ГЕОМАГНЕТИЗМ И АЭРОНОМИЯ, 2014, том 54, № 5, с. 591-599
УДК 550.388.2
ДИНАМИКА ПРОДОЛЬНЫХ ТОКОВ, ВОССТАНОВЛЕННЫХ ПО НАЗЕМНЫМ И СПУТНИКОВЫМ ДАННЫМ © 2014 г. В. Д. Николаева1, 2, А. Л. Котиков1, 3, Т. И. Сергиенко4
1 Санкт-Петербургский государственный университет, г. Санкт-Петербург 2Арктический и антарктический научно-исследовательский институт, г. Санкт-Петербург 3 Санкт-Петербургский филиал института земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН(ИЗМИРАН), г. Санкт-Петербург 4Шведский институт Космической Физики, Кируна, Швеция e-mail: vera_nik@list.ru Поступила в редакцию 12.04.13 г. После доработки 15.04.2014 г.
Представлены результаты сопоставления параметров продольных токов, восстановленных по наземным измерениям магнитного поля в Скандинавии (IMAGE), и ионосферной проводимости, рассчитанной по измерениям потоков высыпающихся электронов на спутнике DMSP-F13 для конкретных событий 6 и 8 декабря 2004 г. Кроме того, проведены расчеты ионосферной проводимости с использованием прямых измерений электронной концентрации радаром некогерентного рассеяния EISCAT. Для 6 декабря 2004 г. при наличии развитых ионосферных токов отмечается высокая корреляция между продольными токами, рассчитанными по данным спутника DMSP-F13, и продольными токами, рассчитанными по радарным измерениям. Сравнение продольных токов, восстановленных по предлагаемой методике, с токами, рассчитанными по вариациям магнитного поля на спутниках серии DMSP, подтверждает корректность разработанного алгоритма.
DOI: 10.7868/S0016794014050125
1. ВВЕДЕНИЕ
Определение реального распределения продольных токов — одна из главных задач ионо-сферно-магнитосферного взаимодействия. Так как продольные токи являются связующим звеном между магнитосферой и ионосферой, то знание системы продольных токов, их динамики во время суббури и способа их генерации позволило бы приблизиться к пониманию процессов, происходящих в магнитосфере. Исследование продольных токов на базе спутниковых измерений магнитного поля не позволяет осуществлять непрерывный мониторинг параметров этих токов в ходе развития суббури и восстанавливать реальную картину их распределения для разных фаз суббури и уровней магнитной активности. В настоящее время существуют статистические модели глобального распределения продольных токов для различного уровня геомагнитной и солнечной активности [Heppner and Maynard, 1987; Papitash-vili et al., 2002; Dremukhina et al., 1998; Lukianova and Christiansen, 2006]. В большинстве случаев при изучении конкретных событий подобные модели не позволяют воспроизвести реальную картину их пространственно-временного распределения за интересующий интервал времени.
Для конкретных событий становится целесообразным использование данных цепочек наземных магнитометров, осуществляющих непрерыв-
ный мониторинг магнитного поля Земли. Подобные наблюдения проводятся на Аляске, в Гренландии, Скандинавии и Канаде. Для решения задачи восстановления продольных токов на базе измерений вариаций магнитного поля на земной поверхности также необходимо иметь информацию о проводимости ионосферы с хорошим пространственно-временным разрешением. Для этого могут быть использованы данные наземных радиотехнических средств наблюдений (радаров, ионозондов, риометров и т.п.), оптических наблюдений (камер всего неба, фотометров, спектрометров) и данные измерений на спутниках. При этом для получения достоверной информации необходимо, чтобы результаты, полученные по данным измерений на земной поверхности, совпадали с результатами, основанными на спутниковых измерениях.
Основной целью данной работы является сопоставление параметров и динамики продольных токов, рассчитанных по наземным и спутниковым измерениям на примере конкретных событий 6 и 8 декабря 2004 г.
2. ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДАННЫЕ
2.1. Радар некогерентного рассеяния ЕШСЛТ
Радар некогерентного рассеяния Е^САТ позволяет получить вертикальные профили элек-
тронной концентрации независимо от условии геомагнитной активности. В работе использованы данные радара, расположенного в Тромсе, Норвегия (географические координаты: 69° N, 19° E). Радар некогерентного рассеяния работал по особой программе — CP-3, что позволило получить изменение электронной концентрации в интервале широт от 64 до 69° исправленной геомагнитной широты. В рамках данной программы зондирование ведется с постепенным изменением угла наклона антенны вдоль меридиана. Полное прохождение радаром всей угловой развертки составляет 20—30 мин. При таком режиме зондирования можно напрямую получить высотные профили электронной концентрации, температуры электронов, температуры и скорости ионов от 90 до 600 км вдоль долготы.
Исходные данные радаров EISCAT находятся в архивах с ограниченным доступом на [http:// www.eiscat.se/schedule/].
В данной работе представлены расчеты с использованием вертикальных профилей электронной концентрации, полученных по радару EISCAT.
2.2. Спутники DMSP
Программа Defense Meteorological Satellites Program (DMSP) была введена в действие в середине шестидесятых годов. Каждый спутник DMSP имеет солнечно-синхронную орбиту на высоте около 830 км над поверхностью Земли. Время прохождения орбиты — 101 мин. Спутники DMSP измеряют потоки высыпающихся частиц в 19 различных каналах от 30 эВ до 30 кэВ. Частицы этих энергий проникают на высоты ионосферы вплоть до 80 км и служат основным источником ионизации в ночное время и вносят существенный вклад в ионизацию авроральной ионосферы в дневные часы. Данные по высыпаниям частиц со спутников DMSP находятся в открытом доступе на сайте университета Джона Хопкинса [http://sd-www. jhuapl.edu/Aurora/].
3. МЕТОДЫ РАСЧЕТА
3.1. Расчет электронной концентрации по данным DMSP
Для вычисления электронной концентрации был использован метод, предложенный в [Ser-gienko and Ivanov, 1993]. В данном алгоритме производится расчет функции ионизации при прохождении пучка электронов с заданной энергией через толщу атмосферы с применением метода Монте-Карло. В качестве входных данных брались данные измерений DMSP в 17 каналах энергии (т.е. рассматривались дифференциальные спектры электронов с энергиями от 60 эВ до 30 кэВ, рассчитывалась функция ионообразования на
высотах от 200 до 95 км при прохождении этих конкретных потоков электронов, измеренных спутником на данной геомагнитной широте).
Модель ^ЬМ818Е-00 [Ргсопе й а1., 2002] использовалась как базовая модель атмосферы. Входные параметры включают в себя дату, широту, долготу и мировое время, что позволяет учитывать сезонные и суточные вариации состава атмосферы.
Далее решалось стационарное уравнение баланса ионизации на высотах Е- и нижней части Е- областей (от 95 до 200 км):
О — а пе = 0,
где О — функция ионизации, а — коэффициент рекомбинации. Значения коэффициента рекомбинации были взяты из работы [Уккгеу е! а1., 1982].
3.2. Расчет проводимости ионосферы
Зная электронную концентрацию измеренную радаром некогерентного рассеяния Е^СЛТ или рассчитанную по спутниковым данным можно рассчитать проводимости Холла (<зн) и Педерсе-на (а Р). Проводимости на высотах от 90 до 200 км с шагом 5 км были получены по формулам:
nee
а н = — н B
®e
ю,-
2 , 2 VV en + Юе
Up =■
ne в
V en^e 2 , 2 VV en + Юе
2 , 2 V in +Ю/.
V in Ю, 2 , 2 V in + Ю,,
ven, vin — частоты электрон-нейтральных и ион-нейтральных соударений;
we, w; — электронная и ионная гирочастоты; B — напряженность геомагнитного поля; ne — концентрация электронов в ионосфере.
Для расчета полной электронной и ионной частоты соударений была составлена программа, учитывающая:
— резонансные [Banks and Kockarts, 1973] и нерезонансные ион-нейтральные взаимодействия [Брюнелли и Намгаладзе, 1988];
— электрон-нейтральные взаимодействия [Shunk and Nagy, 1980].
Учитывались нейтралы NO, N2, O2, O. Концентрации N2, O2, O, а также температура нейтральной атмосферы были получены по модели NRLMSISE-00 с шагом по времени одна минута. Концентрация нейтрала NO вычислялась по эмпирической формуле
[NO] = 0.4exp
-3700^ Tn s
[O2] + 5 x 10-7[O].
Ионные и электронные температуры получены по модели IRI-2007 [Bilitza and Reinisch, 2008].
3.3. Расчет продольных токов по ионосферным токам и проводимости ионосферы
В отсутствие магнитных данных по спутникам для восстановления продольных токов можно использовать следующий метод: допустим, элек-троджет представляет собой бесконечную токовую полосу, вытянутую вдоль оси X. Ось X направлена на восток, ось У — на юг, а ось Z — вертикально вверх. Продольный ток
У|| = I,
где I — плотность ионосферных токов, рассчитанных по методике, предложенной в [КоИкоу й а1., 1991], основанной на обработке данных меридиональных цепочек магнитометров.
В свою очередь плотность ионосферных токов может быть выражена через тензор проводимости и электрическое поле в ионосфере:
(
I = Е E; Е =
Еp -Ен
V Ен Е
В результате для продольного тока получаем выражение
j II
д I I
-*- v 1 -*- \
дx
ду
При рассмотрении бесконечной и однородной
вдоль оси X токовой полосы, — = 0.
д х
Выражения для компонент ионосферного тока принимают вид:
1у = Е нЕх + Е РЕу,
1х = Е РЕх - £ НЕу •
Выразим из уравнения для 1Х компоненту электрического поля, направленную вдоль меридиана Еу, подставим ее в выражения для 1у и получим выражение для продольного тока
у = -д (Е нЕх + Е РЕу ) = ду
.А
ду
^PI - E
у X
Vе н
г
п2 ЛЛ
Е н
V Е н J J
Зная зональную компоненту электрического поля Ех ^МзИМпа й а1., 1986], ток в электроджете 1Х, значения холловской <ун и педерсеновской аР проводимостей, мы можем вычислить продольный ток в задаче с заданной геометрией.
3.4. Расчет продольных токов по данным магнитометров на спутниках
До 80-х годов XX века данные магнитометров спутника ЭМ8Р находились в открытом доступе, что позволяло использовать следующий метод оценки величины и направления продольных токов. Предполагается, что спутник пересекает плоский слой продольных токов (расположенный перпендикулярно к траектории спутника), и их величину можно определить исходя из уравнения Максвелла [Пудовкин, 1988]:
4я
(rotB)
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.