Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Влияние резонансных эффектов в магнитосфере на пространственную структуру поля геомагнитных пульсаций

ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Влияние резонансных эффектов в магнитосфере на пространственную структуру поля геомагнитных пульсаций"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ ИМ. О. Ю, ШМИДТА

Г 5 ОД

КУРНЕВА Наталья Алексеевна

ВЛИЯНИЕ РЕЗОНАНСНЫХ ЭФФЕКТОВ В МАГНИТОСФЕРЕ НА ПРОСТРАНСТВЕННУЮ СТРУКТУРУ ПОЛЯ ГЕОМАГНИТНЫХ ПУЛЬСАЦИЙ

Специальность 04.00.22^- Геофизика

Автореферат диссертации на соискание учено! степени кандидата физико-математических наук

На правах рукописи УДК 5SO.385.37

Москва 1994

Работа выполнена а Институте Физики Земли РАН км. 0.10. Шмидта.

Научный руководитель - кандидат физико-математических наук 1 Пялипенко В. А.

Официальные оппоненты: доктор фиэико-матенатических наук

Клейкенова Н. Г.

Ведущая организация: Научно-исследовательский институт ядерной физики МГУ кн. N.B. Ломоносова

на заседании Специализированн*

при Институте физики Земли РАН по адресу:

123810, Носква, Большая Грузинская ул., д. 10.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИФЗ РАН.

доктор физико-математических наук, профессор Сурков В. В.

Защита диссертации состоится

Автореферат разослан

1994Г.

Ученый секретарь кандидат .фхэико-н В. А. Дубровский

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Предметом диссертации является экспериментальное исследование влияния резонансных эффектов в магнитосфере на пространственную структуру поля дневных геомагнитных пульсаций на земной поверхности.

Актуальность проблемы. Магнитогидродинамкческие (МГД) волны, пронизывающие все околозенное космическое пространство, доносят до земной поверхности информацию о свойствах окружающей Землю плаэны. Эти волны регистрируются спутниковыми я наземными магнитометрами в виде пульсаций геомагнитного поля диапазона 1мГц-1Гц. Для исследований плазменных процессов в ближнем космоса НГД волны имеют такое же значение, как сейсмические волны для изучения строения Земли. Однако, ость принципиальное отличив в подходах к геофизическому использованию сейсмических * НГД волн. В отличие от сейсмологи* для геомагнитных пульсаций тйПа РСЗ-З лишь весьма ориентировочно известны свойства их источников (местонахождение, спектральный состав я т.п.). тем не менее существует принципиальная возможность использования регистрируемых на земной поверхности геомагнитных пульсаций для гидромагйитной диагностики - определения свойств магнитосферяой к ионосферной плазмы. Физической основой гидрокагнитной диагностики является эффект резонансной трансформации НГД волн в магнитосфере. Магнитосферный альвенооский резонатор формируется вдоль геомагнитной силовой линии между сопряженными ионосферами. Наиболее эффективно трансформация Происходит на резонансной частоте, определяемой для данной геомагнитной силовой линии локальными свойствами распределения магиитосферной плазмы. Таким образом, уверенное выделение резонансных эффектов открывает возможность разработки методов мониторинга околоземной плазмы по наземным данный. Разработка я апробация различных методов экспериментального определения параметров магнитосферного резонатора стало одной из актуальных задач современной геофизики.

Цель работы состояла в детальном экспериментальном исследовании влияния резонансных аффектов в магнитосфере на пространственную структуру поля геомагнитных пульсаций. В соответствии с целью работы были поставлены следующие задачи:

разработка к практическая проверка различных экспериментальных методов определения параметров нагнитосферного резонатора по данным наземной регистрации РсЗ-4 пульсаций;

- изучение специфики геомагнитных колебаний диапазона РсЗ на низких и приэкваториальных широтах;

экспериментальное определение возможного вклада электрической моды в структуру поля пульсаций РсЗ-4 и импульса БвС.

Научная новизна работы состоит в том, что

- впервые было экспериментально доказано существование альвеновского резонанса в диапазоне РсЗ на низких широтах

(1.231*1.8);

- предложен и апробирован новый метод наземного определения резонансных частот магнитосферы, устраняющий влияние геоэлектрической неоднородности подстилающей среды;

- впервые было обнаружено проявление резонансных эффектов в особенностях вертикальной компоненты магнитного поля пульсаций;

- экспериментально обнаружена ранее неизвестная особенность геонагнигных пульсаций РсЗ на низких широтах (Ф<30*) аномальная зависимость периода от широты;

- впервые указано на существование эффекта резкого усиления диссипативных свойств нагнитосферного резонатора на низки* широтах;

показана несостоятельность широко известной теори» предварительного импульса (Р1). основанной на гипотезе с возбуждении электрической моды в волноводе Земля-ионосфера.

Научная и практическая ценность работы. Полученные < диссертации результаты закладывают практические основы дл> наземных методбв гидрокагнитной диагностики магнитосферы, « также позволяют уменьшить возможность ложной кнтерпретаци) магнитотеллуричееккх данных.

Личный вклад. Автор принимала участие в подготЪек. экспериментов, материалы которых использованы в работе. Е1 проводилась вся компьютерная обработка полученных данных, при е< участии разработан пакет программ для спектрального анализ; данных по вариациям геомагнитного поля.

Апробация работы. Основные результаты работы докладывалис: на конференции Американского Геофизического - Союз!

(Сан-Франциско, 1991г. ), конференции Национального Совета Японии по солнечно-земной физике (Токио. 1993г.), а также на научных семинарах отдела электромагнитного поля Земли ИФЗ РАН.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 9 работ в отечественной я зарубежной печати,

структура и объем работы. Диссертация состоит из сведения, четырех глав, заключения, двух приложений и списка литературы. Работа содержит izo страниц машинописного текста и 42 рисунка. Библиография включает 124 наИмейования.

СОДЕРЖАНИЕ ДИССЕРТАЦИИ Во введении обоснован Выбор темы, сформулирована цель работы я кратко изложено содержание диссертации.

В первой главе изложены основные представления резонансной теории возбуждения геомагнитных пульсаций во внутренней магнитосфере вненагнитосфериыми источниками, описаны основные принципы я дан обзор современного состояния гидромагнитной диагностики магнитосферной плазмы и магнитотеллуричоского зондирования (КТЗ) земной коры с Использованием геомагнитных пульсаций. Обращается внимание на необходимость объединения этих, до сих пор практически не связанных между собой, подходов к исследованию геомагнитных пульсаций. На конкретных примерах показано, как с одной стороны гидрок&гнитная диагностика магнитосферы может быть обогащена привлечением методов НТЗ, с другой - как чисто магнитосферные аспекты физики геомагнитных пульсаций затрагивают фундаментальные вопросы методики КТЗ.

Согласно представлениям резонансной теории (Southwood, PSS, 483, 1974) Chen and Haaegawa, JGR, 1024, 1974} ИГЛ возмущения из внешней области магнитосферы в процессе распространения вглубь неоднородной магнитосферы трансформируются в альвеновскяо колебания. Падавшие же на ионосферу альвечовские колебания в подавляющем числе случаев являются источником наблюдаемых на земной поверхности геомагнитных пульсаций диапазона РсЭ-5 (т.е. колебаний с периодами дивпазойа 10-lb3 с), Наиболее эффективно процесс трансформации колебаний происходит в ; окрестности резонансных силовых оболочек, "где частота внешнего источника f совпадает с локальной частотой f4 собственных колебаний геомагнитной силовой линии, т.е. f*fA(L). Математическое

описание структуру волнового поля в окрестности резонансной оболочки получено с помощь» качественной теории дифференциальных урааноккй в виде асимптотического разложения

by(x,f) - с,«"1 + сг kj lncw) + ...

Ь„(х,Г) - d, ln(w) + da + ..., w - x-x„(f)+ici, где x - координата вдоль меридиана, xR(f) - координата резонансной силовой линии. cj - полуширина резонансной области над ионосферой, ку - азимутальная компонента волнового вектора. Исходя из (1), можно качественно представить меридиональную структуру поля пульсаций в виде суперпозиции сигнала "источника" и резонансного отклика магнитосферного резонатора. Сигнал "источника" обусловлен возмущением, переносимым крупномасштабной магнитозвукокой волной, и слабо зависит от координаты. Резонансный ж а отклик магнитосферы, связанный с возбуждением альвеновских колебаний, сильно локализован и вызывает резкое изменение хода амплитуды и фазы пульсаций при переходе через резонансную оболочку. При прохождении колебаний через ионосферу пространственная структура (1) сохраняется с учетом поворота плоскости поляризации на it/2 и "размывании" резонансного пика: Ь„ •» D; •» Н; с, <». c,+h ■ с <h - высота токонесущего слоя ионосферы).

Наличие резонансных свойств магнитосферы может поставить вопрос о пересмотре некоторых положений МТЗ. 8 классической магнитотеллурике широко распространено мнение о почти повсеместной применимости модели Тихонова-Каньяра (Т-К) для интерпретации МТЗ. Особенность поля пульсаций вида (1), обусловленная резонансными свойствами магнитосферы, не може1 быть описана ни плоской вертикально падающей волной. ни неоднородной плоской волной, используемыми в модели Т-К. Теки* образом, классическая теория^ ИТЗ может приводить к заметкь» погрешностям при интерпретации данных вблизи пространственны* особенностей пульсаций. Практическое применение стандартные методов КТЗ требует предварительной гидромагнитной диагностик! резонансных частот магнитосферы в исследуемой области. Пренебрежение резонансными эффектами в пространственно) структуре пульсаций может привести к тому, что искажени) магкктотеллурических кривых вблизи резонансных частот буду)

ложно интерпретированы как наличие особенностей в геоэлектрическом разрезе.

Г Л А В А II. ЛОКАЛЬНАЯ ПРОСТРАНСТВЕННАЯ СТРУКТУРА РсЗ-4 ПУЛЬСАЦИЙ НА СРЕДНИК И НИЗКИХ ШИРОТАХ.

Во второй главе приводятся результаты серии специализированных экспериментов по изучению локально» структуры поля геомагнитных пульсаций диапазона РсЗ-4 на средних широтах с помощью градиентного нетода. Эксперименты были разработаны и проведены Институтом физики Земли РАН и Геологической службой США. Первый из экспериментов, в котором проходило тестирование и апробация магнитометрической аппаратуры и системы сбора информации, был проведен вблизи обсерватории Боулдер в 1989г. Второй крупномасштабный эксперимент был проведен в 1Э90г. в Центральной Азии. В обоих экспериментах синхронная регистрация пульсаций электромагнитного поля Земли велась на сети станций, расположенных вдоль геомагнитного меридиана (рис. 1а). Во время второго эксперимента, по данным МТЗ о проводимости залегающих пород, станции находились в резко неоднородных геоэлектрических условиях. До последнего времени представлялась проблематичной возможность обнаружения резонансных эффектов на низких широтах. Было также неясно, насколько существенно скажутся Геоэлектрические неоднородности на результатах градиентного метода. Кроме того, для практического мониторинга резонансной частоты я ее пространственно-временных вариаций требовалось разработать несколько взаимоконтролирующих методов ее определения. На решение этих вйпросов и была нацелена серия совместных советско-американских экспериментов.

При интерпретации данных наземных наблюдений геомагнитных пульсаций исследователь сталкивается с проблемой определения свойств среды распространения сигналов при неизвестном источнике. Именно наличие резонансных эффектов для пульсаций типа РсЗ-5 в магнитосфере делает решение задачи гйдромагнитной диагностики в принципе возможным. Однако, поскольку добротность реального магнитосферного резонатора невелика, .особенности спектра источника и резонансные эффекты дают сопоставимый вклад в спектр наблюдаемого на земной поверхности сигнала. В результате один лишь спектральный анализ регистрируемых

Рис. 1а.. Карта расположения станций международного эксперимента 1990г. в Средней Азии.

юо < 210 5+0

станций эксперимента "Магнитный Меридиан 210°" 1990г. (черные кружки обозначает магнитные станции в северном полушарии, светлые кружки - сопряженные точки магнитных станций южного полушария.• черные треугольники - ионосферные станции).

колебаний оказывается недостаточный для выделения резонансных эффектов. "Отстроиться" от влияния спектра источника и добиться уверенного выделения резонансных частот удалось с помощью т. и. градиентного метода [Баранский и др. , Физика Земли, N8, 74, 1985]. этот метод основан на прецезионных измерениях поля пульсаций на двух станциях с малым разносом вдоль неридиана.

Исходя из соотношений (1) можно получить аналитические выражения для отношения айппйтудных спектров

G(f)-H<") (f)/H<s) (f) и разности фаз àp\i^„W (t)'-»>k<s> (f) Н-конпонент, зарегистрированных на северной (N) и южной (S) станциях, разнесенных вдоль магнитного йеридиана. Характерные свойства функций G(f) и Aj>{f) позволяют по наземным данным оценить резонансную частоту силовой линии между двумя станциями, ширину резонансной области, амплитуду и знак градиента альвеновской частоты в магнитосфере. В частности, на резонансной частоте f, силовой линии, секущей меридиан посредине между двумя близко расположенными станциями, имеют место характерные особенности спектральных кривых: 6(f) становится равным единице, À Др (f) достигает экстремальной величйнЦ.

Градиентный метод ножет быть использован тогда, когда обе станция находятся в одянаков'ых геоэлектрических условиях. Наличие горизонтальных геоэлектрических неОднородкостей, особенно когда нарушается условие сильного скин-эффекта, может существенно исказить резонансную структуру поля пульсаций. Теоретическая модификация градиентного метода при наличии геоэлектрической неоднородности земной коры требует рассмотрения сложной самосогласованной задачи, решение которой йозможйо только численными методами. По, в первом приближений, устранить влияние геоэлектрических неоднородностей удалось с помощью упрощенного феноменологического ripйена. Предположим, что влияние геоэлектрячвской неоднородности выражается некоторых коэффициентом И, на который умножается отношение спектров (3(f), и появлением дополнительного фазового сдвига A<ра. Таким образом, кривые G(f) и &p(t) смещаются к новым уровням M и . предположим, что неизвестнее коэффициенты M(f) и Др0(£) слабо зависят от частоты для ограниченного диапазона частот в резонансной области по сравнению с G(f) и Ap(f). Тогда, используя вытекающие из свойств функции G(f) соотношения,

удается получать расчетные формулы для экспериментального определения величин М и Д<р0-

Апробация модифицированного градиентного метода определения резонансных частот магнитосферы при наличии геоэлектричесних неоднородностей земной коры была проведена с помощью данных эксперимента в Киргизии. На Рис.2 показаны типичные графики спектральных функций по паре станций ТМ-АК для интервала времен« 02:00+02 моит 17.08.90. Характерные особенности этих функций свидетельствуют о налички эффектов резонансного усиления пульсаций. В 'амплитудных спектрах Нтя и отчетливо видны

максимумы в области частот 70-90 мГц, практически отсутствующие на графиках &[„ и Такая поляризационная ассимметрия

характерна для области альвеновского резонанса. Поведение спектральных кривых Н-п/НА(; и качественно соответствует

ожидаемому в соответствии с предсказаниями резонансной теории. Для количественного определения конкретных резонансных частот использован модифицированный градиентный метод с тем, чтобы учесть искажающее влияние геоэлектрических неоднородностей. Новый уровень И, который на графике Нтн/НдК следует принять за единицу, согласно расчетам равен М - 1.73; а новый уровень Д(р0 на . графике принимаемый за нуль, приблизительно равен

-20°. . Резонансная частота силовой линии, проходящей между станциями ТМ к АК, определяется точкой пересечения уровня К с кривой Нтн/Нм к оказывается равной {А » 79 МГц. Эта частота совпадает с частотой максимума кривой

Всего для экспериментального анализа были отобраны 15 серий РсЭ пульсаций. Поведение спектральных характеристик для всех этих событий подобно приведенному на Рис. 2. Величина 1к варьировалась в диапазоне 60-79 мГц для северной пары станций (ТО-ТМ) и 70-84 кГц для южной пары (ТМ-АК). Небольшой разброс величин И м Д(р0. определенных для каждого события, демонстрирует тот факт, что модифицированный градиентный метод учета геоэлектрической неоднородности подстилающих пород оказался достаточно эффективным.

Для слежения за временными вариациями резонансной частоты был использован метод построения динамических кросс-спектров, основанный на вычислении динамических спектров (СВАНов)

17 августа 1990г.

2I00~2!40ЦТ

Н/Р

Н, НТл/Гц1"

С.

0(£)

г. г.

■е, игц

50 60 70 ВО 90 >00

М 80 70 ■ «О 90 100

«г НГЦ

Рис.2. Спектральные кривые для станций ТМ и АК в интервале времени 2:00-2:40 ит 17 августа 1990г.:

а) амплитудный спектр Н-компоненты йа станции ТМ;

б) меридиональный градиент амплитудных спектров С(Г)«Н>"»/Н'">|

в) разность фазовых спектров йр({)«р<и<*>- <р'Нтк>|

г) отношение спектров горизонтальных магнитных компонент И/О для станции ТМ;

д) отношение амплитудных спектров вертикальной и горизонтальной магнитной компонент Нг и О на станции ТМ;

е) отношение амплитудных спектров вертикальной магнитной к горизонтальной электрической компонент Н, и Еу на ст. ТМ;

ж) разность фазовых спектров Д0(Е)-0<Н*'- У1**' для ст. ТИ.

Н-компонанты на двух станциях и последующем расчете разностных амплитудных и фазовых дмнанических характеристик. Динамический кросс-спектральный анализ фазы Н-компоненты дал суточный ход резонансной частоты, соответствующий теоретическим

предсказаниям) резонансная частота уменьшалась от утренних часов к полудню.

Другие экспериментально рассчитанные значения параметров магнитосферного резонатора на 1.-1.5 оказались следующими: полуширина резонансной области с для северной и южной пар станций находится в диапазоне 350155 км; меридиональный градиент альввновской частоты ЗГд/Зх составляет 3. 710. 3 мГц/град, ила (0.03 - 0.04) мГц/км. Принимая распределение плотности холодной плазмы в виде По(Ь) » Ь"*, получено, что п0(Ь-1.5) « 1.2*10* см"3 и в « 6.5, Сопоставление полученных параметров резонансной структуры и распределения плотности плазмы с оценками, взятыми из опубликованных результатов экспериментов на более высоких широтах, показывает, что радиальный градиент плотности плазмы становится больше по мере проникновения вглубь плазмосферы, а ширина резонансной области возрастает. Добротность магнитосферного резонатора, рассчитанная по данным о полуширине резонансного пика и масштабе неоднородности а альввновской частоты.в магнитосфере, находилась в диапазоне 3-5. Эти величины гораздо ниже предсказанных по существующим моделям ионосферной джоулевой диссипации. Причина расхождения кроется в том, что В этих работах использовалось приближение тонкой ионосферы, которое, по-видимому, неприменимо для низких широт.

Для изучения резонансной структуры поля пульсаций были использованы также поляризационные методы, которые основаны на измерениях частотной зависимости амплитудных и фазовых соотношений между различными компонентами. Как показывают соотношения (1), резонансный отклик магнитосферы характеризуется выраженной асимметрией кежду Н и О компонентами. В то же вр(кэ спектр источника влияет на обе компоненты одинаковым образен. Следовательно, даже тогда, когда резонансный отклик замаскирован спектром источника, отношение Н|С)/0(Г) выявит максимум на резонансной частоте.

Поведение , вертикальной Н,-компоненты нагляднее всего представить с поиошыо формулы, вытекающей из граничных условий

для поля пульсаций на земной поверхности в форме Леонтовича: 1с Г

н,(х,г) - — <11лльх + ьх (2)

где - импеданс подстилающей поверхности, Ьх=(Н,0). Как

следует из сравнения уравнений (1) и (2), Йг-конпонента в резонансной точке имеет даже более сильную особенность, чей Н-компонента. Появление максимума Нг под амплитудным пиком в ионосфере представляет собой специфическую особенность резонансной пространственной структуры, так как синфазные локализованные ионосферные токи создали бы на Земле минимум Н2. Следовательно, для определения резонансной частоты с использованием многокомпонентных магнитных данных, в дополнение к Н(Г)/0(1) отношению можно использовать отношение Н2(£)/1>(Г).

Резонансные особенности Нг-компоненты являются основой другого поляризационного метода, предложенного Гульельми (УФН, 158, 605, 1989]. Из системы уравнений, включающей выражение (2) и импедансные соотношения, можно получить связь меиду Н,-составляющей я горизонтальной компонентой электрического теллурического поля ,

№ --г*гс <1+1с>-1 <3>

Качественные графики амплитудной кривой я фазовой кривой

ф » АгдН^ - АгдЕу помазывают, что на частоте альвеновского резонанса отношение IН^ / I имеет локальней накеинум, а компоненты Н2 я Ег должны быть в противофаз'е, т.е. </г=п. Наклон кривой (И*> на частоте Г-* определяется шириной резонансной области я величиной градиента альвв'новской частоты а магнитосфере.

На Рис. 2 в дополнение к градиентным спектральный кривым, представлены поляризационные соотношения по даншм станции ТМ. Графики демонстрируют в резонансной области характерное Поведение спектральных кривых, отвечающее ' теоретическим предсказаниям:

а) Преимущественное усиление на резонансной частоте Н-компоненты по сравнению с Ь-компонентоЙ подчдрнивается отношением И{Г>/О(Г), и в еше большей степени - отношением Н (С)/0(1). Этот эффект отсутствует для нереэонансных пиков В'

спектрах пульсаций.

б) Отношение амплитуд Н^ и Е^ имеет максимум вблизи

резонансной частоты.

в) Наклон кривой 0(f) разности фаз между компонентаки Нг «

вблизи резонансной частоты соответствует положении

резонансной силовой линии внутри плазмосферы. где df^/dx < О. Величина i"f„) " 150° несколько отличается от теоретически

предсказанной величины 180°, что, по-видимому, вызвано влиянием геоэлектрической неоднородности.

Отношения амплитуд и фазовый сдвиг между Н-компонентами на двух станциях дают резонансную частоту для нагнитной оболочки между ТМ и АК равную f^ - 79 mHz. Поляризационные методы для силовой линии для станции ТМ дают резонансную частоту fB - 74 mHz. Так как станция ТМ расположена к северу от АК, соотношение fR < f^ соответствует ожидаемому меридиональному распределению резонансных частот на этих широтах.

Для большинства событий градиентный и поляризационный методы дают согласованные оценки резонансной частоты. Даже в случаях, когда резонансные эффекты были слабо выражены, рассогласованность между этими методами не столь велика, если помнить1 о упрощенности подхода для учета неоднородности земно! коры. В целом, градиентный метод и его модификации, использующий данные двух станций, дает более устойчивые результаты, чем поляризационные методы. Метод, использующий вертикальную магнитную компоненту, наиболее чувствителен к геоэлектрическим неоднородностям и внешним помехам.

В ходе совместного эксперимента 1989г.' синхронная регистрация трехкомпонентного поля геомагнитных пульсаций проводилась в ' трех пунктах с разносом около 100 км вдоль геомагнитного меридиана к северу и югу от центральной станции Боулдер.. При анализе данных было прослежено изменение с широтой спектрального состава коротких цугов РсЗ-4 колебаний. Рассмотрение спектров показывает, что лишь для Нг-компонекты отмечается небольшое (-1 кГц). увеличение центральной частоты сигнала при смешении к югу. Спектры D-комлокенты во всех трех пунктах практически тождественны. Центральная частота Н-

компоненты оказывается одной и той же во всех пунктах. Резонансные эффекты для нее проявляются только в графиках зависимости от частоты величины градиента спектральной мощности между северным (N) и южным (S) пунктами. Или анализируемых событий альвеновская частота магнитной оболочки, лежащей между северным и центральным пунктами составляет 18 нГц, а между центральным и южным пунктами - 23 кГц.

Проведенное исследование по данным эксперимента вблизи станции Боулдер показало, что магнитосферные резонансные эффекты оказывают влияние на спектральный состав не только длительных серий пульсаций типа РсЭ-4, но и коротких волновых пакетов этого же диапазона. Причем резонансные эффекты проявляются но только в Н-компоненте, что было хорошо известно, но и в Н.-компоненте.

ГЛАВА III. СВОЙСТВА МАГНИТОСФЕРНОГО РЕЗОНАТОРА НА НИЗКИХ ШИРОТАХ.

В третьей главе рассмотрены свойства магнитосферного альвеновского резонатора (диссипативные характеристики, широтная зависимость собственных частот, структура волны вдоль силовой линии) на низких широтах. Для экспериментального исследования особенностей магнитосферного резонатора использованы данные меридиональной сети магнитных сташий (Рис. 16) международного проекта "Геомагнитный меридиан 210°", организованного Университетом г.Нагойя (Япония) при участии российских геофизиков (ИФЗ, ИКИР, ЯКФИА). Станции се, и расположены вдоль 210° магнитного меридиана в диапазоне Ь от L-2.13 до L=»1.14.

В данной главе обсуждаются различных механизмы диссипации ИГЛ возмущений. В качестве, основного механизма затухания геомагнитных пульсаций принято считать джоулеву диссипацию в магнитосферном альвеновском резонаторе. Параметры резонатора и распределение поля волны в нем определяются системой уравнений магнитной гидродинамики и уравнений Максвелла. Согласно спектральной теории КГД резонаторов (Крылов и Федоров, Физика Земли, N6. 49, 1981) свойства непрерывного спектра этой системы определяются двумя наборами нелокальных дисперсионных уравнений. В дипольной криволинейной. системе координат уравнения, соответствующие альвеновской моде, совпадают с хорошо известными дифференциальными уравнениями Ланжи, комплексные собственные

частоты и собственные функции определяются только локальным распределением параметров плазмы и геометрией геомагнитного поля влолЬ' определенной силовой линии.

В качестве отправной точки рассмотрена джоулева диссипация в "тонкой" ионосфере, : т.е., в случае, когда ионосфера аппроксимируется тонкой анизотропной пленкой. Такое приближение возможно тогда, когда толщина Ah педерсеновского слоя гораздо меньше эффективной толщины скин-слоя 6р в ионосфере, т. е. Ah<<ap. В дневной ионосфере это условие выполняется для МГЛ волн с периодами Т>10с. Используя приближение "тонкой" ионосферы при интегрировании уравнения для альвеновских колебаний поперек ионосферы «ри ¿h •» О. а Ер « const, получено граничное условие. Для случая прямых силовых линий в ионосфере (1~90°) это граничное условие сводится к широко используемому соотношению

V<4"VC) v-

Лля альвеновских колебаний с малыми азинуталькыми волновыми числами (тороидальная мода) в дипольной магнитосфере с распределением плазмы, описываемым "гиротропным" законом N - В, были численно рассчитаны собственные частоты и декременты затухания. Результаты расчетов сведены в аппроксимаиионную формулу для оценки добротности Q магнитосферного резонатора на разных L при произвольной концентрации плазмы в вершине силовой линии. Аппроксимаиионные формулы с точностью не менее 3% описывают поведение Q в широком диапазоне L.

В реальной магнитосфере наземныр, измерения диссипативных свойств магнитосферного резонатора могут искажаться нбдиссипатквными (геометрическими) эффектами. Недиссипативный механизм затухания связан с дроблением поперечного масштаба альвеновских колебаний (т.н.. фазовое перемешивание). Поскольку наблюдаемое на зенной поверхности поле пульсаций является интегральным эффектом „ионосферных токов, . то ,из-за пространственного усреднения декремент затухания колебаний увеличивается на дополнительное слагаемое. Добротность, обусловленная эффектами дробления масштаба и .пространственной интеграции для наземных колебаний. определяется формулой Qt=a/2h. Оценки показывают, что на резких неоднородностнх (например, на плазмопаузе) бездиссипативный механизн затухания

является преобладающий для всех гармонии алъвоноиских килоблний, т.е. Qn»Q*. Лля широт с умеренными эиачоиинми а бездиссипативное затухание первых гармонии альис-ноиских колебаний оказывается сопоставимым с джоулеными потерями в ионосфере, т. е. Q, » Q*. Дли гармоник с более высокими поморами (п > 3) бездиссипативное затухание превалирует.

По мере приближения к приэкваториальным широтам возможность использования приближения "тонкой" ионосферы представляется проблематичной. Результаты численных моделей магнитосферного резонатора, разработанные другими авторами, представлены только для определенных значений геофизических.параметров и непригодны для количественного сравнения с конкретными экспериментальными данными. Более того, предшествующие модели ниэкоширотного магнитосферного резонатора не приникали во внимание ионосферную диссипацию, которая играет существенную роль на малых L. По этой причине была разработана новая численная модель магнитосферного резонатора. В этой модели параметры резонатора на данной широте определяются путем численного интегрирования по ионосфере и магнитосфере уравнений альвеновских колебаний с граничными условиями на нижней кромке ионосферы. Пространственное распределение параметров ионосферы, необходимых для вычисления комплексной диэлектрической проницаемости среды определяются из эмпирической модели IRI-90. Вертикальные профили, определяемые из ионосферной модели, сопрягаются с модельным распределением плазмы вдоль поля Angerami and Thomas (AT). описывающим состояние диффузионного равновесия.

Были проведено сравнение зависимостей частоты колебаний и относительного декремента затухания т/и от параметра силовой линии Ь для реальной ионосферы ' и в приближении "тонкой" ионосферы. На средних широтах (L>2) эти графики практически совпадают, но по мере приближения к экватору (L<2) кривые начинают расходиться. Наиболее существенно различаются на низких широтах (L<2) оценки декремента затухания. Нарушение условий применимости приближения "тонкой" ионосферы на низких широтах приводит к резкому ухудшению добротности магнитосферного резонатора. На приэкваториальных широтах значительная часть колеблющихся силовых линий проходит через ионосферные слои с высоной проводимостью, что и приводит к значительному усилению

джоулевой диссипации стоячей волны на этих широтах.

Ллн экспериментального исследования диссипатйвных свойств магнитосфорного резонатора на низких широтах рассмотрено импульсное иозмушение - интенсивное SSC 24.03.91 в 03; 42 ЦТ с широким спектром, способное вызвать отклик магнитосферного резонатора во всем исследуемом диапазоне широт. Амплитуда импульса S3C на станциях северного и южного полушарий практически одинакова и превышает 200 нТл. Импульс SSC возбуждает затухающий цуг колебаний Psc3 с периодом Т- 21 с. Однако, эти колебания видны только на станциях с L-1,5-1,6. По мере приближения к экватору (станции на L-1.2) пульсации Psc3 не наблюдаются. Отсутствие колебаний не связано с особенностями механизма возбуждения, т.к. анплитуда и скорость нарастания SSC практически одинаковы на всех станциях. По-видимому, этот факт иллюстрирует * резкое возрастание диссипативных свойств магнитосферного резонатора по мере приближения к экватору. Сильное демпфирование магнитосферного резонатора, проявившееся в отклике на SSC низкоширотной магнитосферы на широтах между L-1.2 и L=1.6, хорошо согласуется с расчетами по разработанной модели ионосферы конечной Толшины.

В этой же главе рассматриваются особенности изменения спектрального состава пульсаций РсЗ вдоль меридиана на низких широтах. При анализе экспериментальных данных было выявлено несколько различных видов пространственно-спектрального распределения низкоширотных пульсаций РсЗ. Обычно активность РсЗ отчетливо наблюдалась только на станциях с L>1.5. На двух приэкваториальных станциях МЕР (L^1.18) я CBI (L»1.14) амплитуды сигналов близки к уровню фонового шума 0.1нТл). Были отобраны интервалы серий РсЗ, когда амплитуды пульсаций были выше уровня шума на двух приэкваториальных станциях. Во многих случаях наблюдалась специфическая вариация спектрального состава РсЗ пульсаций- на приэкваториальных станциях. Вид спектров на станциях между i/=?..i (AOL) и L=1.0 (MSR) вполне естественен: по мера смещения к югу низкочастотная часть сигнала (f>31 мГц) ослабляется; в то время как в высокочастотной части (1*67мГц) наблюдается резонансное усиление. На на более низких широтах характер из.менаия спектрального состава колебаний с уменьшением L существенна изменяется. Спектральный пик смещается к более

ккзкик частотан: от 67кГц на MSR к 62мГц на L=1.22 (КАС), 51мГц на L-1.18 (WEP) и 45мГц на L»1.12 (CBI). Зависимость периода колебаний от L имеет минимум где-то на широте молду 30° (MSK) и 25° (KAG). Более корректная оценка резонансной частоты f может быть получена с использованием отношения споктральных плотностей мощности Н и D компонент. Графики * H/D также подтверждают немонотонное изменение резонансных частот с широтой.

Из качественных соображений легко понять, что изменение хода кривой T,(L) на низких широтах связано с "нагружениек" колеблющихся силовых линий тяжелыми ионосферныни ионами (О*, NO+, Oj). Однако провести количественную оценку ожидаемого эффекта и сопоставить ее с экспериментальными результатами возможно только с помощью разработанной модели магнитосферно-ионосферного резонатора. Расчеты показывают, что на приэкваториальных широтах, т.е. на Ф<30°, распределение вдоль силовой линии альвеновской скорости и структуры стоячей альвеновской волны существенно отличаются от привычной картины на средних широтах. На низких широтах "погружение" силовой линии в ионосферу вызывает ее нагружение тяжелыми ионосферными ионами, что и приводит к уменьшению периода альвеновских колебаний. Сравнение экспериментально наблюдаемых периодов пульсаций с результатами вычислений показывает, что модель IRI/AT хорошо описывает наблюдаемые собственные периоды пульсаций на приэкваториальных станциях.

Рассмотренная модель нагнитосферного резонатора в общем иает корректные оценки изменения Тд{1/) на низких широтах. Но по эдному набору геофизических параметров не удается . детально эпксать меридиональное распределение резонансных частот во всем аиапазоне широт. Поэтому остаются некоторые несоответствия между наблюдаемой пространственной структурой поля пульсаций и начисленными параметрами магнитосфврного резонатора. Профиль (агнитных станций частично покрывается цепочкой японских станций |ертикального зондирования моносферы (рис.16). Данные этих >бсерваторий использовались для корректировки параметров модели юносферы. Используя стандартные значении величин fQF2 и hmF2, ¡ыля скорректированы параметры IRI для подгонки вертикальных ¡рофилей модели к ионосферным наблюдениям. Параметры модели IRI,

определенные таким образом, были затем использованы для восстановления распределим« электронов и водорода вдоль силовой линии в плазмосфере над ионосферными станциями. Радиальный Лрофиль электронной плотности плазмы для одного из событий (16.08.90) показан на Рис. За сплошной линией. Ионосферные станции (их данные показаны квадратиками) покрывают только диапазон широт с L<2. Оценочные значения Neg на более высоких L получены из эмпирической модели экваториальной электронной плотности carpenter and Anderson (JGR, 97, 1097, 1992], основанной на свистовых и спутниковых наблюдениях. Расчетные значения основного собственного периода мапштосферного резонатора и экспериментальные результаты представлены на Рис.36. Соответствие между результатами численной модели, скорректированной с учетом наземных ионосферных данных, и наблюденными результатами достаточно хорошее, если учитывать приблизительность доступной информации об ионосфере. Для всех других рассмотренных событий соответствие между наблюдаемый профилем ТД(Ф) и моделью IRI/AT магнитосферного резонатора после корректировки с использованием данных вертикального зондировани; ионосферы улучшается. Проведенный совместный анализ ионосферные и магнитных данных позволяет ожидать, что наземные наблюдони/ геомагнитных пульсаций могут использоваться на низких широта: как дополнение стандартного нетода мониторинга вариаци плотности плазмы в плазмосфере с помощью свистов. Наблюдени геомагнитных пульсаций приобретают особую значимость, есл учесть, что на этих широтах метод. использующий свисты неэффективен. _

Г Л А В А XV. ВКЛАД ЭЛЕКТРИЧЕСКОЙ МОДЫ В ПОЛЕ ГЕОМАГНИТНЫХ ВАРИАЦИЙ.

В четвертой главе рассматривается вопрос о вила! электрической моды в поле геомагнитных вариаций.

В классической кагнито'Геаглурике полагается, что "вкл< парциальной .¡лектрической йоды в структуру первичного hoj геомагнитных пульсаций пренебрежимо мал. В то же самое время Р исследователей (в частности. Четаев Д.Н., дирекционный акали: магнитотоллурических наблюдений, 1985] полагает, что корректн интерпретация магнитотеллурических данных не может быть

N.,, СИ-'

10'

16 августа 1990г.

10'-

10'

1.0

5.0

2.5

То

Рис.За. Меридиональный профиль экваториальной плотности плазмы для 16 августа 1990г. (228 день, R=>150) по данным ионосферных станций (сплошная линия) и по эмпирической модели Carpenter/Andersen (пунктир).

10-

Ф, град.

I ' ' ' ' ' ' * > ' I I I Г ' I ' I М I ' ' I I I М I I I I I 1 I I I I I I ! I I I I l|

10 20 30 40 50 60

Рис. 36. Широтное распределение резонансного периода для события 16 августа по модели IRI/AT (сплошная линия), скорректированное с учетом данных наземных ионосферных станций. Пунктиром показаны результаты расчетов с использованием эмпирической спутниково-свистовой модели. Результаты, полученные по наблюдениям пульсаций помечены звездочками (по пикам спектров Н компонент) и крестиками (по максимумам отношений H/D).

проведена боз привлечения Е-моды. Проведенные ими эксперименты по регистрации 6-ти компонент поля РсЗ пульсаций обнаружили большио значомин вертикальных токов и электрических полей в 1.<нажинах. Алгоритм, дирекционного анализа показал, что при изморенных значениях <7 и Ег, электрическая иода либо преобладает, либо дает вклад в структуру поля волны, сопоставимый с магнитной модой., При характерных параметрах разрезов регистрируемые в скважинах <1 и Ег должны индуцироваться первичным полом электрической моды в воздухе с амплитудой не менее ю2-103 В/м. Таким образом, если верны существующие утверждения о существенном вкладе и даже о преобладании волны Е-типа в структуре поля РсЗ пульсаций, то вертикальная электрическая составляющая должна с уверенностью регистрироваться на фоне спокойного градиента атмосферного потенциала.

В качестве попытни разобраться в этом вопросе был проведен целенаправленный эксперимент по синхронной цифровой регистрации параметров атмосферного электричества и геомагнитного поли на средноширот.ной обе. Борок. В ходз эксперимента в период 14-16 сентября 1990г. непрерывно регистрировались колебания магнитного поля Земли, вариации напряженности электрического поля Б, и плотности вертикального электрического тока атмосферы. За период наблюдений было зарегистрировано более двух десятков дневных волновых пакетов,. диапазона РсЗ. Однако, ни для одного из этих событий вариации Е, с тем же периодом не отнечались. Таким образом мржно. заключить, что. в проведенной эксперименте волновые возмущения прлл. Е,, превосходящие уровень 'шумов (-1 В/м) * связанные с РсЗ пульсациями, не обнаружены. Возможность связи между шумовыми фоновыми компонентами геомагнитного и электрического полей в воздухе также не подтвелилась экспериментально. Значения спектрального индекса для геомагнитных и, аэроэлектрйческих пульсаций в анализируемом диапазоне частот 10-?-10-' Гц, оказались различными, что свидетельствует о различии механизмов формирования турбуле»1тного фона рассматриваемых полей.. '

С точки- зрения, теории прохождения «агнитосферных МГД-волн чороз ионосферу результат проведенных наблюдений, показавший отсутствие периодических возмущений Е1-компонеиты нагнитосферкой

природы, представляется вполне естественный. Они.же эффективности возбуждения электрической моды и а!мосфоре показывает. что дли всего диапазона возможных шпиний параметров Pel пульсаций и ионосферы величине! номпонин>ы К, у поверхности Земли не превышает первых и/м. Проьсдойный эксперимент заставляет усомниться в реальности сущестиоиания Е-моды в воздухе с амплитудами, заметно преьышающими уровень атмосферных шумов.

Проблема существования электрической моды в диапазоне геомагнитных пульсаций возникает также в физике нестационарного взаимодействия солнечного ветра с системой магнитосфера-ионосферо-атмосфера. Резкое поажатив магнитосферы. вызванное увеличением динамического давления солнечного ветра, на наземных и спутниковых магнитограммах проявляется н виде импульса Sb'C, который во многих случаях предваряется отрицательным выбросом магнитного поля, т.н. PI. Если физическая природа импульса ssc в настоящее время не вызывает с<)кнений, то относительно механизма возбуждения PI высказываются самые различные мнения. Одной из наиболее популярных является теория PI, предложенная Kikuchl and Araki (JATP, 41, 927, 1979J. Эта теория основывается нд идее о возбуждении во время ssc электрической моды на авроральных широтах и ее "мгновенном" распространении в волноводе Земля-ионосфера. Некоторые следствия этой теории были экспериментально проверены в ходе международного эксперимента 1990г. Во время эксперимента на станции ТМ был установлен электростатический флюксметр для записи вариаций вертикальной компоненты атмосферного электрического поля Е,. Регистрация магнитных я электрических данных велась с помощью единой цифровой системы сбора информации. Один из интервалов наблюдений Ег совпал с моментом SSC 2В. 08. 90 5:43UT. Отчетливый импульс PI в обеих магнитных компонентах был виден как на станции ТМ. так и на станциях сети "Геомагнитный меридиан РАО'". Но в момент SSC не было обнаружено значительных возмущений Ez с амплитудой выше уровня естественного шуиа(- 1 В/м).

Анализ физической модели PI, основанной на возможности существования THQ моды в волноводе ионосфера-Земля указывает на рия серьезных вопросов, связанных с этой моделью. Прежде всего, простыв оценки указывают на низкую эффективность возбуждения

электрической коды магнитосферной альвеновской волной. Кроме того, попытка интерпретации Р1 с помощью ТН<, моды приводит к необходимости значительной величины амплитуды вертикальной компоненты электрического поля волны в атмосфере (- 102-10э В/м). что не было замечено авторами этой теории. Прямые наблюдения но гремя уникального события, для которого имелись данные синхронной цифровой регистрации магнитных и вертикальной электрической компонент во время но обнаружили никаких

возмущений Б,. превышающих уровень атмосферных шумов Как следует из проведенных оценок реальная величина сигнала ТН0 должна быть сравнима с уровнем шумовых вариаций атмосферного электричества, при этом возмущения магнитных составляющих оказываются практически ненаблюдаемыни. Проведенные эксперименты ставят под сомнение существующие представления о существеиком вкладе элотрической моды в структуру поля РсЗ-4 пульелккй и импульса РХ.

В приложении к диссертации приведены описание пакета программ для слентрального анализа данных ло вариациям геомагнитного поля и справочный математический материал по численной модели альвеновского резонатора в дипольной магнитосфере.

В заключении изложены основные результаты работы:

1. Предложен и апробирован модифицированный метод выделения локальной резонансной частоты геомагнитной оболочки при горизонтально-неоднородной геоэлоктрической структуре зонной коры. Показано существование резонансных эффектов на силовых линиях вплоть до

2. Экспериментально продемонстрирована непротиворечивость и взаимодополняемость градиентного и поляризационных методов определения резонансной частоты. Указано на проявление резонансных •эффектов в поведении вертикальной компоненты магнитного поля пульсаций.

3. Обнаружен аномальный ход широтной зависимости резонансного периода на низких широтах. Хорошее согласие разработанной численной модели ионосферно-магнитосферного аха-ьоновского резонатора с результатами наблюдений указывает на существенной влияние ионосферных ионов на свойства резонатора.

4. Теоретически указан и экспериментально подтвержден эффект резкого возрастания ионосферной диссипациг колебаний силовых линий на низких широтах. Численное моделирование показало, что физической причиной эффекта является нарушение приближения "тонкой" ионосферы.

5. Результаты проведенных прямых экспериментов ставит под сомнение существующие представления о заметном вкладе электрической моды в структуру поля РсЗ пульсаций. Экспериментально опровергнута гипотеза об электрической (ТН0) моде как кеханизме предварительного импульса начала магнитной бури.

Основное содержание диссертации опубликовано в Э печатных работах:

1. Анисимов, C.B., H.A. Курнева, В. А. Пилипенко. Оклад электрической моды в поле геомагнитных РсЗ-4 пульсаций, Геомагнетизм и аэрономия, 33, 35-41, 1993.

2. Грин А.У., Вортингтон Е.У., Пилипенко В.А., Герцог Г.Б., Курнева H.A., Влияние магнитосферного альвеновского резонанса на спектр пакетов пульсаций РсЗ-4 на средних широтах. Геомагнетизм И аэрономия, 31, N4, 619-624, 1991.

3. Федоров E.H., Пилипенко В. А. , Курнева H.A., Баранский Л. Н. , Магнитотеллурическое зондирование и гидромагнитная диагностика магнитосферы, Исследования по геомагнетизму, аэрономии я физике Солнца (Волны в космической плазме) вып. 98, Новосибирск, 49-79, 1992.

4. Юмото К., В. А. Пилипенко, E.H. Федоров, H.A. Курнева, Ю. Г. Хабазин. Механизны затухания геомагнитных пульсаций на низких широтах. Геомагнетизм и аэрономия, т. 33, MS, 34-41, 1Э93.

3. Bararmky L.N., Fedorov E.N., Kurneva N.A.,Pilipenko V.A., Green A.W., Worthington E.W., Gradient and polarlzartion methods of the ground-ba3ed hydromagnetic monitoring of magnetospheric plasma, J. Georeagn. Geoelect., 1994 (in press).

6. Green, A.W., E.W. Worthington, L.N. Baransky, E.N. Fedorov, N. A, Kurneva, V.A. Pilipenko, D.N. Shvetzov, A.A. Bektemirov,. and G.V. Philipov, Alfven field line resonances at low latitudes (L=1.5), J. Geophys. Res., 98A, 15693-15699, 1993.

7. Yumoto, K., V.A. Pilipenko, E. N. Fedorov, N.A. Kurneva, Soma peculiarities of field line alfven oscillations at low latitudes, J. Geophys. Res., 1994 (in press).

8. Yumoto, K., V.A. Pilipenko, E. N. Fedorov, N. A. Kurneva, M. De Lauretis, Magnetospheric ULF phenomena, stimulated by SEC, J. Geonaqn. Gcoelectr., 1994 (in press).

9. Yumoto, K., V.A. Pilipenko, E. N. Fedorov, N. A. Kurneva, K. Shiokawa, The mechanisms of damping of geomagnetic pulsations, J. Geomagn. Geoolectr., 1994 (in press).