic activity in the polar cap - A new index // Planet. Space Sci. – 1988. – Vol.36. – P.1095-1102. 351. Tsurutani B.T. Gonzales W.D. The cause of high intensity long-duration continuous AE activity (HILDCAAs): Interplanetary Alfven wave trains // Planet. Space Sci. – 1987. – Vol.53. – P.405-412. 352. Tsurutani B.T., Gonzales W.D. The interplanetary causes of magnetic storms: A review // in Magnetic Storms, edited by B.T. Tsurutani, W.D. Gonzales Y. Kamide and J.K. Arballo, AGU Press, Wash. D.C. – 1997. – Vol.98. – P.77-90. 353. Tsurutani B.T., et al. Corotating solar wind streams and recurrent geomagnetic activity: A review // J. Geophys. Res. – 2006. – Vol.111. – A07S01. – 380 doi:10.1029/2005JA011273. 354. Tsuda T.T., Nozawa S., Oyama S., Motoba T., Ogawa Y., and 11 co-authors. Acceleration mechanism of high-speed neutral wind observed in the polar lower thermosphere // J. Geophys. Res. – 2009. – Vol114. – A04322. – doi:10.1029/2008JA013867. 355. Tsyganenko N.A. Sitnov, M.I. Modeling the dynamics of the inner magnetosphere during strong geomagnetic storms // J.Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A03208. – doi:10.1029/2004JA010798. 356. Usoskin I.G. A History of Solar Activity over Millennia // Living Rev. Solar Phys. – 2008. – Vol.5(3). – http://www.livingreviews.org/lrsp-2008-3. 357. Valladares C.F., Basu S., Buchau J., Friis-Christensen E. Experimental evidence for the formation and Entry of patches into the polar cap // Radio Sci. – 1994. – Vol.29(1). – P.167-194. 358. Valladares C.E., Villalobos J., Hei M.A., Sheehan R., Basu S., MacKenzie E., Doherty P.H., Rios V.H. Simultaneous observation of traveling ionospheric disturbances in the Northern and Southern Hemispheres // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.1501-1508. 359. Vennerstrom S., Moretto T., Rastatter L., Raeder J. Field-aligned currents during northward interplanetary magnetic field: Morphology and causes // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A06205. – doi:10.1029/2004JA010802.
295
360. Vennerstrom S., Christiansen F., Olsen N., Moretto T. On the cause of IMF By related mid- and low latitude magnetic disturbances // Geophys. Res. Lett. – 2007. – Vol.34. – L16101. – doi:10.1029/2007GL030175. 361. Verbanac G., Luhr H., Rother M., Korte M., Mandea M. Contributions of the external field to the observatory annual means and a proposal for their corrections // Earth Planets Space. – 2007. – Vol.59. – P.251–257. 362. Veselovsky et al. Global variations and asymmetry of the Sun during extremely high activity in October–November 2003 // Solar System Res. – 2005. – Vol.39. – P.169–175. 363. Villante U., Piersanti M. An analysis of sudden impulses at geosynchronous orbit // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A08213. – doi: 10.1029/2008JA013028. 364. Vineeth C., Kumar Pant T., Sridharan, R. Equatorial counter electrojets and polar stratospheric sudden warmings – a classical example of high latitude-low latitude coupling? // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.3147-3153. 365. Vorobjev V.G., Yagodkina O.I., Sibeck D., Liou K., Meng C.I. Aurora conjugacy during substorms: Coordinated Antarctic ground and Polar Ultraviolet observations // Geophys. Res. – 2001. – Vol.106. – P.24579– 24591. 366. Wand R.H. Model representation of the ionospheric electric field over Millstone Hill (^=56°) // J. Geophys. Res. – 1981. – Vol.86(A1). – P.103-118. 367. Wand R.H., Evans J.V. The penetration of convection electric fields to the latitude of Millstone Hill (^=56°) // J. Geophys. Res. – 1981. – Vol.86(A7). – P.5809-5814. 368. Wang C., Liu J.B., Huang Z.H., Richardson J.D. Response of the magnetic field in the geosynchronous orbit to solar wind dynamic pressure pulses // J. Geophys. Res, – 2007. – Vol.112. – A12210. – doi: 10.1029/2007JA012664 369. Wang, D.Y., McLandress C., Fleming E.L., Ward W.E., Solheim B., Shepherd G.G. Empirical model of 90– 120 km horizontal winds from wind-imaging interferometer green line measurements in 1992– 1993 // J. Geophys. Res. – 1997. – Vol.102. – P.6729– 6745. 370. Wang H., Luhr H., Ma S.Y. Solar zenith angle and merging electric field control of field-aligned currents: A statistical study of the Southern Hemisphere // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110(A3). – A03306. – doi: 10.1029/2004JA010530. 371. Wang W., Burnsa A.G., Wiltbergera M., Solomona S.C., Killeen T.L. An analysis of neutral wind generated currents during geomagnetic storms // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2007. – Vol.69. – P.159–165. 372. Watanabe M., Sofko G.J., Kabin K., Rankin R., Ridley A.J., Clauer C.R., Gombosi T.I. Origin of the interhemispheric potential mismatch of merging cells for interplanetary magnetic field By-dominated periods // J. Geophys. Res. – 2007. – Vol.112. – A10205. – doi:10.1029/2006JA012179. 373. Watanabe M., Kabin K., Sofko G.J., Rankin R., Gombosi T. I., Ridley A.J. Dipole tilt effects on the magnetosphere-ionosphere convection system during interplanetary magnetic field By-dominated periods: MHD modeling // J. Geophys. Res. – 2010. – Vol.115. – A07218. – doi:10.1029/2009JA014910.
296
374. Waters C.L., Anderson B.J., Liou K. Estimation of global field-aligned currents using the Iridium system magnetometer data // Geophys. Res. Lett. – 2001. – Vol.28. – P.2165-2168. 375. Weber E.J., Klobuchar J.A., Buchau J. Polar cap F-layer patches: structure and dynamics // J. Geophys. Res. – 1986. – Vol.91. – P.12121-12129. 376. Weimer D.R. Models of high-latitude electric potentials derived with a least error fit of spherical harmonic functions // J. Geophys. Res. – 1995. – Vol.100(A10). – P.19595-19607. 377. Weimer D.R. A flexible, IMF dependent model of high-latitude electric potentials having “space weather” applications // Geophys. Res. Lett. – 1996. – Vol.23(18). – P.2549-2552. 378. Weimer D.R. An improved model of ionospheric electric potentials including perturbations and application to the Geospace Environment Modeling November 24, 1996, event // J. Geophys. Res. – 2001a. – Vol.106(A1). – P.407-416. 379. Weimer D.R. Maps of ionospheric field-aligned currents as a function of the interplanetary magnetic field derived from Dynamics Explorer 2 data // J. Geophys. Res. – 2001b. – Vol.106. – P.12889-12902. 380. Weimer D.R. Improved ionospheric electrodynamic models and application to calculating Joule heating rates // J. Geophys. Res. – 2005. – Vol.110. – A05306. – doi:10.1029/2004JA010884. 381. Weygand J.M., Zesta E. Comparison of auroral electrojet indices in the Northern and Southern Hemispheres // J. Geophys. Res. – 2008. – Vol.113. – A09299. – doi:10.1029/2008JA013671. 382. Wilken B., Goertz C.K., Baker D.N., Higbie P.R., Fritz T.A. The SSC on July 29, 1977, and its propagation within the magnetosphere // J. Geophys. Res. – 1982. – Vol.87(A8). – P.5901-5910. 383. Wilson C.T.R. Atmospheric electricity // Nature. – 1903. – Vol.68. – P.102–104. 384. Wilson C.T.R. On the measurement of the atmospheric electric potential gradient and the earth-air current // Proc. R. Soc. / London / Ser. A. – 1908. – Vol.80. – P.537–547. 385. Woodfield E. E., Hosokawa K., Milan S. E., Sato N., Lester M. An inter-hemispheric, statistical study of nightside spectral width distributions from coherent HF scatter radars // Ann. Geophys. – 2002. – Vol.20. – P.1921–1934. 386. Xu A., Manson H., Meek C.E., Chshyolkova T., Drummond J.R., Riggin D.M., Hall C.M., Hibbins R.E., Tsutsumi M. Asymmetry in the interhemispheric planetary wave-tide link between the two hemispheres // J. Atmos Solar-Terr. Phys. – 2009. – Vol.71(17-18). – P.1899-1903. 387. Yamashita S., Iyemori T. Seasonal and local time dependences of the interhemispheric field-aligned currents deduced from the Orsted satellite and the ground geomagnetic observations // J. Geophys. Res. – 2002. – Vol.107(A11). – 1372. – doi:10.1029/2002JA009414. 388. Yang Y.F., Lu J.Y., Wang J.-S., Peng Z., Qian Q., Xiao Y. Different response of dayside auroras to increases in solar wind dynamic pressure // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A08314. – doi: 10.1029/2010JA016385.
297
389. Yermolaev Yu.I., Nikolaeva N.S., Lodkina I.G., Yermolaev M.Yu. Specific interplanetary conditions for CIR-, Sheath-, and ICME-induced geomagnetic storms obtained by double superposed epoch analysis // Ann. Geophys. – 2010. – Vol.28(12). – P.2177-2186. 390. Younger P.T., Astin I., Sandford D.J., Mitchell N.J. The sporadic radiant and distribution of meteors in the atmosphere as observed by VHF radar at Arctic, Antarctic and equatorial latitudes // Ann. Geophys. – 2009. – Vol.27. – P.2831-2841. 391. Yu Y.-Q., Ridley A.J. Understanding the response of the ionosphere-magnetosphere system to sudden solar wind density increases // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A04210. – doi:10.1029/2010JA015871. 392. Zaharia S., Birn J., Friedel R.H.W., Reeves G.D., Thomsen M.F., Cheng C.Z. Substorm injection modeling with nondipolar, time-dependent background field // J. Geophys. Res. – 2004. – Vol.109. – A10211. – doi:10.1029/2004JA010464. 393. Zakharov V.E., Pudovkin M.I. Electrodynamic coupling between ionospheric convection patterns in the northern and southern hemispheres // Ann. Geophys. – 1996. – Vol.14. – P.419-430. 394. Zerebtsov G.A., Kovalenko V.A., Molodykh S.I. The physical mechanism of the solar variability influence on electrical and climatic parameters of the troposphere // Adv. Space Res. – 2005. – Vol.35. – P.1472-1479. 395. Zesta E., et al. The effect of the January 10, 1997, pressure pulses on the magnetosphere-ionosphere current system, Magnetospheric Current Systems // Geophys Monogr. AGU. – 2000. – Vol.118. – P.217-226. 396. Zhang S.-R., Holt J.M., McCready M. High latitude convection based on long-term incoherent scatter radar observations in North America // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2007. – Vol.69. – P.1273-1291 397. Zhang Y., Paxton L.J. An empirical Kp-dependent global auroral model based on TIME/GUVI FUV data // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. – 2008. – Vol.79. – P.1231–1242. 398. Zhang Q.-H., et al. On the importance of interplanetary magnetic field By on polar cap patch formation // J. Geophys. Res. – 2011. – Vol.116. – A05308. – doi:10.1029/2010JA016287. 399. Zhou X., Tsurutani B.T. Rapid intensification and propagation of the dayside aurora: Large scale interplanetary pressure pulses (fast shocks) // Geophys. Res. Lett. – 1999. – Vol.26(8). – P.1097–1100. 400. Zhou X., Tsurutani B.T. Interplanetary shock triggering of nightside geomagnetic activity: Substorms, pseudo breakups, and quiescent events // J. Geophys. Res. – 2001. – Vol.106. P.18957-18967.
