Диссертация (1149666), страница 10
Текст из файла (страница 10)
Так на рис. 3.7 представлены результаты для российской станций Екатеринбург (скорректированная геомагнитная широта 52.04o N), экваториальной станции Аннамалайнагар (г.м.ш.2.46oN) и австралийской станции Туланги (к.г.м.ш. 48.57oS). Диаграммы были получены в соответствии с описанной процедурой.
Как видим, различия между типовыми суточными кривымидля разных секторов ММП проявляются и на среднеширотных, и даже на экваториальных станциях. Однако, распределение интенсивности в течение года отличается от эффекта СвальгардаМансурова — на всех диаграммах для перечисленных станций эффект усиливается в периодыравноденствий с фокусами в апреле и октябре, при этом осенью и весной эффект имеет разныйзнак — одинаковый в горизонтальной компоненте для станций южного и северного полушария,45и обратный в вертикальной компоненте.
Отметим, что значения на диаграммах для горизонтальной H компоненты геомагнитного поля значительно превосходят значения диаграмм длявертикальной Z компоненты. Особенно отчётливо это видно на экваториальной станции Анна-0.5 · ((HA − HT ) spring − (HA − HT ) fall ), nTмалайнагар, где в Z компоненте эффект практически исчезает.151050−5HZ−10−60−50−40−30−20−10010CGM latitude, deg2030405060Рисунок 3.8: Разница между средними осенними (250–350 дни) и весенними (60–160 дни)значениями интенсивности геомагнитного эффекта BY компоненты ММП в зависимости отскорректированной геомагнитной широты (1971–1978 гг.)Рассмотрим, как этот “новый” эффект меняется с геомагнитной широтой.
По значениям диаграмм для исследуемых станций (∆H и ∆Z) была рассчитана разница между средним значениемс 250-го по 350-й день (осень) и средним значением с 60-го по 160-й день (весна). Таким образом, учитывается только антисимметричный эффект в периоды равноденствий. Расчёт былпроведён для уже называвшихся ранее станций. Результат представлен на рис. 3.8. В горизонтальной компоненте “новый” эффект максимален вблизи экватора и ослабевает с поднятием пошироте.
В вертикальной компоненте вблизи экватора эффект противоположен в разных полушариях и, соответстенно, минимален вблизи экватора. То есть, токовая система, вызывающаяэтот эффект, расположена в экваториальной области. Также видно, что соответствующие вариации в вертикальной компоненте гораздо слабее, чем в горизонтальной. Это свидетельствуето значительном удалении источника от Земли. Таким критериям удовлетворяет кольцевой ток,имеющий западное направление и расположенный на удалении 3–5 земных радиусов (RE ).Попробуем объяснить возможную причину появления наблюдаемого различия суточных вариаций в A и T дни на средних и низких широтах.
То, что эффект имеет наибольшую интенсивность в периоды равноденствий, напоминает эффект Рассэлла-МакФеррона [39]. Он объясняетполугодовую волну геомагнитной активности с двумя максимумами в периоды равноденствия.Согласно гипотезе Рассэлла-МакФеррона, в эти периоды межпланетное магнитное поле образует в плоскости эклиптики наибольший угол с осью земного магнитного диполя.
Таким образом,проекция на ось Z системы GSM (Geocentric Solar Magnetospheric) даёт значительную верти46кальную компоненту. Весной и осенью ММП положительной полярности образует северную июжную проекции на ось Z. Наоборот, отрицательная полярность даёт весной южную и осеньюсеверную компоненты соответственно. Как известно, южная компонента ММП является самымгеоэффективным параметром. Весной геоэффективны сектора ММП отрицательной полярности,а осенью — положительной.
То есть, наблюдаемый на диаграммах рис. 3.7 эффект, вероятно,представляет собой разницу между спокойной и возмущенной суточными кривыми.Так как весной геоэффективна отрицательная полярность ММП, в Т дни может происходитьусиление кольцевого тока и уменьшение поля в горизонтальной компоненте. Соответственно,в H компоненте между типовыми суточными кривыми для A и T дней возникает положительная разница, наблюдаемая на рис.
3.7. Осенью геоэффективна положительная полярность, иусиление кольцевого тока с уменьшением горизонтальной компоненты может происходить в Aдни, что вызывает отрицательный эффект. Представленное объяснение кажется наиболее очевидным. Мы не проводили подробных исследований данного эффекта, поскольку целью работыбыло восстановление секторной структуры ММП. Изучение влияния BY компоненты ММП нагеомагнитные вариации средних и низких широт — предмет отдельного более глубокого исследования.В этой секции было продемонстрировано, что эффект знака азимутальной компоненты ММПможно увидеть на станциях, расположенных ниже 55−60o геомагнитной широты.
Различие типовых суточных кривых для A и T дней здесь выражено гораздо слабее, чем на полярных станциях,однако оно присутствует. Как будет показано в следующих главах, успешность восстановлениясекторной структуры по этим данным составляет ∼75%. А благодаря последующей обработкерезультатов этот показатель удаётся увеличить до ∼80% успешных определений.1Wi,h0.50−0.5−1−0,500,5∆Hi,h : max(|∆Hi |)Рисунок 3.9: Функция для расчёта весовых коэффициентов геомагнитных вариаций.473.2 Весовые коэффициентыВ предыдущей секции было показано, как определить распределение во времени геомагнитных вариаций, вызванных азимутальной компонентой ММП разного знака. Когда эффект незначителен, искомые вариации неотличимы от вариаций иного происхождения. Поэтому вариациив соответствующие периоды не должны использоваться для восстановления полярности.
Этогоможно достичь, присвоив вариациям геомагнитного поля весовые коэффциценты, зависящие отсезона и времени суток.Преобразуем значения ∆H, ∆Z и ∆D полученных диаграмм (рис. 3.4 и рис. 3.7) в весовыекоэффициенты, используя следующую весовую функцию:Wi,h(1 + exp(−15∆Hi,h · max(|∆Hi |) − 0.4))−1=(1 + exp(−15∆H · max(|∆H |) + 0.4))−1 − 1i,hiесли ∆Hi,h > 0если ∆Hi,h < 0где ∆Hi,h — значения диаграмм распределения эффекта в H, Z или D компонентах, i и h —индексы, обозначающие день в году и час, max(|∆Hi |) — максимальное абсолютное значениедиаграммы в определенный день. На рис. 3.9 показана данная весовая функция. Из графикаследует, что когда ∆Hi,h близка или равна максимальному значению для данного дня, соответствующий весовой коэффициент получает значение ≈1.
То есть в дальнейшем вариации дляданного часа h и дня года i будут полностью учитываться при определении полярности ММП.Если ∆Hi,h значительно меньше max(|∆Hi |), весовой коэффициент приравнивается ∼ 0. Соот-ветственно, вариации для данного часа не используются для восстановления полярности. Каквидим, функция антисимметрична. Это необходимо для того, чтобы знак вариаций всегда соответствовал знаку полярности.Рассмотрим пример преобразования диаграмм распределения эффекта BY компоненты ММПв набор весовых коэффициентов. На рис. 3.10 изображены диаграммы эффекта в вертикальной компоненте для полярной станции Туле (84.4o N) и субавроральной станции Екатеринбург(к.г.м.ш.
52.04o N), и полученные по ним весовые коэффициенты (для Z компоненты). Видно,что на станции Туле для восстановления полярности используются вариации в 12-часовом интервале преимущественно с 09 до 21 UT. Интервал сужается и расширяется в соответствии сослаблением или усилением эффекта Свальгарда-Мансурова зимой и летом. На станции Екатеринбург эффект Свальгарда-Мансурова уже не виден, но влияние BY компоненты заметно впоявлении проекции на ось Z магнитного диполя весной и осенью. Эффект, а следовательно,и весовые коэффициенты, имеют разный знак весной и осенью, так как южную компонентув эти периоды дают разные направления ММП.
Восстановление полярности по вертикальнойZ компоненте геомагнитного поля в Екатеринбурге производится по данным приблизительно в10-часовом интервале с 07 по 17 UT.Таким образом, для всех геомагнитных компонент каждой станции сначала были полученыдиаграммы распределения интенсивности эффекта BY компоненты ММП. Затем на их основепосчитаны весовые коэффициенты (365×24) вариаций. Для всех станций расчёты диаграмм про48T HL, ∆ZT HL, W1001day of year3002000010061218−1006EKT, ∆Z1218EKT, W−1110day of year3002000010061218UT, hour−1061218UT, hour−1Рисунок 3.10: Диаграммы распределения геомагнитного эффекта BY компоненты ММП ввертикальной Z компоненте на станциях Туле и Екатеринбург и соответствующие им весовыекоэффициенты (W ).водились по геомагнитным и спутниковым данным с 1966-го года.
Для станций, прекратившихработу до начала спутниковых измерений, расчёты проводились по данным станций, пришедшим им на замену. Из таблицы 2.2 следует, что за исследуемый период геомагнитные координатыстанций меняются незначительно. Соответственно и свойства геомагнитных эффектов в пределах координат станций остаются неизменными. Поэтому рассчитанные весовые коэффициентыможно уверенно использовать для исследования геомагнитных вариаций в ранние годы.493.3 Расчёт фоновых вариацийНеобходимым условием хороших результатов восстановления полярности межпланетногомагнитного поля является правильное определение фонового магнитного поля.
Эти значениядолжны отражать суммарный магнитный эффект всех источников геомагнитных вариаций за исключением тех, которые прямо или косвенно вызваны различной полярностью ММП. У этойзадачи нет точного решения, поскольку сложно определить вклад всех источников магнитноевариаций, действующих в данный момент в конкретной области.
Но даже если они известны,невозможно точно установить их магнитный воздействие, так как для этого потребовалось бызнать полное распределение параметров источника. Поэтому определение фонового магнитногополя является приближенным и основанным на ряде допущений. Решение данной задачи — однаиз актуальных проблем геофизики. Она возникает, когда необходимо найти и оценить источникиопределённых вариаций, как в нашем случае. Расчёт спокойной суточной кривой также являетсяодним из главных пунктов при определении индексов геомагнитной активности.Рассмотрим способы нахождения фонового магнитного поля, предложенные авторами предшествующих методов реконструкции секторной структуры.
Как мы уже отмечали ранее в началеглавы 3, методику Свальгарда сложно воссоздать. В статье, посвященной определению полярности по данным Годхавна [11], предлагается просто вычитать среднемесячное значение или среднее за бартельский период, а затем классифицировать полярность по знаку оставшихся вариацийв заранее установленные временные интервалы. Однако, это достаточно грубый алгоритм, больше подходящий для визуального анализа, и не работающий для не полярных станций. Мансуроввместо среднемесячного значения вычитает среднее скользящее за предыдущие 15 суток [13].Полученные вариации затем сравнивали с типовыми суточными ходами. В работе Веннерстрёми соавторов [14] также выделяют постоянный уровень.
Для этого сначала определяли самыйспокойный день месяца (с наименьшими значениями aa индекса), находили средние значениякаждой из компонент геомагнитного поля. Для других дней этот уровень вычислялся линейнойинтерполяцией по найденным 12 значениям.Во всех этих методиках фоновое магнитное поле определялось постоянным в течение дняуровнем. Поэтому помимо эффекта Свальгарда-Мансурова, оставшиеся вариации включают всебя Sq вариации на средних широтах, или Sq p для полярных станций, а также, возможно,другие вариации.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
