ГЕОМАГНЕТИЗМ И АЭРОНОМИЯ, 2007, том 47, № 3, с. 389-393
УДК 550.388
ДОЛГОТНЫЙ ЭФФЕКТ В ЗАВИСИМОСТИ КРИТИЧЕСКОЙ ЧАСТОТЫ СРЕДНЕШИРОТНОГО £-СЛОЯ ОТ СОЛНЕЧНОЙ АКТИВНОСТИ
© 2007 г. М. Г. Деминов1, Р. Г. Деминов2, В. Н. Шубин1
1Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова,
РАН, Троицк (Московская обл.) 2Казанский государственный университет, Казань e-mail: deminov@izmiran.rssi.ru Поступила в редакцию 22.12.2005 г. После переработки 19.06.2006 г.
На основе анализа изменений критической частоты E-слоя foE по станциям Боулдер и Ташкент, расположенных на почти совпадающих географических и сильно различающихся геомагнитных широтах, получено, что: а) поздней осенью и зимой значения foE на этих станциях отчетливо различаются при низкой солнечной активности; с ростом солнечной активности эта разница уменьшается, т.е. долготный эффект в зависимости foE от солнечной активности значим для этих условий; б) летом этот эффект практически отсутствует, т.е. разница в зависимости foE от солнечной активности на этих станциях не значима для данного сезона. Обосновано, что одной из основных причин этого долготного эффекта является зависимость концентрации окиси азота [NO] от геомагнитной широты, сезона и солнечной активности.
PACS: 94.20.Gg; 94.20.dm
1. ВВЕДЕНИЕ
Под долготным эффектом в критической частоте E-слоя foE понимается зависимость foE от долготы при фиксированных дне года, местном времени, географической широте, солнечной и геомагнитной активностях. Согласно эмпирическим и полуэмпирическим моделям, такой эффект для foE на средних и низких широтах отсутствует [Нуси-нов, 1988; Bilitza, 2001], т.е. значения foE совпадают на всех долготах при перечисленных выше фиксированных условиях. Тем не менее, долготный эффект в foE может существовать. Данное предположение основано на известной зависимости foE от концентрации окиси азота [NO] (см., например, [Иванов-Холодный и Нусинов, 1978]) и результатах анализа данных измерений [NO] с помощью спутника SNOE [Barth et al., 2003]. Они показывают, что [NO] существенно зависит от геомагнитной широты даже на средних и низких широтах [Barth et al., 2003]. Это связано: а) с высокой эффективностью образования [NO] авроральны-ми (1-10 кэВ) электронами; б) с большим временем жизни [NO] (около 19.6 ч) и, как следствие, с высокой эффективностью переноса [NO] термо-сферными ветрами на более низкие широты [Barth et al., 2003]. На фиксированной географической широте расстояние до высокоширотного источника образования [NO] зависит от долготы, что в конечном итоге может привести к существованию долготного эффекта в foE. Цель данной работы - проверка этого предположения на основе
анализа данных ионосферных станций Боулдер и Ташкент.
2. РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИЗА
Для выделения долготного эффекта в foE выберем ионосферные станции, которые расположены на близких географических, но сильно различающихся геомагнитных широтах. В данном случае такими станциями являются Боулдер (Bou, ф = 40.0°N, X = 254.7°E, Ф = 47.4°N) и Ташкент (Tas, ф = 41.3°N, X = 69.6°E, Ф = 32.3°N), где в скобках приведены сокращенное название станции, географическая широта ф, географическая долгота X и геомагнитная широта Ф для варианта, когда магнитное поле Земли описывается эксцентричным диполем (см., например, [Fraser-Smith, 1987]). Видно, что географические и геомагнитные широты этих станций различаются примерно на 1 и 15 градусов соответственно.
2.1. Предварительные оценки
Проведем качественные оценки ожидаемых особенностей изменений foE на рассматриваемых станциях, связанные с зависимостью [NO] от геомагнитной широты, что позволит обеспечить целенаправленный поиск закономерностей долготного эффекта в foE по экспериментальным данным. Для этого используем простейшую зависимость концентрации электронов максимума E-слоя Nm = = 1.24 х 104 foE2 от аэрономических параметров
Месяцы года
Рис. 1. Годовые изменения концентрации окиси азота [NO] на высоте максимума E-слоя (сплошные линии -ст. Боулдер, штриховые линии - ст. Ташкент) и относительных значений критической частоты этого слоя f(Bou, Tas) для низкой (F10 = 66, тонкие линии, и высокой (Fjo = 190, жирные линии) солнечной активности.
на высоте максимума этого слоя hm (здесь и ниже foE выражается в МГц, все остальные величины в системе СГС):
N2m = (qm/а) X, X = (Y +1)/(Y + 0.5), Y = [ NO+] / [ O+] = к [NO]/(aNm), (1)
a = 4.2 x 10-7(300/Te)0 85, к = 4.4 x 10-10,
где qm - скорость ионизации молекулярного кислорода; [NO+] и [ O+ ] - концентрации ионов окиси азота и молекулярного кислорода; [NO] - концентрация окиси азота; a - коэффициент диссоциативной рекомбинации NO+; к - коэффициент реакции:
NO+ + O2 = NO + O+; Te - температура электронов. Уравнение (1) отличается от общепринятого только формой записи (см., например, [Иванов-Холодный и Нусинов, 1978]). Принятые значения коэффициентов a и к совпадают с приведенными в работе [Bailey et al., 2002]. При записи уравнения (1) утено, что а1 - 0.5а, где а1 - коэффициент диссоциативной рекомбинации O+. Рассмотрим относительные значения foE (в четвертой степени) в процентах на станциях Боулдер (Bou) и Ташкент (Tas):
f (Bou, Tas) = [(foE(Bou)/foE(Tas))4 - 1] x 100. (2)
Отметим, что обычно [/(Bou, Tas)| < 15%, поэтому f (Bou, Tas) - 4[foE(Bou)/foE(Tas) - 1] x 100. Примем, что значения qm и а совпадают на станциях Bou и Tas для фиксированных даты и местного времени. В этом случае из уравнений (1) и (2) следует, что
f (Bou, Tas) = [X(Bou)/X(Tas) - 1] x 100. (3)
Для вычисления f(Bou, Tas) по уравнению (3) зафиксируем местное время 11 LT и учтем, что на рассматриваемых высотах Te - Tn, где Tn - температура нейтральных частиц. Используем полуэмпирическую модель E-слоя ИПГ [Нусинов, 1988] и эмпирические модели NOEM [Marsh et al., 2004] и NRLMSISE-00 [Picone et al., 2002] для определения высоты максимума E-слоя hm, [NO] и Tn на этой высоте. Используем уравнение (1) для вычисления qm на ф = 40°N, X = 0°E, где географическая и геомагнитная широты практически совпадают. Для этого дополнительно используем Nm по модели ИПГ с учетом зависимости Nm от потока радиоизлучения Солнца на длине волны 10.7 см F10, приведенной Нусиновым [2004]. Определим Nm для Bou и Tas по уравнению (1), поскольку все остальные параметры этого уравнения известны. Далее, вычислим X(Bou), X(Tas) и f(Bou, Tas).
Результаты расчетов годовых изменений /(Bou, Tas) по этому алгоритму приведены на рис. 1 для низкой магнитной активности (Kp = 2.5, Ap = 11 нТл), низкой (F10 = 66) и высокой (F10 = 190) солнечной активностей. В данном случае годовые изменения f(Bou, Tas) целиком обусловлены соответствующими изменениями [NO] на высоте hm по модели NOEM. Они приведены в верхней части рис. 1. Отметим, что модель NOEM построена по данным спутника SNOE, для которых диапазон изменений F10 составлял 90-300 [Marsh et al., 2004]. Эта модель предназначена для использования в указанном диапазоне изменений F10, но приведенная в ней зависимость [NO] от F10 позволяет экстраполировать модель до более низких значений F10. Приведенные на рис. 1 данные [NO] для низкой солнечной активности получены с помощью такой экстраполяции.
Из рис. 1 видно, что в целом f(Bou, Tas) < 0 из-за более высоких значений [NO] над Боулдером. Абсолютные значения f(Bou, Tas) увеличиваются при переходе от летних месяцев к зимним, достигая максимальных значений в октябре-ноябре и январе-феврале, что связано с разным характером годовых изменений [NO] над анализируемыми станциями. Величина f(Bou, Tas) увеличивается с ростом солнечной активности, и эта зависимость наиболее отчетлива поздней осенью и зимой. В эти месяцы даже при низкой солнечной активности [/(Bou, Tas)| < 15%, т.е. теоретически ожидаемая разница foE на этих станциях не больше 4%, что не сильно отличается от точности измерения foE. Итак, если долготный эффект в за-
Коэффициенты уравнений регрессии (6) и (7) для /(Bou), f(Bou) иf(Bou, Tas)
/(Bou) /(Tas) /(Bou, Tas)
Сезон N
ao bo со a0 b0 с0 Kq a b с K
зима -16 0.99 15 0.93 -6 0.92 17 0.90 -10 0.09 12 0.27 1182
весна -10 1.05 15 0.93 1 1.10 18 0.91 -12 0.05 11 0.15 877
лето -1 1.01 16 0.89 8 1.10 18 0.89 -8 0.01 13 0.03 389
осень -13 1.03 14 0.93 -1 0.98 18 0.88 -11 0.09 12 0.26 1061
осень-зима -20 1.10 4 0.99 -6 0.98 7 0.95 -13 0.13 3 0.70 20
висимости /оЕ от солнечной активности обусловлен [N0], то он максимален поздней осенью и зимой, и даже для этого времени года амплитуда данного эффекта низкая. Поэтому для выделения анализируемого долготного эффекта по экспериментальным данным необходима предварительная фильтрация этих данных, что учтено в приведенной ниже методике выделения данного эффекта.
2.2. Методика
Для каждой даты в интервале 1964-1987 гг. используем пять часовых значений /оЕ станций Боулдер и Ташкент в интервале 10-14 ЦТ. Алгоритм выделения анализируемого долготного эффекта по данным этой пары станций:
1. Исключить данную дату из рассмотрения, если выполнено хотя бы одно из условий: а) на одной из станций число значений /оЕ меньше трех из пяти возможных; б) в данный или предыдущий день Ар > 20 нТл; в) среднее за данный и предыдущий день значение Fw > 190. Последнее ограничение связано с увеличением разброса данных при ^ > 190.
2. Для каждой из оставшихся дат вычислить нормированные значения /оЕ в четвертой степени (для каждого часа в интервале 10-14 ЬТ, по которым имеются данные /оЕ):
fn(A, LT) = [foEIRI(66)f,
(4)
где A - сокращенное название станции (Bou или Tas), foE и foEIR(66) - значения foE по данным станции A и по модели IRI [Bilitza, 2001] для координат и местного времени LT этой станции при фиксированном уровне солнечной активности F10 = 66. Вычислить fn(A) - средние для данной даты значения fn(A, LT). Для этой даты вычислить нормированные и относительные значения foE (в четвертой степени) в процентах:
f(Bou) = [/„(Bou) - 1] х 100, f(Tas) = fn(Tas) - 1] х 100, (5)
f (Bou, Tas) = [/n(Bou)/fn(Tas) - 1] х 100,
3. Для каждого дня вычислить fmed(Bou, Tas) - медианные за 30 дней (центрированные на данный
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.