УДК 523.62-726
КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА ЛОКАЛЬНОЙ ГЕОМАГНИТНОЙ АКТИВНОСТИ ПО ОТНОШЕНИЮ К УРОВНЮ МАГНИТО-СПОКОЙНОГО ПЕРИОДА 2009 г. © 2014 г. А. Е. Левитин, Л. И. Громова, С. В. Громов, Л. А. Дремухина
Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН, (ИЗМИРАН), г. Москва, г. Троицк e-mail: gromova@izmiran.ru Поступила в редакцию 20.11.2013 г.
Разработан новый метод количественной оценки геомагнитной активности на основе расчета часовых амплитуд вариаций геомагнитного поля на наземных обсерваториях. В качестве уровня отсчета выбраны наблюдения в 2009 году, в котором зарегистрировано состояние необычайно низкой солнечной и геомагнитной активности. На основе описываемого метода вводится энергетическая оценка локальной геомагнитной активности, приводятся примеры расчета такой энергетической оценки по обсерваториям северного и южного полушарий Земли, суммарной оценки по каждому полушарию и по всей земной поверхности во время больших магнитных бурь, на которых демонстрируется сравнение характеристики интенсивности магнитных бурь классическими индексами Kp, Dst и с помощью вычисленной энергетической оценки.
DOI: 10.7868/S0016794014030109
ВВЕДЕНИЕ
Геомагнитная активность сегодня характеризуется индексами активности K [Bartels, 1939], Kp [Bartels, 1949] и Dst [Sugiura, 1964], разработанными еще более полувека тому назад. Эти индексы отражают представление того времени об источниках геомагнитных возмущений, которые наблюдаются на магнитных обсерваториях [Mauyad, 1980]. Предполагалось, что такими источниками являются — двухмерная токовая система на уровне ионосферы, создаваемая ионосферными ветрами (индекс Kp), и симметричный кольцевой ток (индекс Dst). В то время было принято определение магнитной активности (магнитной возмущен-ности) как вариации за определенный промежуток времени величины, выражающей степень возму-щенности магнитного поля [Яновский, 1953]. Если магнитное поле за какой-либо промежуток времени остается неизменным, то магнитная активность за это время считается нулевой. Магнитная активность тем больше, чем больше амплитуда колебаний элементов земного магнетизма (компонент вектора этого поля). Именно такому представлению о геомагнитной активности отвечает локальный K-индекс, первым введенный в практику магнитных обсерваторий в 1939 году [Bartels, 1939].
Одновременно, отдельными исследователями делались попытки представить магнитную активность объективным числом [Яновский, 1953; Chapman, 1964]. Одной из таких оценок являлось
число, пропорциональное изменению магнитной энергии за данный промежуток времени. Потенциальная энергия однородного магнитного поля в одном кубическом сантиметре выражалась ими соотношением: (Н + ^ )/8я, где Н — горизонтальная и Z — вертикальная составляющие вектора магнитного поля.
Мы считаем, современный подход к количественному определению наземной геомагнитной активности должен опираться на подобный способ расчета магнитной энергии переменного магнитного поля Земли, создаваемой токовыми системами, которые контролируют динамику геомагнитной активности.
Целью данной статьи является описание метода количественной оценки локальной геомагнитной активности на основе расчета часовых амплитуд вариаций геомагнитного поля на наземных обсерваториях, для определения которой в качестве уровня отсчета выбраны наблюдения в 2009 году, когда была зарегистрирована чрезвычайно низкая солнечная и геомагнитная активность; введение некоторой энергетической оценки геомагнитной активности, основанной на описанном методе; сравнение предложенной нами энергетической оценки пространственного распределения наземной геомагнитной активности во время больших магнитных бурь с ее оценкой на основе Лй-индекса.
Рис. 1. Схема метода количественной оценки локальной геомагнитной активности.
_V_
III. Вычисление Ият
Среднечасовые значения Н1т вычисляются как разность Н-компоненты геомагнитного поля, зарегистрированного на обсерватории, и Q(mon) — значения соответствующего часа с поправкой на вековой ход:
= Н — (Нд!(топ)! + 8), I = 1, 24 топ = 1, 12
2. МЕТОД КОЛИЧЕСТВЕННОЙ ОЦЕНКИ ЛОКАЛЬНОЙ ГЕОМАГНИТНОЙ АКТИВНОСТИ
Для количественного описания локальной геомагнитной активности нами выбрана Н-ком-понента геомагнитного поля, регистрируемая на обсерваториях, так как она наиболее сильно реагирует на изменение переменного магнитного поля Земли, создаваемого магнитосферными и магнитосферно-ионосферными токовыми системами. За базовый уровень выбран 2009 год как самый спокойный год солнечной и геомагнитной активности [Белов, 2010; Levitin, 2012]. От данных наблюдений 2009 года мы отсчитываем изменение геомагнитной активности для всех предыдущих и последующих лет наблюдений геомагнитного поля на каждой обсерватории. Метод количественной оценки геомагнитной активности (назовем эту величину Ш1т, отдавая должное обсерватории ИЗМИРАН, на данных которой опробовался описываемый метод [Шевнин, 2011]) включает в себя обработку среднечасовых геомагнитных данных обсерваторий за период 1958— 2009 гг. Для каждого месяца 2009 года из данных каждой обсерватории выбирается самый магни-то-спокойный день, в котором размах (разность между максимальным и минимальным значения-
ми) амплитуд Н-компоненты наименьший. Поправка на вековой ход магнитного поля Земли находится из разности между двумя самыми спокойными днями января (июля) для северно-го(южного) полушария двух соседних годов, поскольку по нашему мнению именно в янва-рях(июлях) геомагнитное поле на обсерваториях северного(южного) полушария наиболее спокойно. Среднечасовые амплитуды Н-компонен-ты магнито-спокойного дня, "поправленные" на вековой ход, далее вычитаются из среднечасовых амплитуд всех предыдущих и последующих лет такого же месяца. Таким способом мы получаем часовые амплитуды Ш1т (нТл) для каждого часа каждого дня всех лет работы каждой обсерватории, т.е. численную характеристику локальной геомагнитной активности [Левитин, 2013]. Схематически изложенный выше метод представлен на рис. 1.
В качестве примера рассмотрим оценку геомагнитной активности во время гигантской бури 13—15 марта 1989 по данным обсерватории Москва. На рисунке 2 показана вариация Ш1т во время гигантской магнитной бури 13—15 марта 1989 и значения локального ^-индекса, рассчитанного по стандартному алгоритму. Хорошо видно, что вариация ^-индекса некорректно отражает
00 12 00 12 00 12 00ит
13-15 марта 1989 г.
Ри^ 2. Вариация оценки геомагнитной активности Hizm во время гигантской бури 13-15 марта 1989 г. на обсерватории Москва. Цифрами показаны значения ^-индекса для соответствующих 3-х часовых интервалов.
Обсерватория МОСКВА
-19ПП
амплитуду геомагнитного возмущения во время мощной магнитной бури, показанную вариацией Hizm. Это связано с тем, что ^-индекс определяется внутри трехчасового интервала по разнице между максимальной и минимальной амплитудой возмущения [ЬеуШп, 2012а].
3. ХАРАКТЕРИСТИКА ИНТЕНСИВНОСТИ МАГНИТНЫХ БУРЬ С ПОМОЩЬЮ ЛОКАЛЬНОЙ ГЕОМАГНИТНОЙ АКТИВНОСТИ
Описанным выше способом были обработаны данные 102 обсерваторий северного полушария и 27 обсерваторий южного полушария, для которых мировые центры данных представляют достаточно длинные ряды данных, включающие данные 2009 года (http://www.wdc.bgs.ac.uk).
Введем некоторую энергетическую оценку геомагнитной активности, основанную на Ш1т. Геомагнитная активность измеряется нами как квадрат часовой амплитуды рассчитанной описанным выше методом И компоненты, т.е. Hizm2.
Разделим каждое полушарие на "пояса" шириной по 15°-20° таким образом, чтобы в каждом из "поясов", по аналогии с технологией расчета Д?/-индекса, находились по 4 обсерватории, по возможности расположенные симметрично в каждом из четырех долготных сегментов по 90°.
Северное полушарие разделено по пространству на 7 широтных поясов (от экватора к полюсу): 0°—20°, 20°—40°, 40°—55°, 55°-62°, от 62°-69°, 69°—80° и 80°—90°. Эти пояса соответствуют общепринятым областям определения классических индексов геомагнитной активности. Обсерватории южного полушария, которых значительно меньше, распределены в 5 поясах: 0°...—20°, —20°... —40°, —40°...—55°, —55°...—69°, —69°...—90°. Три более низких пояса совпадают с поясами в северном полушарии, более высокий пояс (—55°...—69°) вынужденно объединяет часть области определения Kp-индекса с областью определения индексов AU, AE, AL. Так же в одну приполюсную область объединены переходная зона от области высокоширотных токовых систем к полярной шапке и полярная шапка. Разделение северного и южного полушарий на пояса и расположение выбранных для обработки обсерваторий представлено на рис. 3. Соответствие каждого пояса северного полушария областям определения классических индексов геомагнитной активности приведены в таблице.
Используя полученные нами значения Hizm, для каждой обсерватории в каждом поясе вычисляется Hizm2. Среднее арифметическое по обсерваториям каждого пояса рассчитывается подобно расчетам индекса Dst. Таким образом, мы получим величины (названные нами Hv) — средние значения квадратов амплитуд Hizm по поясам,
270'
Северное полушарие 180°
"¿ВД. 40° \ -------- \
—,62>\ \ \ \
смо*
1
\ \ \ ^ьс / НАЧ
90° 270°
Южное полушарие 180°
........ Ччч \
«Ар1 / ♦ 1 1 ■ ■ ''.СТА _____ ♦ ,'Сш ... ' ♦ --- / /' ' /фМСОою / / ♦ 1 / 6 \ \ \ "—~69 \ 4сгТ \ 1 МА^ > ЦБК * 1 1 1 ♦ 1
I 1 • 1 1 | ^Б. ^ ; ; ; ^ЫЕ^
\ / / 1 !
\ \ \ _ ф/ / /'
\ Ч Ыу / / -''' / ____У
00°
Координаты дипольные
00°
90°
Рис. 3. Разделение северного (слева) и южного (справа) полушарий на пояса и расположение геомагнитных обсерваторий, выбранных для анализа энергетической оценки Н в разных широтных поясах во время магнитных бурь. Имена обсерваторий представлены их стандартными кодами МАГА. Координаты дипольные.
которые с нашей точки зрения характеризуют среднечасовую плотность энергии переменного магнитного поля в выбранном поясе. На рисунках 4 и 5 показаны значения Н> (сплошная линия) в сравнении с индексом Dst (точечная) в поясах северного и южного полушарий для больших магнитных бурь 20—21 ноября 2003 г. (Dstm¡
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.