63810 (695457), страница 5

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 5)

В работе [7] была высказана идея о наблюдении поперечных резонансов (ПР), которые в отличие от шумановских обусловлены последовательными отражениями волн от верхней и нижней границ полости и поэтому определяются ее высотой h . Значения собственных частот ПР лежат в области единиц килогерц.

В предположении об идеально проводящей Земле радиуса a и изотропной ионосфере радиуса d , характеризующейся поверхностным импедансом d , в [20] получено следующее дисперсионное соотношение, определяющее собственную частоту резонансных колебаний TM-типа для n-й зональной гармоники: экспоненциальными асимптотиками. В этом случае (2.1.1) примет вид, совпадающий с дисперсионным уравнением для плоской системы [33]:

Различие между плоской и сферической системами состоит в том, что в сферической системе существует дискретный набор углов q , определяемый номером зональной гармоники, в то время, как в плоской системе угол падения волн Бриллюэна на границы может принимать произвольные значения. Собственные частоты поперечного резонанса определяются: высотой ионосферы h, количеством вариаций поля p вдоль высоты, углом падения волн q на границу, поверхностным импедансом ионосферы d (Землю можно считать идеально проводящей).

Решение уравнения (2.1.2) дает частоты ПР в сферической полости Земля - ионосфера, совпадающие с собственными частотами плоской системы при соответствующих углах падения q [34] :

В случае небольших углов падения данные решения описывают и сферическую систему. Малость углов q означает небольшие номера зональных гармоник ( n+[-]<< ka _ 200). Для этого случая и при условии малости d ( d<

Возбуждение полости Земля - ионосфера точечным источником было рассмотрено в [34]. В этой работе приведены разложения полей от элементарных электрического и магнитного диполей горизонтальной и вертикальной ориентации, полученные методом нормальных волн в моделях плоской и сферической полости при учете анизотропии ионосферы.

Временная форма сигнала наглядно интерпретируются лучевой или отражательной моделью отклика промежутка Земля - ионосфера на возбуждение точечным импульсным источником (см. напр. [80]). В плоском волноводе с идеально проводящими стенками последовательные отражения излученного импульса от границ можно представить набором синфазно излучающих виртуальных (отраженных) источников как показано на Рис. 2.1. Расстояние между m - тым источником и наблюдателем L определяет дискретный набор углов прихода q и взаимных задержек импульсов, формирующих временную форму сигнала в точке наблюдения.

Оценим зависимость мгновенной частоты принимаемого сигнала от времени. Эта зависимость напоминает гиперболу при малых t и асимптотически приближается к частоте отсечки волновода при стремлении t к бесконечности. Выражение (2.1.14) широко используется для интерпретации дисперсионных свойств "твиков" ~см. напр. [80]` и достаточно хорошо согласуется с экспериментальными данными.

Из рассмотренной модели видно, что при достаточно больших задержках относительно начала атмосферика мгновенная частота сигнала стремится к частоте отсечки волновода или к собственной частоте поперечного резонанса. Следовательно, отбрасывая начальную часть сигнала, формируемого в полости Земля ионосфера прямой волной, идущей от молнии параллельно границам, мы можем считать, что "хвостовая" часть сигнала характеризует поперечный резонанс, соответствующий многократному отражению волн от земли и ионосферы ~q стремится к 0 в формуле 2.1.6`. В этом случае, измеряя спектр хвостовой части импульса, можно оценить добротность поперечного резонанса (по отношению резонансной частоты к ширине резонансного пика) и эффективные параметры нижней ионосферы. При этом нужно принять во внимание особенности возбуждения резонансной системы, обсуждаемые ниже.

Поскольку в рассматриваемой нами модели используются точечные источники, при определении добротности необходимо учитывать геометрическую расходимость формируемых волн, а также диаграммы направленности излучения виртуальных источников. Отсекая начальную часть сигнала, мы рассматриваем волны, пришедшие от виртуальных источников высокого порядка. Из этого предположения следует:

1. Если волны от всех источников приходят под углами близкими к вертикали, то углы в диаграмме направленности элементарного электрического диполя почти не изменяются, а амплитуда приходящих волн остается практически постоянной (исключение составляет вертикальный электрический диполь, но такой источник не возбуждает ПР, см. [34]);

2. затухание, вызванное расходимостью, является малым, кроме того его можно учесть при оценке добротности.

Пусть амплитуда резонансного колебания имеет следующую зависимость от времени и расстояния до источника:

Отмеченные особенности не учитывались в работе [24], где анализ проводился по полной реализации твика, поэтому описанная выше методика оценки добротности, представляется более обоснованной.

2.2 Результаты наблюдений поперечных резонансов в средних спектрах атмосфериков

За период с 1985 по 1989 гг. было проведено несколько серий измерений, целью которых было получение спектральных характеристик атмосфериков в разное время суток. В эксперименте применялся комплекс для измерения спектральных характеристик СДВ-атмосфериков, описание которого приведено в главе

1. Временные реализации естественного радиосигнала СДВ диапазона записывались на ленту магнитографа НО-62. Исходные магнитные записи обрабатывались с помощью спектроанализатора СК4-72/2, работавшего в полосе частот 0-20 кГц с разрешением 100 Гц и затем накапливались с помощью блока интегратора ЯЧС - 76. В обработку включались атмосферики, амплитуда которых превышала пороговый уровень, выбранный несколько выше величины помехи, формируемой излучением гармоник силовой сети. Поскольку наш интегратор не позволяет оценивать дисперсию усредняемого процесса, эту оценку можно получить, предположив, что измеряется эргодический стационарный процесс, для которого случайная ошибка равна [5]:

e = 1 / r N ,

где N - количество усредняемых реализаций. Эта оценка погрешности использовалась при получении средних спектров и составляла = 10 % при N = 100. Паспортная погрешность измерения амплитуды спектроанализатором составляет при этом 10 %.

В результате обработки были получены средние спектры двух типов: гладкие, имеющие широкий максимум в диапазоне 4-8 кГц, и содержащие характерные максимумы вблизи частот 2, 4 кГц. На Рис.2.1 представлены спектры вертикального электрического поля атмосфериков, полученные в результате усреднений по ансамблям, состоявшим из 80 и 84 спектров отдельных импульсов. Здесь по вертикальной оси в логарифмическом масштабе отложена средняя амплитуда спектральных составляющих поля и ее разброс, пропорциональный r N . По горизонтали отложена частота в кГц. Для набора одного ансамбля требовалось от 10 до 45 минут в зависимости от сезона и времени суток. Резонансная структура средних спектров сохранялась в нескольких подряд идущих сериях измерений. Время жизни резонансной структуры составляет от нескольких десятков минут до единиц часов, что согласуется с временем существования локальных грозовых очагов [36].

Таким образом, результаты наблюдений позволили заключить, что эффект поперечного резонанса проявляется в средних спектрах, если во время записей существовал достаточно мощный компактный грозовой очаг. В этом случае процедура усреднения сглаживает тонкую структуру пиков спектров отдельных атмосфериков, выделяя резонансные максимумы. Если же во время наблюдений грозовая активность была обусловлена несколькими источниками, распределенными в широких пределах по дистанции, процесс усреднения приводит к "замыванию" как тонкой структуры спектров, так и самих резонансных максимумов. Следовательно, ПР должны проявляться более ярко при спектральной обработке индивидуальных атмосфериков.

2.3 Результаты наблюдений ПР в спектрах отдельных атмосфериков

Записи вертикальной электрической и двух взаимно ортогональных компонент горизонтального магнитного поля атмосфериков в полосе частот от 0.3 до 13 кГц были сделаны в течение 42-го рейса НИС "Академик Вернадский" в 1991 г. Временные реализации компонент длительностью 40 мсек. регистрировались и накапливались в цифровом виде на дискетах с помощью аналого-цифрового комплекса (Гл. 1.) Электрическая и магнитные антенны были сориентированы и сфазированы таким образом, что ось z была направлена вертикально вверх, ось y совпадала с курсом судна, а ось x была направлена в сторону правого борта, образуя правую декартову систему координат.

Всего было зарегистрировано около 300 импульсов в акваториях Индийского и Атлантического океанов в южном полушарии. Для записи отбирались импульсы характерной "отражательной" формы (в классификации, предложенной в [47]), которые наблюдались в ночное время суток. Моменты локальных закатов и восходов Солнца в течение рейса представлены в Табл.3.2.1. Дальнейшая обработка полученных записей проводилась с помощью ЭВМ типа IBM PC AT.

Чтобы выделить поперечную и продольную компоненты горизонтального магнитного поля, с помощью методики, описанной в Главе 3, определялся пеленг на источник атмосферика, а затем составляющие магнитного поля преобразовывались к системе координат, в которой ось 0r направлена на источник, а ось 0v перпендикулярно ей, по следующим формулам:

H (t) = -H (t)sina + H (t)cosa ;

где H (t), H (t) соответственно поперечная и продольная компоненты магнитного поля по отношению к направлению на источник, a - азимутальный угол вектора Умова-Пойнтинга в судовой системе координат. На Рис. 2.3, 2.4 приведены временные реализации и амплитудные спектры трех компонент поля типичного ночного "отражательного" атмосферика.

В спектрах ночных отражательных атмосфериков, взятых по полной реализации, формируется сложная интерференционная картина, из-за чего затруднено определение резонансных частот. Из временных форм компонент поля видно, что интервалы между последовательными отражениями монотонно увеличиваются, становясь практически эквидистантными к концу атмосферика. Этим обстоятельством мы воспользуемся для выделения поперечного резонанса, соответствующего углам падения волн близким к нормальному к границам (более подробно см. п. 2.1.)

На Рис.2.5 представлен спектр продольной магнитной компоненты хвостовой части атмосферика, записанного 21.1.91г. в Гвинейском заливе. В обработку взята реализация длительностью 30.72 мсек, начало которой отстоит от начала атмосферика на 8 мсек. Для снижения дисперсии спектральных оценок применялось временное окно Хэмминга H(k) [31], на которое предварительно умножалась анализируемая временная реализация:

H(k) = { (2.3.2)

где k - номер отсчета, а N - длительность цифровой реализации. Из полученного спектра можно определить частоты резонансов, а также их добротности Q'. Кроме того можно получить оценку частоты отсечки волновода Земля-ионосфера, взяв отсчет частоты там, где резонансный пик спадает к уровню шумов (см. Рис.2.5.) Полученная частота отсечки волновода может быть использована для оценки эффективной высоты отражения от ионосферы по следующей формуле [33] :

Чтобы контролировать ошибки при определении резонансных частот и связанных с поперечными резонансами добротностей, необходимо знать расстояние до молнии. Для определения расстояния мы будем использовать сонограммный метод (см. напр. [80]).

Для более детального изучения свойств поля атмосфериков строились цифровые динамические спектры (цифровые сонограммы) его компонент. При этом положение спектральных максимумов на оси частот определялось по центру тяжести соответствующего спектрального пика, т.е. по точке максимума и двум соседним отсчетам в спектре/

Текущий спектр при вычислении сонограмм получался по алгоритму быстрого преобразования Фурье (БПФ) 256 - точечных последовательных реализаций длительностью 2.56 мсек и последующей временной сдвижкой между ними, на 0.4 мсек. С целью уменьшения дисперсии спектральных оценок и подавления краевых эффектов реализация перед выполнением БПФ умножалась на временное окно Хэмминга (2.3.2) . Пример сонограммы приведен на Рис 2.6. Точки на этом графике соответствуют положению максимумов амплитудных спектров в координатах время - частота. Видно, что отсчеты группируются в дисперсионные ветви, спадающие по частоте с удалением от начала импульса и асимптотически приближающиеся к значениям частот отсечки. В сонограммах некоторых атмосфериков наблюдалось до восьми резонансных ветвей Рис.2.6, которые мы в дальнейшем будем называть модами (в терминологии, принятой в теории волноводов, модами обычно называют собственные или нормальные волны). В основной массе атмосфериков можно было выделить не более двух мод, пригодных для анализа.

Оценки частот первых восьми резонансов по сонограмме Рис.2.6, найденные путем усреднения данных в интервале от 7.2 мсек до 13.6 мсек, представлены в таблице 2.3.1. Здесь в первой колонке дан номер моды, во второй - частота резонанса, в третьей - стандартное отклонение значений резонансной частоты. Видно, что оценки резонансных частот, полученные для различных мод, кратны частоте первой моды/

Дальность до источника можно оценить, используя полученные экспериментально зависимости частота-время в рамках модели плоского волновода (см параграф 2.1.) Когда задержка t измеряется между моментами прихода составляющих с частотами f и f (f > f ), из формул (2.1.11 - 2.1.14) можно получить выражение для определения дистанции:

D = ct/(cosecq2 - cosecq1). (2.3.8)

В случае, когда задержка t прихода частотной составляющей измеряется относительно начала импульса данная формула преобразуется к виду:

D = c(t + T /2)/(cosecq-1) (2.3.9)

где T - длительность реализации по которой получается спектр. Значение частоты отсечки f можно получить измеряя спектр хвостовой части атмосферика (см. выше.)

Пример определения дальности до источника и высоты ионосферы приведен на Рис.2.7, где на сонограмме в более подробном масштабе представлены две первые резонансные ветви Рис.2.6. По этим данным для каждой точки определялась дальность с помощью формулы (2.3.9), при этом осуществлялся последовательный подбор частоты отсечки таким образом, чтобы получить минимальный тренд значений дальности. Полученные оценки дистанции до молнии, эффективной высоты отражения и их стандартные отклонения приведены на Рис.2.7.

Комплексные динамические спектры позволяют проследить изменение амплитуды (огибающей) и разности фаз между продольной и поперечной компонентами магнитного поля атмосферика. Необходимо отметить, что при приближении к "хвосту" атмоферика, когда угол падения парциальных волн стремится к вертикали, рассматриваемые параметры соответствуют поляризационным параметрам [41], введенным для плоской волны. При этом мы отходим от строгих определений параметров поляризации, которые справедливы для монохроматических сигналов, обобщая их для случая, когда сигнал имеет конечную полосу частот вследствие ограниченной во времени длительности анализируемой реализации.

На Рис.2.8, 2.9 приведены графики зависимостей текущей частоты, разностей фаз и отношения амплитуд продольной и поперечной компонент горизонтального магнитного поля для первой и второй моды атмосфериков, пришедших с запада (Рис.2.8) и с востока (Рис.2.9). На графиках, представляющих поведение разности фаз компонент магнитного поля, положительные значения угла соответствуют левой (вращение горизонтального магнитного поля - по часовой стрелке, при взгляде вслед падающей на землю волне) отрицательные - правой (вращение - против часовой стрелки), 0 и 180 - линейной поляризации. На графиках, представляющих отношение амплитуд продольной и поперечной компонент магнитного поля, значения больше единицы характеризуют преобладание квази-TE волн, значения меньше единицы - преобладание квази-TM волн [44].

В результате анализа банка данных, содержащего записи волновых форм 217 ночных атмосфериков, зарегистрированных в южном полушарии, были отмечены следующие закономерности их поляризации:

1. поляризация головной части атмосферика близка к линейной;

2. поляризация "хвоста" атмосферика является эллиптической (часто близкой к круговой), причем направление вращения вектора магнитного поля для южного полушария (если в системе координат корабля смотреть навстречу оси 0z) совпадает с направлением вращения часовой стрелки;

3. переход от головной части к хвосту может происходить тремя путями :

• от линейной к левой;

• от линейной к правой и затем к левой;

• от линейной к левой, правой и к левой;

1. наблюдается поляризационная невзаимность распространения восток-запад (В-З) - запад-восток (З-В), которая проявляется в преобладании продольной компоненты магнитного поля ночных атмосфериков при распространении В-З (см. Рис.2.8) и в преобладании поперечной компоненты магнитного поля при распространении З-В (см. Рис.2.9).

2.4 Основные результаты и выводы главы

Проведены экспериментальные исследования явления поперечных резонансов ~ПР` естественного волновода, образованного поверхностью Земли и нижней кромкой ионосферы, в результате которых сделаны следующие выводы.

1. Показано экспериментально, что поперечные резонансы удается наблюдать в средних спектрах атмосфериков.

2. Резонансные максимумы в спектрах отдельных атмосфериков наблюдаются наиболее уверенно, если при обработке используется хвостовая часть импульса.

3. ПР проявляются наиболее ярко в спектрах горизонтальных магнитных компонент поля.

4. Обоснована методика оценки добротности системы Земля-ионосфера на поперечных резонансах.

5. В окрестности резонансных частот э/м поле атмосфериков, зарегистрированных ночью, обладает левой эллиптическойполяризацией независимо от азимута прихода. Это свидетельствует о существенной гиротропии ионосферной стенки волновода и подтверждает вывод о левой поляризации хвостовой части твиков, сделанный в работе [12].

6. Наблюдается преобладание продольной компоненты магнитного поля при распространении ночных атмосфериков с востока на запад и преобладание поперечной компоненты при распространении с запада на восток.

Проведенные исследования могут иметь и практическое значение. Так, описанные эксперименты, позволяют получать геофизическую информацию, например, оценивать высоту нижней границы ионосферы, ее параметры по результатам измерения резонансных максимумов в спектрах СДВ атмосфериков. Кроме того, при проектировании систем СДВ связи и навигации на частотах ниже 10 кГц следует учитывать резонансную структуру радиошумов промежутка Земля-ионосфера, обусловленную явлением ПР.

ГЛАВА 3. Глобальная грозовая активность по результатам пеленгации СДВ атмосфериков

Исследования электромагнитных излучений в диапазоне СНЧ- СДВ, возбуждаемых разрядами молний, дают ценную информацию о свойствах волновода Земля - ионосфера [43, 74, 53, 64], позволяют оценивать пространственное распределение гроз [50, 59, 45, 51, 68, 49], сезонную изменчивость грозовой активности [48, 46, 14]. Основная часть информации о пространственном распределении грозовой активности была накоплена континентальными пунктами наблюдения, расположенными, как правило, в средних широтах и путем сравнения космических и наземных записей [73, 65].

Основные источники земной грозовой активности сосредоточены в тропическом поясе, в так называемых мировых грозовых центрах, расположенных в Африке, Южной Америке, юго-восточной Азии [34]. Сезонные изменения пространственного распределения молний в работе [65] измерялись по спутниковым наблюдениям, при этом моменты измерений и области на поверхности Земли ограничивались параметрами орбиты спутника. Известны также работы, в которых приведены результаты длительных измерений азимутальных распределений атмосфериков в Южной Америке [46] и вариаций направлений на максимум регулярного шума в СДВ диапазоне [9, 10] в Сибири. Тем не менее, приведенные литературные данные не позволяют оценить одновременно динамику и пространственную структуру глобального распределения молний.

В данной главе рассматриваются результаты измерений временных вариаций интенсивности потока и азимутальных распределений атмосфериков, проведенных на борту научно- исследовательского судна (НИС) "Академик Вернадский". Маршрут судна (Рис. 3.1), проходил в тропической зоне Индийского океана между Африканским и Азиатским мировыми грозовыми очагами, а также в Атлантическом океане между Африканским и Американским очагами. Это обстоятельство в обоих случаях позволило наблюдать одновременно два мировых грозовых очага из одного измерительного пункта.

Для пеленгации атмосфериков была предложена и реализована на базе универсального аналого-цифрового комплекса методика, основанная на вычислении компонент среднего вектора Умова-Пойнтинга в широкой полосе частот. Предложенная методика отличается от известных узкополосных и широкополосных способов [4, 15] тем, что позволяет использовать полную энергию импульсных сигналов, а также работать во временной области.

3.1 Методика определения пеленгов

Для пеленгации атмосфериков обычно применяются амплитудный и фазовый методы или их модификации [4, 15]. В амплитудном методе сигналы горизонтальных магнитных компонент поля, принятые ортогональными рамочными антеннами, возбуждают в частотно-избирательном элементе квазисинусоидальные затухающие колебания. Предполагается, что амплитуды сигналов в каждом канале пропорциональны косинусу и синусу угла прихода атмосферика. Эти сигналы после усиления подаются на отклоняющие системы электронно-лучевой трубки (ЭЛТ), при этом на экране высвечивается эллипс, наклон большой полуоси которого указывает азимут прихода атмосферика. Для устранения неоднозначности метода применяется ненаправленная электрическая антенна, сигнал с которой после фильтрации и усиления подается на управляющий электрод ЭЛТ и гасит ненужную половину эллипса.

В фазовом методе квазисинусоидальные сигналы от рамочных антенн (см. выше) сдвигаются друг относительно друга на 90 , после чего суммируются. Пеленг на источник сигнала получается путем измерения разности фаз между суммарным сигналом и опорным сигналом, полученным из канала ненаправленной электрической антенны.

К недостаткам этих методов, при измерении пеленгов импульсных источников, можно отнести потери в точности, вызванные рядом причин.

1. Оба метода являются узкополосными, вследствие чего неоптимально используется энергия импульса, распределенная в широком спектре частот.

2. Работа приемного устройства в узкой полосе предъявляет достаточно высокие требования к качеству настройки фильтров и стабильности их амплитудных и фазовых характеристик.

3. В обоих методах предполагается, что приходящая волна является плоской и в ней присутствуют только поперечные компоненты поля.

Последнее предположение в действительности часто не выполняется, а появление продольной магнитной компоненты H приводит к так называемым "поляризационным ошибкам" (ПО) пеленгации. Существуют две основные причины возникновения ПО [77, 78, 15]:

1. отклонение излучателя (молнии) от вертикали;

2. наличие в принимаемом сигнале отраженных от анизотропной ионосферы волн.

Чтобы исключить отраженные от ионосферы волны, в [39] был предложен широкополосный амплитудный метод, учитывающий только начальную часть атмосферика, формируемую прямой волной. В настоящее время подобный модифицированный метод [54], дающий точность 2 на дистанциях до 100 км., применяется для пеленгации атмосфериков в американской национальной сети локации молний [66].

Для определения направления прихода свистов (вистлеров) в [57, 63], в узкой полосе вычислялся вектор Умова-Пойнтинга во временном представлении. Такая методика эксплуатирует квазимонохроматиченость приходящих сигналов и не может быть использована непосредственно в случае широкополосных атмосфериков.

В [58] вектор Умова-Пойнтинга строился по спектрам трех компонент поля СНЧ атмосфериков в полосе частот от 5 до 50 Гц и использовался для определения пеленгов источников. В работе [60] применялась широкополосная методика (от 2 до 6 кГц) с использованием спектрального разложения компонент поля для определения углов прихода вистлеров, в которой учитывалась эллиптичность поляризации падающей волны. Основным препятствием для применения таких методик служили большие затраты времени, требующиеся при вычислении спектров всех трех компонент поля и двух компонент вектора Умова-Пойнтинга.

В данной работе был предложен и реализован иной метод определения пеленга импульсных источников излучения, основанный на измерении средних по частотам компонент вектора Умова - Пойнтинга, которые вычисляются во временной области.

Направление распространения энергии монохроматической волны в данной точке пространства описывается средним за период колебаний вектор Умова-Пойнтинга [27]:

P = 1/2 Re(P) = 1/2Re[ E(w)*H(w) ], (3.1.1)

где E(w) , H(w) -комплексные спектры компонент поля. * - обозначает комплексное сопряжение. На поверхности идеально проводящей Земли отличны от нуля только три ортогональные компоненты электромагнитного поля - H (w), H (w), E (w). Тогда из (3.1.1) получим выражения для горизонтальных компонент среднего вектора У-П:

P = -1/2 Re (E H ) = -1/2pE ppH pcos(j -j )

P = 1/2 Re (E H ) = 1/2pE ppH pcos( j -j )?

где j ,j ,j - фазы соответствующих спектральных компонент поля.

Направление, противоположное ориентации вектора Умова- Пойнтинга указывает на источник.

Для широкополосного импульсного сигнала введем интегральный вектор Умова-Пойнтинга путем усреднения его компонент по частоте.

G = P (w) dw . (3.1.4)

Здесь пределы интегрирования определяются рабочим диапазоном частот приемного устройства. Величина этого вектора определяет плотность общего потока энергии, а его ориентация указывает усредненное направление распространения потока энергии волн.

Проведем некоторые преобразования выражения (3.1.4). Вследствие действительности временных компонент поля (h(t)=h (t)) справедливы следующие соотношения для прямого и обратного преобразований Фурье комплексно-сопряженных спектральных компонент:

h(t)= H(w)exp(iwt)dw |Z

Запишем выражение для усредненного по частотам вектора УмоваПойнтинга, воспользовавшись обратным преобразованием Фурье для нормальных и комплексно-сопряженных компонент поля (3.1.5):

G = 1/2Re [ E(w)*H(w) ] dw = dw [ e(t)exp(-iwt)dt * h(t)exp(iwt)dt ]

Поскольку интегрирование во внутренних интегралах проводится по независимым переменным, произведение интегралов равно интегралу от произведения функций:

G = dw dt dt [ e(t) * h(t) ]exp(-iw(t-t))

Теперь поменяем порядок интегрирования:

G = dt dt [ e(t) * h(t)] dw exp(-iw(t-t))

В правой части данного равенства мы получили d-функцию Дирака, следовательно

G = - dt dt[ e(t) * h(t)] d(t-t)

Учитывая свойства d-функции проинтегрируем правую часть выражения по t. Получаем окончательное выражение для интегрального вектора Умова-Пойнтинга:

G = [ e(t) * h(t) ] dt . (3.1.6)

Соотношение (3.1.6) соответствуют хорошо известному в анализе равенству Парсеваля (теореме Планшереля) для интегрального преобразования Фурье.

Используя полученное выражение (3.1.6) для случая трех компонент поля, получим значение пеленга, которое определяется прямо из временных форм компонент, при этом исключаются трудоемкие вычисления преобразований Фурье всех трех компонент радиосигнала. Окончательная формула имеет следующий вид:

e (t)h (t)dt

e = arctg[-----------------------] (3.1.7)

e (t)h (t)dt

где t - длительность импульса.

Выражение (3.1.7) легко преобразуется в алгоритм вычисления пеленга с помощью ЭВМ путем перехода от непрерывных величин к дискретным и от интегралов по времени к суммированию временных рядов, составленных из отсчетов сигналов.

Физический смысл измеряемой в предложенном методе характеристики заключается в том, что определяется взвешенное или эффективное направление вектора групповой скорости импульса (цуга волн), т.е. направление распространения энергии импульса.

Имея в своем распоряжении записи реальных атмосфериков, сопоставим различные методики обработки, упоминавшиеся выше. При этом используем также и частотные зависимости пеленгов, определяемых с помощью узкополосного метода вектора Умова- Пойнтинга, т.е. по формулам (3.1.2, 3.1.3). Перед построением обсуждаемых зависимостей определим усредненный азимут прихода e во временной области по предлагаемой широкополосной методике по формуле (3.1.7), а затем приведем компоненты магнитного поля к цилиндрической системе координат (r,v,z) с началом, совпадающим с источником атмосферика, по формулам (2.3.1.)

На Рис.3.2.а (вверху) представлена зависимость пеленга от частоты, определенная по отношению реальных частей спектральных компонент вектора Умова-Пойнтинга Аp(w); на Рис.3.2.б (в центре) - спектры реальной части продольной P (w) и поперечной P (w) составляющих вектора Умова- Пойнтинга; на Рис.3.2.в (внизу) - амплитудные спектры продольной H (w) и поперечной H (w) компонент магнитного поля. Временные формы E (t), H (t) и H (t) этого атмосферика представлены на Рис. 3.3. Импульс был зарегистрирован в Индийском океане 15 февраля 1991г. в 13час. 14мин. 50 сек. московского времени, что соответствует ночным условиям в пункте наблюдения.

Нулевое значение соответствует азимуту, определенному по предложенной широкополосной методике интегрального вектора Умова-Пойнтинга. Видно, что это значение находится в области минимальных отклонений в зависимости, соответствующей узкополосному методу. Можно выделить два поддиапазона: СНЧ - ниже 2 кГц и СДВ - выше 6 кГц, в которых вариации значений пеленгов, полученные узкополосным методом, минимальны. В области 2 - 6 кГц, где существенно влияние поперечных резонансов, отклонения оказываются существенными и достигают 60 и выше. Погрешность определения пеленга также возрастает в минимумах спектральной плотности компонент поля, что легко трактовать как повышение влияния шумов. Поскольку не было возможности локации или пеленгации источников методами, обеспечивающими более высокую точность, такими, как, например, спутниковые наблюдения, было проведено сравнение предложенного метода с широкополосной амплитудной методикой, учитывающей только начальную часть атмосферика [54] длительностью около 100 мксек. Перед определением пеленга по данной методике временные реализации фильтровались в полосе частот от 7 до 13 кГц.

В таблицах 3.1.1 и 3.1.2 приведены результаты пеленгации двух групп атмосфериков. Таблица 3.1.1 содержит данные записей, полученных в Атлантическом океане (9 ю.ш.2 з.д.) в ночь с 9 на 10 апреля 1991г., в то время, как Таблица 3.1.2 - в локальное вечернее время 26 февраля 1991г. вблизи Сингапура (1 с.ш.104 в.д.)

В первой группе представлены сигналы, пришедшие с расстояния 1500 - 3000 км., во второй - от ближней грозы, наблюдавшейся визуально. Колонка "Азимут" содержит азимут атмосферика в градусах в корабельной системе координат, определенный широкополосным методом среднего вектора Умова-Пойнтинга. Следующая колонка содержит отклонения между пеленгами А и А , определенными двумя широкополосными методиками.

Из проведенных сравнений видны достоинства использованной нами методики, состоящие в следующем.

1. Методика является широкополосной и использует все спектральные составляющие сигнала. Из этого следует, что она более универсальна, чем узкополосные методики, поскольку оказывается не критичной к различиям в спектральном составе обрабатываемых атмосфериков.

2. Использование вектора У-П автоматически устраняет двузначность определения пеленга, присущую двухкомпонентным методикам.

3. Использование интегрального вектора Умова-Пойнтинга позволяет уменьшить ошибки за счет суммирования, когда определяющий вклад в результаты измерений угла прихода вносят большие когерентные частотные составляющие поля, а области малых значений полей (а значит и вектора Умова-Пойнтинга) существенной роли не играют.

4. Переход к работе во временной области позволяет существенно повысить скорость вычисления пеленгов и справиться с поставленной задачей в реальном масштабе времени без потерь во входном потоке импульсов.

Таблица 3.1.1. Результаты пеленгации для 14 атмосфериков, зарегистрированных 10 апреля 1991г.

[-------------------------------------------------------------------]

(N g/g Время, Мск. Азимут (А , градус) А -А ,градус)

[-------------------------------------------------------------------]

1 04:21:30 127.3 -1.7

2 04:21:42 -153.7 4.5

4 04:22:27 144.9 3.5

5 04:24:39 143.1 2.1

6 04:24:50 145.4 -2.1

7 04:25:55 160.3 3.3

8 04:26:30 134.6 1.1

9 04:28:55 136.9 2.3

10 04:30:20 140.6 2.6

11 04:30:27 141.2 -11.1

12 04:31:48 135.4 2.1

13 04:32:22 -155.0 -1.7

15 04:32:59 129.1 -4.1

16 04:34:20 -159.3 1.8

Таблица 3.1.2. Результаты пеленгации для 12 атмосфериков, зарегистрированных 26 февраля 1991г.

[-------------------------------------------------------------------]

(N g/g Время, Мск. Азимут (А , градус) А -А ,градус)

[-------------------------------------------------------------------]

1 12:56:19 98.2 1.2

2 12:57:21 -82.1 -5.0

3 12:58:16 94.2 0.8

4 12:59:14 95.9 5.1

5 13:00:16 94.0 -4.6

6 13:01:01 -97.0 -0.4

7 13:01:48 85.6 -1.8

8 13:04:09 68.1 3.1

9 13:05:04 94.2 74.1

10 13:07:56 -93.6 4.5

11 13:09:01 84.6 -0.6

12 13:14:50 179.3 0.8

3.2 Оценка погрешности измерений интенсивности потока атмосфериков

На Земле в среднем за каждую секунду происходит от 30 до 100 вертикальных разрядов молний [14, 69, 34]. Зарегистрировать весь поток порождаемых при этом атмосфериков оказывается невозможным вследствие таких причин, как ограниченные чувствительность и быстродействие аппаратуры, влияние индустриальных помех и т.п. Чтобы исключить срабатывание аппаратуры от помех, создаваемых силовой электросетью, устанавливают конечный пороговый уровень регистрирующей аппаратуры. Таким образом, заведомо вносится погрешность в измерения полного потока атмосфериков. Эта погрешность при фиксированном пороге определяется распределением амплитуд токов в молниях, характеристиками трассы распространения радиоволн в полосе регистрируемых частот, пространственным распределением разрядов молний. Для того, чтобы верно отслеживать вариации интенсивности потока атмосфериков, с одной стороны, необходимо понижать порог срабатывания аппаратуры, чтобы зарегистрировать удаленные разряды. С другой стороны, для уменьшения пропусков импульсов за счет конечного быстродействия аппаратуры, необходимо повышать порог срабатывания. Таким образом, компромиссным решением данной задачи является выбор порога, при котором потери регистрации за счет ограниченного быстродействия будут приемлемыми. Чтобы оценить пространственно-временную изменчивость грозовой активности, вследствие значительного уровня помех и уменьшения пропусков при регистрации, обусловленных ограниченным быстродействием аппаратуры, приходится проводить измерения потока атмосфериков на "хвосте" их амплитудного распределения. Этот порог выбирался экспериментальным путем и составил в наших измерениях E = 15 мВ/м. При этом верхняя оценка пропусков вследствие конечного времени обработки каждого импульса, рассчитанная путем моделирования алгоритма работы регистрирующего комплекса на ЭВМ, составила 32 % при интенсивности регистрируемого потока 2 имп./сек. (см. Табл.3.2.1., c.97).

Чтобы оценить потери, рассмотрим процесс регистрации и обработки импульсов. Атмосферик, амплитуда которого превышает установленный порог, записывается в буферную память. Длительность запоминаемой реализации равна 0.04 сек. Для исключения перезапуска, на время записи и ввода в ЭВМ, которое равно 0.25 сек, вход системы блокируется. Время записи в буферное устройство и ввода в память компьютера составляет Т = 0.25 + 0.04 = 0.29 сек. Эта величина соответствует минимальному "мертвому" времени между двумя последовательно принятыми импульсами, когда в буферном устройстве и в памяти компьютера нет импульсов. После передачи информации в память в компьютере происходит обработка каждого импульса (центрирование, определение азимута прихода и пр.) Это занимает в среднем 0.25 сек. Следовательно, в самом неудачном случае, когда один импульс находится в памяти компьютера перед началом обработки, а второй - в буферном устройстве, "мертвое" время будет равно

Т = 0.25 + 0.04 + 0.25 = 0.54 сек.

Таким образом, в зависимости от предыстории, минимальные интервалы между соседними зарегистрированными импульсами могут лежать в пределах от Т = 0.29 сек до Т = 0.54 сек.

Полученные значения мертвого времени приемника, равное минимум 0.29 сек можно использовать, чтобы сделать вывод о возможности регистрации повторных возвратных разрядов в молнии. Медианные значения времен задержки между последовательными ударами в многократных возвратных разрядах, лежат в пределах от нескольких десятков до нескольких сотен миллисекунд [76, 52, 44], следовательно, наша система регистрирует молнию, как единичное событие, независимо от количества пробоев в ней.

Известно, что поток естественных электромагнитных импульсов хорошо описывается пуассоновской моделью, имеющей распределение Эрланга для интервалов между моментами прихода соседних импульсов. Следовательно, приведенные выше величины мертвого времени не годятся для прямой оценки процента потерь во входном потоке. Чтобы рассчитать процент потерь, необходимо учитывать случайный характер входного потока импульсов, а также двухступенчатую схему работы регистрирующей аппаратуры (ввод-обработка). В связи со сложностью теоретического анализа такого процесса было проведено моделирование на ЭВМ, при котором логика взаимодействия буферного устройства и компьютера была реализована программным способом. Входным потоком служили предварительно сформированные массивы случайных задержек между импульсами, имеющих экспоненциальное распределение и различные средние значения.

В Табл.3.2.1. приведены результаты модельного эксперимента. Здесь в первой колонке указаны величины выходного потока (т.е. количество зарегистрированных импульсов), во второй колонке - процент потерь, соответствующий пуассоновскому входному потоку атмосфериков.

Приведенные выше результаты численного эксперимента дают оценки количества пропущенных импульсов при регистрации модельного пуассоновского потока с помощью аппаратуры с буферизацией входных импульсов, характеризующейся конечной скоростью обработки каждого импульса. Как правило величины выходных потоков, наблюдавшиеся в эксперименте, составляли от 2000 до 4000 имп/час, что отвечает потерям от 10% до 23%. Учитывая представленные в Табл. 3.2.1 значения систематических погрешностей, можно "достроить" верхнюю границу потока.

Оценим теперь влияние величины выбранного порога на вид суточного хода интенсивности реального потока атмосфериков.

Зависимости регистрируемых потоков импульсов от величины порога срабатывания приемника изучались многими авторами ( см. [44, 52, 28, 35] и литературу к ним). Данные в этих работах представляют собой усредненные интегральные распределения и относятся к различным географическим регионам, разным временам суток и сезонам. К сожалению, литературные данные, как правило, не содержат интересующего нас параметра, здесь обычно используются координаты порог - вероятность превышения сигналом этого порога. Исключение составляет только [35], где проводился подсчет числа принятых импульсов. Однако, прямые сопоставления с нашими данными затруднены из-за того, что в этой работе для измерений применялась аппаратура с различными параметрами (такими, как постоянная времени регистрации dt, полоса частот и т.п.). Например, значения dt составляли 10 мксек, 1 мсек или 10(14) мсек. Эти значения dt, естественно, не гарантируют отсутствие срабатываний от повторных ударов в молнии, средние интервалы между которыми по данным [69] лежат в пределах от 50 до 200 мсек.

Пользуясь упомянутыми литературными данными, очень сложно провести прямое сопоставления соотношений величин потоков и порогов для конкретной обстановки, ожидаемой в акватории Индийского и Атлантического океанов. Поэтому нами в ходе измерений был проведен двухпороговый эксперимент, в результате которого были построены суточные вариации потока атмосфериков при двух различных порогах: Е - стандартном и Е = Е /4 - редуцированном значениях.

Для оценки значений N(t,Е ) применялась методика, исключающая пропуски импульсов, которые возрастают при уменьшении порога. Методика измерений заключалась в следующем. Вначале, в течение десяти минут для каждого сорокаминутного отсчета в суточном ходе строилась гистограмма амплитудного распределения J(Е) атмосфериков при редуцированном пороге срабатывания E . При измерении амплитудного распределения брались максимальные по модулю значения в каждом импульсе. Следующие 30 минут поток измерялся в стандартном режиме, т.е. при Е . При этом предполагалось, что в течение сорокаминутного интервала времени статистические параметры потока атмосфериков остаются неизменными. Оценку ожидаемого уровня потока атмосфериков при редуцированной величине порога срабатывания Е можно получить по следующей формуле:

N(t,E )= N(t,E ) I /I ,

где N(t,E ), N(t,E ) - значения потока для стандартного и редуцированного порогов; I , I - количества атмосфериков, амплитуда которых превышает соответственно E и E . Значения I , I вычисляются с помощью измеренной функции амплитудного распределения J(Е) через определенные интегралы вида :

I = J(Е)dЕ; I = J(Е)dЕ.

Результаты измерений, проведенных 21 апреля 1991 г., полученные вблизи западного побережья Африки, приведены на Рис.3.4. Здесь по оси абсцисс отложено московское время t, по оси ординат - количество импульсов N(t,Е) в логарифмическом масштабе, зарегистрированных за получасовой интервал. Нижняя кривая соответствует реально измеренному потоку при стандартном значении порога Е . Верхняя кривая, обозначенная значками ++, соответствует оценкам значений потока при редуцированном пороге Е . Видно, что по форме полученные зависимости отличаются незначительно. Величина сдвига вдоль ординаты между отсчетами приблизительно постоянна и равна ``= 3, т.е., при уменьшении порога срабатывания в 4 раза оценка ожидаемого потока дает трехкратное увеличение потока. Проведенные модельные эксперименты, подкрепленные результатами измерений реальных потоков импульсов позволили оценить погрешность регистрации потока атмосфериков за счет ограниченного быстродействия регистрирующей аппаратуры. Максимальная погрешность, соответствующая выходному потоку в 6000 имп/час, который достигался в измерениях, не превышала 32 % .

3.3 Постановка эксперимента

Измерения азимутальных распределений и вариаций интенсивности потока СДВ-атмосфериков проводились на борту научно-исследовательского судна (НИС) "Академик Вернадский" в 42-ом рейсе в период с февраля по апрель 1991 г. Вертикальная электрическая антенна была вынесена на верхнюю точку грот-мачты судна. Две ортогональные магнитные экранированные воздушные рамочные антенны, укрепленные на станине высотой 2.5м. были установлены на верхней (пеленгаторной) палубе по правому борту судна и ориентированы соответственно вдоль и перпендикулярно курсу судна. По кабелям длиной около 100 м. сигналы с электрической и магнитных антенн подавались на вход приемника универсального комплекса, установленного в лаборатории.

Измерение пеленгов велось круглосуточно. Зарегистрированные данные обрабатывались с помощью компьютера и по результатам обработки строились гистограммы азимутальных распределений, накопленных в течение часового (с 12 по 17 февраля) или получасового интервала (все остальное время). Всего за сутки получалось 24 или 48 гистограмм азимутальных распределений и столько же отсчетов в зависимости количества принятых атмосфериков. Пеленг определялся с помощью вектора Умова - Пойнтинга по наиболее мощной высокочастотной начальной части зарегистрированного атмосферика длительностью 2.56 мсек в широкой полосе. Разрешение по азимуту при построении гистограмм составляло 5 . Путем подсчета общего количества зарегистрированных импульсов за те же стандартные интервалы времени измерялись вариации интенсивности потока атмосфериков. Полученные гистограммы и значения потока записывались в виде файлов данных на гибкие магнитные диски и использовались для дальнейшей обработки. Информация о курсе и координатах корабля, необходимая для вычисления азимута прихода атмосферика в географической системе координат, поступала от штурманской службы и регистрировалась в лабораторном журнале.

В Табл.3.3.1 приведены основные данные, описывающие условия проведения морских измерений на борту научно-исследовательского судна "Академик Вернадский". В первой колонке приведены даты наблюдений. Две последующие колонки содержат координаты судна на 12 часов московского времени, причем сначала идет широта (градусы и минуты), а затем - долгота точки наблюдения в тех же единицах измерения. В двух последних колонках приведены моменты локальных восходов и заходов солнца над пунктом приема. Временные данные Табл.3.3.1 приведены в московском декретном (а не летнем) времени.

Табл. 3.3.1. Координаты моменты восходов и заходов по маршруту НИС "Академик Вернадский" в 42 рейсе.

3.4 Результаты измерений вариаций плотности потока СДВ-атмосфериков

На Рис.3.5.а, приведен пример суточного хода интенсивности потока атмосфериков, зарегистрированных в течение 30 и 31 марта 91 г. Здесь вдоль оси х отложено московское время, а по оси y - количество импульсов. Нижняя кривая на графике соответствует реально измеренному потоку, в то время, как верхняя построена с учетом максимальных потерь при регистрации за счет ограниченного быстродействия регистрирующей аппаратуры (см. Табл.3.2.1). Таким образом, истинное значение плотности потока лежит между этими двумя кривыми.

В это время корабль находился в непосредственной близости от юго-восточного побережья Африки и Мадагаскара (см. карту с маршрутом судна, Рис.3.1). В этом фрагменте наблюдаются хорошо выраженные повторяющиеся от суток к суткам максимумы в плотности потока атмосфериков, приходящиеся на 18 часов Мск. Это время согласуется с максимумом активности Африканского мирового грозового центра согласно данным на Рис.3.6, где приведены усредненные по многолетним метеонаблюдениям суточные кривые интенсивности мировых грозовых центров [34]. Временная зависимость потока СДВ импульсов отличается наличием плато, следующего после главного максимума. Положение этого плато совпадает с американским максимумом, тем не менее, как будет показано ниже измерениями азимутов прихода атмосфериков, оно относится к ночной грозовой активности Африки. Минимум активности приходится на период с 6 до 13 часов Мск.

Вариации интенсивности потока атмосфериков, измеренные в другой точке ( вблизи Конакри, Гвинея ) за период 17-19 апреля, приведены на Рис. 3.5.б. По сравнению с графиками на Рис. 3.5.а эти зависимости имеют более сложную структуру, обусловленную влиянием не одного, а двух мировых грозовых центров - Африканского и Американского.

Обзорные графики вариаций интенсивности общего потока атмосфериков за весь период наблюдений приведены на Рис. 3.7 а-ж в верхней части. Цифры между графиками указывают дату измерений. В данных, измеренных за период 12-17 февраля (Рис.3.7.а) наблюдается ограничение уровня потока, вызванное низкой скоростью алгоритма обработки данных. Начиная с марта эта скорость была увеличена почти на порядок, что позволило в дальнейшем достоверно оценивать динамику вариаций потока. Именно для этого случая в п. 3.2 были приведены оценки потерь. На этих же рисунках приведены зависимости парциальных потоков из секторов, охватывающих мировые грозовые центры, а на нижних графиках - суточные зависимости азимутальных центров тяжести потоков из этих секторов. Чтобы не загромождать графики, на них приведены нижние оценки интенсивности потока, т.е. значения, полученные в измерениях.

Из проведенных измерений можно сделать следующий вывод: потоки варьируют в течение суток; эти вариации легко интерпретируются изменением активности континентальных грозовых центров; иных грозовых центров, кроме континентальных не наблюдается.

Известно, что в области сверхнизких частот (СНЧ) ( Шумановские резонансы и выше) уровень шума вследствие малого затухания определяется глобальной грозовой активностью Земли. В связи с этим, представляет интерес сравнить вариации интенсивности потока СДВ атмосфериков с вариациями уровня шума на СНЧ. Такие измерения были проведены 1 и 4 апреля 1991г. на участке маршрута " Академика Вернадского ", охватывающем южную оконечность Африки. Данные по уровням СНЧ шумов были предоставлены П.Г.Фурманом и В.К.Муштаком из исследовательской группы Санкт-Петербургского университета, работавшими по собственной программе одновременно с автором на борту НИС "Академик Вернадский" и любезно согласившимися провести совместные измерения в течение указанных суток.

На Рис.3.8 жирной кривой в относительных единицах представлены графики суточных вариаций амплитуды электрического поля в атмосфере вблизи 100 Гц, а тонкой линией интенсивность потока СДВ- атмосфериков N(t) за 1 и 4 апреля 1991г. Отсчеты и N(t) представляют собой усредненные за 24 минуты значения. Время t - московское, которое 1.4.91 совпадает с местным, а 4.4.91 - на 1 час отстает от местного времени.

Из сравнения кривых видно, что в вечерние и утренние часы (период активности Африканских мировых грозовых центров) наблюдается хорошее совпадение хода средней спектральной плотности шума на СНЧ и плотности потока атмосфериков. Для оценки связи были рассчитаны коэффициенты линейной регрессии.

Сравнение коэффициента пропорциональности A между уровнем СНЧ шума и интенсивностью потока СДВ-атмосфериков за разные периоды измерений указывает на стабильность линейной связи от суток к суткам. В то же время, из графиков видно, что эта пропорциональность нарушается в периоды минимальной интенсивности потока атмосфериков. Это нарушение пропорциональности объясняется тем, что за счет малого затухания при распространении в полости Земля - ионосфера уровень регистрируемого шума на СНЧ определяют области грозовой активности, охватывающие всю Землю, в то время , как на СДВ дальность приема ограничена большим затуханием, а также фиксированным уровнем срабатывания входного порогового устройства и ограниченной скоростью регистрации. Таким образом, проведенные сопоставления показывают, что в течение суток существуют периоды в течение которых наблюдается значительная корреляция между интенсивностью потока СДВ атмосфериков и уровнем естественных электромагнитных полей СНЧ диапазона. Это обстоятельство позволяет прогнозировать величину СНЧ шума по измерениям потока СДВ атмосфериков.

По результатам измерений вариаций интенсивности общего потока атмосфериков можно сделать следующие выводы:

1. Интенсивность потока СДВ атмосфериков может варьировать в течение суток от 2 до 10 раз.

2. Максимальные значения интенсивности потока за весь период измерений, с учетом систематической погрешности, находились в пределах от 1100 (открытый океан)до 3800 (Гвинейский залив, Конакри) импульсов за получасовой интервал.

3. Положение пиков интенсивности общего потока в суточных вариациях хорошо привязывается к периодам максимальной активности континентальных мировых грозовых центров.

4. Суточный ход интенсивности потока, формируемого Африканским центром, отличается наличием плато, характеризующего ночную континентальную грозовую активность.

3.5 Вариации пеленгов источников СДВ атмосфериков

Данные о направлениях прихода атмосфериков накапливались в виде гистограмм. Пара гистограмм W(A), которые проясняют вклад в общий поток атмосфериков (Рис. 3.5.б, стр. 108), приходящих с различных направлений, приведена на Рис. 3.9. Моменты времени измерений помечены стрелками (1 и 2) на Рис. 3.5.б. Вдоль оси х на гистограммах отложен географический азимут прихода атмосфериков ( с учетом ориентации судна) и отмечены направления сторон света. По оси y отложено количество импульсов, принятых в каждом из 72 стандартных секторов шириной 5 градусов. Из сопоставления рисунков видно, что утренний пик в зависимости N(t) на Рис.3.5.а (помеченный цифрой 2) порожден американскими грозами, в то время, как вечерний максимум (помеченный цифрой 1) обусловлен источниками африканского континента.

Результаты измерений пеленгов в Индийском океане показали, что постоянно существуют два преобладающих направления прихода атмосфериков, которые согласуются с местоположением континентальных мировых грозовых центров. Этот факт демонстрируется на Рис.3.10, где приведены усредненные за сутки азимутальные распределения в полярной системе координат, построенные по результатам измерений 14-17 февраля и 12-15 марта. Видно, что хотя основная часть потока сосредоточена в достаточно узких секторах, структура азимутальных распределений имеет многомодовый характер. Тем не менее, чтобы оценить пеленги и характерные размеры мировых грозовых центров, определим средние значения и их дисперсии по азимутальным распределениям за указанные интервалы времени. Средние значения пеленгов и дисперсии s для k-го сектора вычислялись из полученных экспериментально гистограмм W(A) по следующим формулам:

Суммирование по i производилось в пределах соответствующего сектора. Полученные результаты усреднения гистограмм азимутальных распределений представлены на Рис.3.11. Стрелками здесь отмечены средние направления на мировые грозовые центры и их угловые размеры, характеризуемые среднеквадратичными отклонениями.

Чтобы проследить динамику угловых распределений направлений прихода атмосфериков в течение суток и более, были построены трехмерные профили азимутальных распределений, показанные на Рис.3.12 и 3.13.

Специфической особенностью этих азимутальных распределений является очень высокая стабильность расположения максимумов W(A) относительно оси направлений. В течение суток могут наблюдаться изменения уровня максимумов и даже их исчезновение, однако, временные изменения в их угловом положении очень малы. Здесь азимутальные распределения за 15 февраля 1991 г. построены в координатах азимут, время и W(A). Направления на север, восток, юг, запад помечены вдоль абсциссы, метки вдоль ординаты соответствуют 6-часовым интервалам времени. Как можно видеть, максимумы в распределениях W(A) занимают одни и те же угловые положения в течение всего дня, в то время как их амплитуда существенно изменяется.

Азимутальная стабильность еще более заметна на длительных интервалах времени,(см. данные с 14 по 17 февраля, приведенные на Рис.3.13). Данные на этом рисунке представлены в том же виде, что и на Рис.3.12., только каждая кривая соответствует азимутальному распределению источников, усредненному за четырехчасовой период. Результаты четырех последовательных суток показаны вместе с датами.

Из приведенных графиков видно, что основная часть потока атмосфериков сосредоточена в секторах, охватывающих континентальные и островные области, а в течение суток происходит перераспределение активности между ними. Чтобы оценить динамику активности мировых грозовых центров, была проведена обработка данных, с помощью которой общий поток был разделен по этим секторам и парциальные значения потока представлены на обзорных графиках 3.7 а-ж наряду с общим потоком (Общий) кривыми, помеченными соответственно Африка, Америка, Азия, Мадагаскар. В нижней части этих рисунков изображены графики вариаций азимутов, указывающих направление на центры тяжести азимутальных распределений, ограниченных соответствующими секторами и их среднеквадратичных отклонений.

3.6 Интерпретация полученных результатов

Результаты морских измерений убедительно показывают, что глобальная грозовая активность порождена источниками, которые располагаются на суше, при этом доминирующая роль в формировании электромагнитного фона в изучаемом диапазоне частот переходит от одного континентального грозового центра к другому, "перепрыгивая" через океаны. Физически эти результаты не соответствуют модели единого движущегося планетарного грозового центра, представление о котором явилось результатом анализа данных по шумановским резонансам [8].

Дополнительная информация об источниках была получена за счет движения приемного пункта. Навигационные данные позволяют вычислить суточные изменения положения судна, которые в совокупности с измерениями азимутов прихода атмосфериков могли бы дать оценку размера площади, где сконцентрированы континентальные грозы.

Результаты такого анализа, которые были выполнены по данным, полученным в окрестности Мыса Доброй Надежды, представлены на Рис.3.14. В течение этого времени от суток к суткам происходило существенное изменение наблюдаемых азимутов прихода атмосфериков, вызванное движением пункта наблюдения. В целом, измеренные профили углов прихода интерпретировать весьма затруднительно. Оказалось, что гораздо проще сравнить вычисленные пеленги Мадагаскарских, Африканских и Американских источников с экспериментальными результатами. Кривые на Рис.3.14. были вычислены с помощью формул сферической тригонометрии [6] для координат компактных грозовых центров, которые взяты из Справочника по геофизике [34] и приведены в Табл.3.6.1. Точки и стрелки представляют собой результаты измерений и демонстрируют хорошее согласие с рассчитанными кривыми.

Табл.3.6.1. Координаты основных грозовых центров из Справочника по геофизике [34].

---------------------------------------

Название Март Апрель

---------------------------------------

Мадагаскар 18 S 48 E 15 S 48 E

Африка 11 S 35 E 8 N 7 W

5 N 6 W 7 N 8 E

1 S 32 E

1 S 55 W

Америка не учитыв. 17 S 57 W

8 S 62 W

---------------------------------------]

Данные, полученные на достаточном удалении от африканского континента оказалось интерпретировать гораздо легче. На участках маршрута судна 14-17 февраля и 12-15 марта, были получены оценки среднего направления на африканский центр грозовой активности (Рис.3.11.) Для февральского периода среднее значение равно А =260 , для марта оно составило А = 265 . Поскольку проекция данных участков на меридиональное сечение континента составила приблизительно 15 , оценка смещения областей грозовой активности с юга на север в Африке за указанный месячный период, охвативший смену сезона, дает величину около 1500 км, что находится в хорошем соответствии с климатологическими данными [34].

3.7 Основные результаты и выводы главы

Результаты измерений и анализа данных, проведенные в настоящей главе, позволяют сделать следующие выводы:

1. Разработана и апробирована методика определения пеленгов импульсных сигналов, основанная на вычислении средних компонент вектора Умова-Пойнтинга во временном представлении, позволившая провести измерения азимутальных распределений и вариаций интенсивности потока СДВ-атмосфериков с помощью аналого-цифрового комплекса в реальном масштабе времени при интенсивности потока до 6000 событий в час.

2. Длительные непрерывные морские измерения показали, что основной вклад в мировую грозовую активность дают континентальные и островные мировые грозовые центры.

• Вариации интенсивности потока СДВ-атмосфериков N(t) хорошо коррелируют по времени с максимальной активностью известных мировых грозовых очагов.

• Азимутальные распределения СДВ-атмосфериков W(A) согласуются с вариациями потока N(t) и интерпретируются той же моделью континентальных источников.

• По сезонным измерениям пеленгов W(A) отмечен сезонный дрейф африканских грозовых источников с юга на север, что согласуется с геофизическими данными, измерена его величина: 1500 км. за период с февраля по март.

• Все данные о континентальных грозах хорошо интерпретируются и в том случае, когда смещение приемника относительно источника является существенным.

1. Результаты морских измерений показывают, что глобальная грозовая активность может рассматриваться, как порожденная источниками, расположенными на суше в континентальных грозовых центрах. Доминирующая роль в глобальной грозовой активности переходит от одного грозового центра к другому, "перепрыгивая" через океаны, вслед за движением границы день - ночь (терминатора).

2. Сопоставление суточных вариаций интенсивности потока атмосфериков и уровня шума в СНЧ диапазоне, (по результатам измерений вблизи южной оконечности Африки) указывает на линейную связь между ними. Данное обстоятельство может быть использовано для оценки уровня поля на СНЧ с помощью простой методики счета СДВ-атмосфериков.

Характеристики

Список файлов реферата