ГЕОМАГНЕТИЗМ И АЭРОНОМИЯ, 2010, том 50, № 2, с. 167-175
УДК 523.62-726
КОНТРОЛЬ ТЕКУЩЕГО СОСТОЯНИЯ ГЕОМАГНИТНОЙ АКТИВНОСТИ ПО СПУТНИКОВЫМ МАГНИТНЫМ ИЗМЕРЕНИЯМ В МАГНИТОСФЕРЕ
© 2010 г. А. Е. Левитин, Л. И. Громова, Л. А. Дремухина, Т. И. Зверева, Т. А. Чернова
Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН,
г. Троицк (Московская обл.), Россия
e-mail: gromova@izmiran.ru Поступила в редакцию 26.06.2009 г.
Представлен метод контроля в реальном масштабе времени состояния геомагнитного поля на основе сопоставления современных моделей магнитного поля в магнитосфере (модель Цыганенко, па-раболоидная модель НИИЯФ МГУ) с измерениями этого поля на борту космического аппарата, проводимыми вдоль его траектории. Метод основан на возможности таких моделей характеризовать на количественном уровне состояние магнитного поля Земли в околоземном пространстве. Сопоставляя модельные расчеты геомагнитного поля вдоль траектории спутника, относящиеся к различным классам его состояния (спокойное, возмущенное, сильно возмущенное), с текущими экспериментальными магнитными данными, можно определить конкертное состояние по наилучшей сходимости измерений с одним из этих трех модельных расчетов. Метод опробован на данных спутника CHAMP.
1. ВВЕДЕНИЕ
Контроль состояния геомагнитного поля в реальном масштабе времени является главной составляющей современного контроля космической погоды. Под этим термином понимается физическая ситуация на Солнце, в солнечном ветре, магнитосфере, ионосфере и термосфере, способная влиять на эксплуатационные качества и надежность работы космических и наземных технологических систем, а также подвергать опасности жизнь и здоровье людей. Кроме того, что сама геомагнитная активность способна негативно воздействовать на конкретные технические системы через связанные с ней индукционные токи, она еще является и индикатором уровня электромагнитного состояния околоземной среды, которое определяет вероятность разрушительного воздействия этой среды на космические и наземные объекты.
Для описания состояния геомагнитного поля уже более полувека используются количественные индексы геомагнитной активности, публикуемые в печати и представленные в Интернете. Такая широкая доступность индексов также способствует главенствующей роли прогноза и контроля геомагнитной активности в прогнозе и контроле космической погоды. Индексы рассчитываются по данным конкретных магнитных обсерваторий и отражают амплитудную характеристику магнитного сигнала, которая пропорциональна уровню геомагнитной возмущенности в точках местоположения этих обсерваторий. Существуют способы приближенного описания основных индексов
геомагнитной активности (индексы Kp, Dst) на основе их связи с параметрами межпланетной среды. Такое описание проводится или на основе корреляционных уравнений, или с помощью метода нейронной сети [Gleisner et al., 1996; Lundst-edt et al., 2002; O'Brein and McPherron, 2000; Wing et al., 2005]. Оба способа позволяют при наличии текущих данных о параметрах межпланетной среды в реальном масштабе времени характеризовать геомагнитную возмущенность на уровне земной поверхности.
На мировой сети магнитных обсерваторий в качестве показателей состояния переменного магнитного поля Земли определяются трехчасовые индексы локальной геомагнитной активности, получившие название K-индексов. В отдельных районах земной поверхности, отличающихся характерными для этих районов свойствами геомагнитных возмущений, фиксируемыми на их территории, определяются: PC-индекс в полярной шапке, AE, AU, AL индексы в зоне полярных сияний, индекс Kp планетарной геомагнитной активности в субавроральной зоне, Dst-индекс геомагнитного возмущения в периоды магнитных бурь в низких широтах [http://isgi.cetp.ipsl.fr]. Все они были введены для исследования пространственно-временной динамики состояния геомагнитного поля, главным образом, в периоды значительных геомагнитных возмущений.
Все эти классические индексы геомагнитной активности обладают, с точки зрения современного понимания физики магнитосферных про-
цессов, рядом существенных недостатков, которые не позволяют им достаточно корректно отражать текущую геомагнитную обстановку, в первую очередь потому, что значительные геомагнитные возмущения (магнитные бури) составляют не более 5—10% времени года.
Индекс К, который дает количественную информацию о локальной по территории геомагнитной возмущенности на конкретной обсерватории, определяется для 3-х часовых интервалов по амплитуде максимального перепада значений одной из двух горизонтальных компонент вектора геомагнитного поля, а не по реальной амплитуде вектора возмущения на более коротком промежутке времени. Пересчет регистрируемой амплитуды геомагнитного поля в К-индекс не зависит от местного времени ее регистрации и от сезона года. Эти индексы имеют цифровую шкалу от 0 до 9, выбранную не на основе физических представлений о генерации геомагнитных вариаций, а на основе деления максимальной амплитуды одной выбранной магнитной бури на части, которые соответствуют определенным долям этого максимального значения [Заболотная, 2007].
Индекс Кр опирается на К-индексы обсерваторий, по данным которых он рассчитывается и поэтому сохраняет все их недостатки. В периоды магнитных бурь этот индекс часто характеризует не уровень планетарного геомагнитного возмущения, а уровень локальной магнитной активности в авроральном овале, потому что в период бури происходит расширение зоны полярных сияний и сползание к югу авроральных электроструй. То есть, обсерватории по которым вычисляются Кр-индексы из субавроральных обсерваторий, которые по этому признаку и были выбраны для регистрации планетарных геомагнитных возмущений, становятся авроральными.
Индексы АЕ (Аи, АЕ) были созданы для количественной оценки пространственно-временной интенсивности авроральных электроджетов. Они дают такую оценку, но этот контроль тоже не совсем точен. Во-первых, пространственное распределение обсерваторий АЕ индекса в разные часы суток не позволяет, одинаково корректно для всех часов суток, следить за интенсивностями западного и восточного электроджетов (известная иТ вариация этих индексов). Во-вторых, интенсивность электроджетов, отражаемая этими индексами, определяется по экстремальным амплитудам магнитного поля в локальных точках их наблюдения. Это означает, что станция, которая определила максимальную амплитуду поля для расчета индекса, могла быть расположена ближе к электроджету — в том его месте, где он имеет не максимальную амплитуду тока. В то же время, другая станция могла быть расположена дальше от электроджета, но в том его месте, где он имеет
действительно максимальную токовую амплитуду, и в результате информация о реальной интенсивности токовой системы в авроральном овале получается не совсем корректной. В-третьих, как уже было указано выше, в период магнитных бурь авроральные электроджеты смещаются к югу, и станции AE индекса начинают контролировать реальную их интенсивность недостаточно достоверно. В периоды же отсутствия суббурь, геомагнитная активность может сместиться из аврораль-ной зоны в область полярной шапки. Поэтому в это время индексы AE (AU, AL) также не могут быть хорошими показателями реального состояния магнитного поля Земли в высоких широтах.
Dst-индекс был введен для количественной оценки геомагнитной активности, создаваемой кольцевым током, который на тот период времени полагался главным источником магнитного возмущения во время магнитной бури. На самом деле дополнительными значительными генераторами магнитного возмущения во время магнитных бурь в области расположения обсерваторий, по которым проводится его расчет, являются также авроральные токовые системы и токовая система хвоста магнитосферы. Поэтому модельное описание Dst-вариации на основе обычно используемых соотношений: Dst = DCF + DR; DR = = ConstNV2)1/2; DR/dt = F + DR/т, где DCF + DR — сумма магнитных полей, создаваемых током на магнитопаузе и кольцевым током; N и V — концентрация частиц и скорость солнечного ветра; F + + DR — функция инжекции энергии в кольцевой ток и т — постоянная распада этого тока [O'Brein and McPherron, 2000 и ссылки в ней], не может корректно отражать эту вариацию. При использовании Dst-индекса, как характеристики состояния магнитного поля Земли, необходимо учитывать, на какой фазе магнитной бури данная амплитуда Dst определена, так как одна и та же амплитуда этого индекса может быть как на главной фазе бури, так и на фазе ее восстановления. При этом, в первом случае магнитосфера будет находиться в возбужденном состоянии, а во втором это состояние будет уже более спокойное.
В данной работе мы демонстрируем алгоритм, реализующий контроль состояния (класса) геомагнитной активности в реальном масштабе времени на основе спутниковых измерений магнитного поля в магнитосфере. Переходя к контролю геомагнитной активности по данным спутниковых измерений, мы получаем возможность оценивать интегральную активность всех основных магнитосферных токовых систем в области околоземного пространства, охватываемого орбитой космического аппарата. Использование такого метода оценки геомагнитной активности, превращает каждый используемый для его осуществления спутник в некое подобие аппарата, ведущего спутниковую магнитную съемку. При этом осуществ-
ляется возможность контролировать процессы, способные негативно влиять на работу этого космического аппарата, происходящие именно в той области, где он находится. Самое главное, используя такой алгоритм, контроль геомагнитной обстановки, который в настоящее время проводится на основе локальных двумерных наземных магнитных измерений, меняется на контроль, опирающийся на трехмерные пространственные магнитные измерения вдоль орбиты спутника. Созданный алгоритм, при апробации его реальной эффективности на конкретном спутнике, реально позволит улучшить существующую сегодня методику контроля текущего состояния магнитного поля Земли, используемую для борьбы с негативным воздействием космической погоды на работу космических и н
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.