Содержание к диссертации
Введение
1 Обзор основных понятий 8
1.1 Магнитное поле Солнца 8
1.2 Геомагнитное поле 9
1.3 Эффект Свальгарда-Мансурова 12
2 Геомагнитные данные 13
2.1 Обзор геомагнитных данных 13
2.2 Геомагнитные наблюдения в 19-м веке 15
2.2.1 Введение 15
2.2.2 Доступность данных 17
2.2.3 Корректировка абсолютных значений 20
2.2.4 Корректировка времени 30
2.3 Индексы геомагнитной активности 35
3 Описание метода 38
3.1 Распределение интенсивности эффекта 39
3.2 Весовые коэффициенты 48
3.3 Расчёт фоновых вариаций 50
3.4 Вычисление значений полярности 56
3.5 Корректировка результатов 57
4 Проверка результатов 62
4.1 Определение полярности по спутниковым данным 62
4.2 Оценка точности метода 65
4.3 Проверка восстановленной полярности в 19-м веке 75
4.4 Геомагнитная активность и секторная структура 78
4.5 Заключение 81
5 Анализ секторной структуры ММП 83
5.1 Периодичность вращения секторных границ 83
5.1.1 Обзор исследований периодичности солнечных данных 83
5.1.2 Исследование периодов восстановленной секторной структуры 85
5.1.3 Развитие секторной структуры в течение цикла активности 91
5.2 Эффект Розенберга-Коулмана 96
5.3 Геоэффективные секторные границы 103
Заключение 110
Литература
- Эффект Свальгарда-Мансурова
- Геомагнитные наблюдения в 19-м веке
- Весовые коэффициенты
- Проверка восстановленной полярности в 19-м веке
Эффект Свальгарда-Мансурова
Солнце обладает магнитным полем, сосредоточенным в конвективной зоне (от 0.7i?Q) и выше. Именно магнитное поле обеспечивает наблюдаемую солнечную активность — пятна, вспышки, корональные выбросы массы и др. Солнечная активность циклична и имеет период 11 лет. Крупномасштабное магнитное поле имеет дипольную форму и в минимуме солнечной активности сонаправлено с осью вращения Солнца. В каждом цикле это поле меняет полярность около максимума солнечной активности.
Самый верхний слой атмосферы Солнца — солнечная корона, не удерживается гравитационными силами, и вследствие этого постоянно расширяется со сверхзвуковыми скоростями. Соответствующий поток заряженных частиц был предсказан Паркером ещё до первых спутниковых измерений в межпланетном пространстве [1]. Он же ввёл для данного потока частиц термин "солнечный ветер". Высокая проводимость солнечного ветра позволяет вместе с заряженными частицами переносить и магнитное поле короны. Это свойство называется вмороженностью магнитного поля, поскольку движение частиц и магнитных силовых линий жёстко взаимосвязано. Выносимое в межпланетное пространство магнитное поле Солнца называют межпланетным магнитным полем (далее используется сокращение ММП).
Открытые магнитные поля, уносимые солнечным ветром в межпланетное пространство, формируют области с ММП, направленным либо от Солнца (положительная полярность), либо к Солнцу (отрицательная). Соответственно, между ними образуется гелиосферный токовый слой (ГТС). Слева на рис. 1.1 показана зарисовка ГТС из работы Смита [5], справа показана модель ГТС, рассчитанная для расстояния 75 а.е. [6]. В зависимости от положения ГТС относительно Земли, в плоскости эклиптики наблюдается ММП либо одной, либо другой полярности. Вращение Солнца обеспечивает чередование ММП противоположных полярностей. Таким образом формируется секторная структура ММП. Впервые она была обнаружена в спутниковых данных Вилкоксом и Нэссом [2,7]. Если ГТС наклонён к плоскости эклиптики, за один оборот Солнца Землю пересекают два сектора ММП противоположной полярности, и, соответственно, наблюдается двухсекторная структура ММП. Если ГТС сильно возмущён и имеет волнистую форму, может наблюдаться четырёхсекторная структура, в редких случаях — структуры более высоких порядков.
Исследования ММП осуществляются в разных системах координат. Подробное обсуждение этого вопроса представлено в главе 4.1. Чаще всего для исследования ММП вблизи магнитосферы используется GSM система координат (Geocentric Solar Magnetospheric coordinate system). Ось X в этой системе направлена из центра Земли на Солнце. Ось Z лежит в плоскости земного магнитного диполя и оси X. Ось Y завершает правостороннюю систему координат.
У Земли, так же как и у Солнца, есть собственное магнитное поле, которое называют геомагнитным полем. Оно имеет почти дипольную форму. Магнитный и географический полюса не совпадают. Как и магнитное поле Солнца, геомагнитное поле меняет полярность (инверсии магнитного поля). Однако, в случае Земли периодичность этого процесса остаётся под вопросом, а характерные времена составляют от десятков тысяч лет до десятков миллионов лет. Вблизи земной поверхности геомагнитное поле измеряется на специально оборудованных магнитных станциях (обсерваториях). Наблюдения проводятся в общепринятых системах геомагнитных координат: измеряются X, Y, Z, Н, D и I компоненты геомагнитного поля. На рис. 1.2 показано, каким образом определяется каждая компонента. X компонента направлена строго на географический север, У — на восток, Z перпендикулярна плоскости XY и направлена к центру Земли. Н копонента, или просто горизонтальная компонента, является проекцией вектора геомагнитно го поля на плоскость XY, то есть указывает на магнитный север. D компонента, или склонение, определяется углом между направлением на географический и магнитный север. / компонента, наклонение, определяется углом между плоскостью XY и вектором геомагнитного поля. Полная интенсивность магнитного поля Земли, соответственно определяется по формулам:
Так как ось вращения и ось диполя не совпадают, для определения положения относительно магнитного поля Земли используются геомагнитные координаты. Геомагнитная широта (г.м.ш.) отсчитывается от геомагнитного экватора.
Геомагнитное поле само по себе меняется очень медленно. Наблюдаемые у поверхности магнитные вариации в основном вызываются ионосферными и магнитосферными токами.
Рисунок 1.2: Схема определения компонент геомагнитного поля.
Магнитосфера образуется в околоземном космическом пространстве в результате взаимодействия магнитного поля Земли и солнечного ветра. Со стороны Солнца земное магнитное поле сжимается, а поток заряженных частиц солнечного ветра огибает его, образуя с ночной стороны так называемый хвост магнитосферы. Граница магнитосферы и межпланетного магнитного поля — магнитопауза, с подсолнечной стороны находится на расстоянии 6-15 земных радиусов, в зависимости от параметров солнечного ветра.
Ионосфера — верхний слой земной атмосферы, формируется за счёт реакции ионообразова-ния на высотах более 60 км. Реакция происходит при взаимодействии нейтральных молекул атмосферы и космического излучения. Из-за повышенной концентрации заряженных частиц ионосфера обладает большой проводимостью, особенно на высотах порядка 100 км. Это обеспечивает возможность замыкания магнитосферных токов через ионосферу. Так возникают продольные (вдоль магнитных силовых линий) и горизонтальные (поперек силовых линий) ионосферные токовые системы, свойства которых определяются параметрами солнечного ветра. 12
Исследуя вариации геомагнитного поля на полярных станциях, Свальгард [3] и Мансуров [4], обнаружили, независимо друг от друга, следующий эффект: для противоположных полярностей ММП наблюдались разные типы геомагнитных вариаций. Так на высокоширотной станции Туле (84.4 г.м.ш.) в северном полушарии, когда ММП имело положительную полярность, в вертикальной компоненте геомагнитного поля наблюдались отрицательные отклонения от среднесуточного уровня. Наоборот, в случае ММП отрицательной полярности геомагнитное поле демонстрировало положительные отклонения в Z компоненте. Примеры данных геомагнитных вариаций из работы Свальгарда [3] приведены на рис. 1.3. Эта закономерность получила название эффекта Свальгарда-Мансурова. Позднее Фрис-Кристенсен и Вильем [8] установили, что исследуемые вариации вызваны эквивалентной ионосферной токовой системой DPY (Disturbance Polar current powered by azimuthal Y component of the IMF). Система расположена на геомагнитной широте 80. Направление и интенсивность этих токов определяются знаком и величиной Y компоненты (азимутальной) межпланетного магнитного поля. В большинстве случаев знак BY совпадает с полярностью ММП. Непосредственно под DPY токовой системой возникают вариации в горизонтальной Н компоненте геомагнитного поля, а в вертикальной Z компоненте вариации противоположны по разные стороны от DPY
Таким образом, исследуя соответствующие вариации компонент геомагнитного поля, можно восстанавливать полярность ММП. Это даёт возможность реконструировать секторную структуру ММП для периодов, когда спутниковые измерения не проводились. Первые методы, решающие данную задачу, были представлены Свальгардом [9-11] и Мансуровым [12,13]. На основе геомагнитных данных Н компоненты субавроральной станции Годхавн, Свальгарду удалось восстановить полярность ММП вплоть до 1926-го года. Веннерстрём с соавторами разработала метод, который на основе геомагнитных данных субавроральной станции Ситка, позволил восстановить полярность вплоть до 1905-го года [14]. Ещё один метод был представлен Берти и соваторами [15]. Данные методы будут разобраны в главах 2 и 3.
Геомагнитные наблюдения в 19-м веке
В предыдущей секции было показано, как определить распределение во времени геомагнитных вариаций, вызванных азимутальной компонентой ММП разного знака. Когда эффект незначителен, искомые вариации неотличимы от вариаций иного происхождения. Поэтому вариации в соответствующие периоды не должны использоваться для восстановления полярности. Этого можно достичь, присвоив вариациям геомагнитного поля весовые коэффциценты, зависящие от сезона и времени суток.
Преобразуем значения АН, AZ и AD полученных диаграмм (рис. 3.4 и рис. 3.7) в весовые коэффициенты, используя следующую весовую функцию: где AHih — значения диаграмм распределения эффекта в Н, Z или D компонентах, і и h — индексы, обозначающие день в году и час, тах(\АЩ\) — максимальное абсолютное значение диаграммы в определенный день. На рис. 3.9 показана данная весовая функция. Из графика следует, что когда AHih близка или равна максимальному значению для данного дня, соответствующий весовой коэффициент получает значение 1. То есть в дальнейшем вариации для данного часа h и дня года г будут полностью учитываться при определении полярности ММП. Если AHith значительно меньше тах{\АЩ\), весовой коэффициент приравнивается 0. Соответственно, вариации для данного часа не используются для восстановления полярности. Как видим, функция антисимметрична. Это необходимо для того, чтобы знак вариаций всегда соответствовал знаку полярности.
Рассмотрим пример преобразования диаграмм распределения эффекта By компоненты ММП в набор весовых коэффициентов. На рис. 3.10 изображены диаграммы эффекта в вертикальной компоненте для полярной станции Туле (84.4iV) и субавроральной станции Екатеринбург (к.г.м.ш. 52.04iV), и полученные по ним весовые коэффициенты (для Z компоненты). Видно, что на станции Туле для восстановления полярности используются вариации в 12-часовом интервале преимущественно с 09 до 21 UT Интервал сужается и расширяется в соответствии с ослаблением или усилением эффекта Свальгарда-Мансурова зимой и летом. На станции Екатеринбург эффект Свальгарда-Мансурова уже не виден, но влияние By компоненты заметно в появлении проекции на ось Z магнитного диполя весной и осенью. Эффект, а следовательно, и весовые коэффициенты, имеют разный знак весной и осенью, так как южную компоненту в эти периоды дают разные направления ММП. Восстановление полярности по вертикальной Z компоненте геомагнитного поля в Екатеринбурге производится по данным приблизительно в 10-часовом интервале с 07 по 17 UT
Таким образом, для всех геомагнитных компонент каждой станции сначала были получены диаграммы распределения интенсивности эффекта By компоненты ММП. Затем на их основе посчитаны весовые коэффициенты (365 х 24) вариаций. Для всех станций расчёты диаграмм про EKT, AZ EKT, W
Диаграммы распределения геомагнитного эффекта By компоненты ММП в вертикальной Z компоненте на станциях Туле и Екатеринбург и соответствующие им весовые коэффициенты (W). водились по геомагнитным и спутниковым данным с 1966-го года. Для станций, прекративших работу до начала спутниковых измерений, расчёты проводились по данным станций, пришедшим им на замену. Из таблицы 2.2 следует, что за исследуемый период геомагнитные координаты станций меняются незначительно. Соответственно и свойства геомагнитных эффектов в пределах координат станций остаются неизменными. Поэтому рассчитанные весовые коэффициенты можно уверенно использовать для исследования геомагнитных вариаций в ранние годы. 3.3 Расчёт фоновых вариаций
Необходимым условием хороших результатов восстановления полярности межпланетного магнитного поля является правильное определение фонового магнитного поля. Эти значения должны отражать суммарный магнитный эффект всех источников геомагнитных вариаций за исключением тех, которые прямо или косвенно вызваны различной полярностью ММП. У этой задачи нет точного решения, поскольку сложно определить вклад всех источников магнитное вариаций, действующих в данный момент в конкретной области. Но даже если они известны, невозможно точно установить их магнитный воздействие, так как для этого потребовалось бы знать полное распределение параметров источника. Поэтому определение фонового магнитного поля является приближенным и основанным на ряде допущений. Решение данной задачи — одна из актуальных проблем геофизики. Она возникает, когда необходимо найти и оценить источники определённых вариаций, как в нашем случае. Расчёт спокойной суточной кривой также является одним из главных пунктов при определении индексов геомагнитной активности.
Рассмотрим способы нахождения фонового магнитного поля, предложенные авторами предшествующих методов реконструкции секторной структуры. Как мы уже отмечали ранее в начале главы 3, методику Свальгарда сложно воссоздать. В статье, посвященной определению полярности по данным Годхавна [11], предлагается просто вычитать среднемесячное значение или среднее за бартельский период, а затем классифицировать полярность по знаку оставшихся вариаций в заранее установленные временные интервалы. Однако, это достаточно грубый алгоритм, больше подходящий для визуального анализа, и не работающий для не полярных станций. Мансуров вместо среднемесячного значения вычитает среднее скользящее за предыдущие 15 суток [13]. Полученные вариации затем сравнивали с типовыми суточными ходами. В работе Веннерстрём и соавторов [14] также выделяют постоянный уровень. Для этого сначала определяли самый спокойный день месяца (с наименьшими значениями аа индекса), находили средние значения каждой из компонент геомагнитного поля. Для других дней этот уровень вычислялся линейной интерполяцией по найденным 12 значениям.
Во всех этих методиках фоновое магнитное поле определялось постоянным в течение дня уровнем. Поэтому помимо эффекта Свальгарда-Мансурова, оставшиеся вариации включают в себя Sq вариации на средних широтах, или Sqp для полярных станций, а также, возможно, другие вариации. Берти с соавторами [15] пытался исключить Sqp вариации, рассчитывая фоновую суточную кривую усреднением за один бартельский период (27 дней) методом наложенных эпох. И этот способ действительно работает для таких высокоширотных станций, как Туле и Восток, по которым Берти восстанавливал полярность. С понижением широты усиливается влияние среднеширотной Sq токовой системы, вызывающей появление новых вариаций. Кэмпбэлл и Мацушита [ ] в качестве фонового уровня использовали спокойную суточную кривую, рассчитываемую для каждого месяца по самым спокойным дням (с Кр 2+). Но, как уточняют сами авторы, в возмущенные дни Sq вариации могут отличаться от спокойных значений, что может приводить к ошибкам, а соответственно, и к вероятности возникновения зависимости восстановленной полярности от геомагнитной активности.
Рисунки 6 и 7 из работы Свальгарда [11]: Вариации Н на станции Годхавн и Z на станции Туле, By 0; а) типичные суточные вариации верно отображают полярность; б) суточные вариации Годхавна ошибочно классифицируются как дни положительной полярности.
Именно эта неточность результатов восстановленной Свальгардом полярности подверглась наибольшей критике [16,41 3]. Согласно этим работам дни повышенной геомагнитной активности преимущественно классифицировались как дни отрицательной полярности, и наоборот, спокойные дни чаще классифицировались как дни положительной полярности. Объяснение этому феномену дал сам Свальгард. На рис. 3.11 изображены вариации геомагнитного поля на станции Туле (Z компонента) и на станции Годхавн (Н компонента). Слева показаны случаи, когда форма вариаций соответствует типовым суточным кривым для А и Т дней (у Свальгарда Т дни обозначены как С). На Годхавне дни положительной полярности соответствуют положительным отклонениям в горизонтальной Н компоненте, и наоборот в дни отрицательной полярности. Однако, справа показано, что для Т дней, когда азимутальная компонента ММП отрицательна, Годхавн может показывать вариации характерные больше для А дней. Как видно на верхнем графике рис. 3.11, подобный феномен происходит в дни пониженной геомагнитной активности (аа 10). Вероятнее всего Свальгард классифицировал дни "на глаз", ориентируясь именно на форму суточных вариаций. Отсюда возникали возможные ошибочные определения спокойных дней как дней положительной полярности. 6 12 18 6 12 18
Учитывая изложенные факты, было принято решение ввести новый способ определения фоновых магнитных вариаций, который способен достоверно отражать Sq вариацию для любой геомагнитной активности. На рис. 3.12 изображены средние суточные кривые в Н компоненте станции Годхавн для спокойных периодов {аа 30) и для возмущённых {аа 30). Расчёт производился усреднением часовых значений в интервале ±27 дней для соответствующих значений аа индекса. Отметим, что графики АН на рис. 3.12 для большей наглядности усреднены также за период 1965-2005 гг. Зелёным цветом представлены средние суточные кривые для всех значений By ММП. И на левом и на правом графиках спокойных и возмущённых дней среднесуточные кривые ожидаемо имеют средние значения кривых для А и Т дней. Красная имеет большие значения, синяя — меньшие, в соответствие с эффектом Свальгарда-Мансурова в горизонтальной компоненте станции Годхавн. Зелёным пунктиром на левом и правом графиках изображены средние суточные кривые для возмущённых и спокойных дней соответственно. Хорошо видно, что в спокойные дни среднесуточная кривая, рассчитанная по значениям поля возмущённых дней, лежит как ниже красной, так и ниже синей суточных кривых. То есть, в дни отрицательной полярности использование таких фоновых значений приводит к ошибочному определению положительных вариаций эффекта Свальгарда-Мансурова. Наоборот, в дни повышенной геомагнитной активности среднесуточная кривая, рассчитанная только по спокойным дням, с 15 до 21 UT лежит выше красной кривой, а в оставшееся время имеет почти такие же значения. Отсюда возникают упоминавшиеся ошибки в каталоге Свальгарда, когда спокойные Т дни могут классифицироваться как А дни, а возмущенные А дни, наоборот, как дни отрицательной полярности. Эти же графики демонстрируют, что при определении геомагнитных вариаций эффекта By компоненты ММП с помощью фоновых значений, рассчитанных для соответствующей геомагнитной активности, подобных ошибок не должно возникать.
Весовые коэффициенты
Теперь оценим точность определения полярности после суммирования результатов со всех станций. При этом суммируются нескорректированные значения, поскольку они отражают реальную величину вариаций. В таблице 4.5 приведены оценки точности для различных наборов станций в порядке появления (в таблице указывается как +"аббревиатура станции") или исчезновения (-"аббревиатура станции") их геомагнитных данных, начиная с 1844-го года. Поскольку измерения поля на станции Высокая Дубрава (SVD — Екатеринбург) заканчиваются в 1980 году, большинство значений точности получены за период с 1965-го по 1980-й год. В те периоды, когда геомагнитные данные Екатеринбурга недоступны, мы расширяем период, по которому вычисляются оценки точности. Отметим, что в целом за период с 1965-го по 1980-й год средняя точность метода несколько выше, чем за более длительный период, что видно на рис. 4.5. Тем не менее разница между ними в среднем составляет не более 1%.
Звёздочкой в таблице 4.5 отмечены результаты, полученные с использованием IHV(ld) индекса геомагнитной активности. С 1868-го года для вычисления фоновых вариаций геомагнитного поля используется аа индекс. Во втором столбце указан период времени, для которого используется данный набор станций. К примеру, с 1844-го до конца 1849-го года в нашем распоряжении есть геомагнитные данные только станции Хельсинки (соврем. Нурмиряви, NUR). С 1850-го по 1862-й год включительно появляются данные Санкт-Петербурга и Екатеринбурга (только склонение), оцифрованные группой Неванлинна. Точность метода несколько возрастает. В 1863-м году по ряду причин измерение геомагнитного поля в российских обсерваториях прекращается вплоть до 1869-го года. Регулярные наблюдения возобновляются в Санкт-Петербурге в 1870-м году. Благодаря этому вплоть до 1886-го года полярность определяется по результатам двух станций. С добавлением геомагнитных данных Санкт-Петербурга, как видим, точность практически не меняется. Это обусловлено близким расположением Хельсинки и Санкт-Петербурга и, соответственно, схожестью геомагнитных вариаций, по которым восстанавливается полярность. Но в большей степени это верно для современных, более точных измерений, когда показания поля в Воейково и Нурмиярви практически идентичны. В 19-м веке различия между ними провляются сильнее. В частности, среднечасовые значения поля, рассчитываемые по 5 (или 6) измерениям поля для каждого часа, в какой-то степени зависели от наблюдателя, который снимал показания отклонений магнитов с помощью специальной подзорной трубы. Возможно, оценки точности полярности в 19-м веке для отдельной станции Хельсинки здесь несколько завышены. Но для полярности, полученной по комбинации станций, оценки, вероятно, более справедливы.
С 1887-го года появляются измерения магнитного поля в Екатеринбурге. Однако, здесь мы добавили только полярность, полученную по вариациям горизонтальной компоненты Екатеринбурга. Причину этого мы объясняем в главе 4.3. Значения точности, как видим, еще немного подрастают. При этом Екатеринбург значительно удалён от Хельсинки и Санкт-Петербурга, и геомагнитные вариации для этой станции в большей степени отличаются. То есть несмотря на сравнительно небольшое увеличение точности, добавление полярностей, полученных по данным Екатеринбурга, делает общий результат статистически более достоверным. В дальнейшем, с добавлением результатов новых станций, точность метода растёт ещё больше. В 1947-м году, с появлением геомагнитных данных Туле, успешность результатов также увеличивается. Однако, итоговый результат получается хуже, чем при восстановлении полярности исключительно по данным Туле. Поэтому, начиная с 1947-го года, полярность восстанавливалась с использованием данных только этой станции. Исключение составляет период с 17 августа 1952 по 31 августа 1955 года, когда измерения на Туле отсутствуют. В это время восстановление полярности проводилось по данным указанных ранее станций.
Добавление полярных станций южного полушария — Мирный и Восток, как и ожидалось, улучшает качество метода, правда всего на 2%. Здесь мы, по-видимому, приближаемся к пределу точности нашего метода 90%. Напомним, это значение получено для всех направлений ММП, включающих смешанную полярность. Если исключить эти значения ММП, то для полярности по данным трёх станций: Туле, Мирный и Восток, за период 1965-1985 гг., общая точность составит 94.2 ± 2.9%, для положительных секторов — 94.5 ± 2.9%, для отрицательных — 94.5 ± 4.0%. То есть, точность метода достигает предела, определённого по алгоритму Рассэлла и Розенберга для интервала усреднения в 24 часа (таблица 4.1). Этот результат закономерен, так как все три станции являются полярными — одна в северном, две в южном полушарии. Более того, указанные станции также разнесены по долготе. Поэтому в любой сезон и в любое время суток для этого набора станций вариации эффекта Свальгарда-Мансурова имеют большие значения. Для оставшихся 13% дней с ММП смешанной полярности (отклонения от спирали Паркера), точность метода составляет гораздо меньшую, однако, значимую величину (90 —0.87-94)/0.13 63%.
Приведённые здесь оценки были рассчитаны для спутникового периода. Следовательно, возникает вопрос, справедливы ли они для более раннего периода, тем более для полярности ММП, восстановленной в 19-м веке. Мы проверили средние суточные кривые геомагнитного поля для всех станций в конце 19-го и в начале 20-го веков, сравнили их с полученными по современным данным и не нашли расхождений по форме. В главе 2.2.4 мы видели это на примере суточных кривых для групп станций Хельсинки-Нурмиярви, Санкт-Петербург-Воейково и Екатеринбург-Высокая Дубрава. Исходя из этого, делается предположение, что положение станций относительно ионосферно-магнитосферных токовых систем не изменилось за исследуемый период, и соответственно, не изменился геомагнитный эффект, вызываемый BY компонентой ММП.
Среднегодовая точность восстановления полярности зависит от уровня геомагнитной активности. На рис. 4.5 представлены среднегодовые значения точности для всех станций (тонкие цветные линии). Также на графике приведены среднегодовые числа пятен и значения геомагнитных индексов, аа и IHV (для удобства в относительных единицах). Легко увидеть, что локальные максимумы геомагнитной активности совпадают с максимумами точности, а падение уровня геомагнитной активности совпадает с минимумами точности. При этом высота максимумов и глубина минимумов никак не коррелирует со значениями точности восстановленной полярности. Худшие результаты восстановления наблюдаются в периоды минимумов как геомагнитной, так и солнечной активности. В это время амплитуда геомагнитных вариаций сильно снижается, что вызывает трудности в определении полярности. Таким образом, анализируя восстановленную полярность в прошлом, можно предположительно установить периоды, когда метод даёт менее качественные результаты.
На рис. 4.6 изображены среднегодовые числа пятен и значения геомагнитных индексов (в относительных единицах) для ранних лет, когда отсутствуют регулярные спутниковые измерения ММП. Из данного графика следует, что секторная структура вероятно восстановлена с пониженной точностью в следующие года доспутникового периода: 1856, 1867, 1878-1879, 1890, 1901-1902, 1912-1913, 1923-1924, 1934, 1945, 1954-1955, 1964. 4.3 Проверка восстановленной полярности в 19-м веке
Ещё один способ проверить достоверность восстановленной полярности — посмотреть степень корреляции результатов в разных компонентах и между станциями. Если для различных станций или в разных геомагнитных компонентах одной станции получаются одинаковые результаты, значит с большой долей вероятности эти значения полярности верны. Мы сравнили результаты станций: Хельсинки, Санкт-Петербург, Екатеринбург и Потсдам, геомагнитные данные которых доступны в 19-м веке. Проверялись результаты именно этих станций, поскольку качество геомагнитных наблюдений так же, как и восстановливаемая с их помощью полярность, вызывают больше всего сомнений для 19-го века. Напомним, что полярность, восстановленная по данным Потсдама, не включена в итоговый каталог. Однако, её результаты имеют удовлетворительную точность, что позволяет использовать их для представленной в этой главе проверки.
На рис. 4.7 для указанных станций показано отношение количества дней, в которые знак нескорректированной полярности для Н и D компонент совпадает, к общему числу дней (исключая дни, когда геомагнитные наблюдения в одной или обеих компонентах отсутствуют). В 20-м веке это отношение в среднем составляет порядка 0.65 для всех станций. Отметим, что несмотря на то, что параметры нашего метода настраивались только для периода после 1965-го года, искомое отношение сохраняется в течение всего 20-го века.
Для группы станций Потсдам-Сэддин-Нимек (зелёная кривая) незначительное снижение уровня можно заметить лишь до 1910-го года. Вероятнее всего, это вызвано сменой положения станции в 1908-м году, когда обсерватория была перенесена из Потсдама в Сэддин. Для станций Санкт-Петербург (синяя кривая) и Хельсинки (красная) в 19-м веке отношение падает до среднего значения порядка 0.6, что связано возможным изменением качества измерений поля (количества измерений в течение часа). Заметное падение наблюдается в количестве совпадений между полярностями по данным Н и D компонент в Санкт-Петербурге в 1856-м и 1857-м годах. Напомним, что с 1850-го по 1862-й год данные наблюдений геомагнитного поля в Санкт-Петербурге содержали много ошибок. Кроме того, 1856-й год соответствует минимуму солнечной и геомагнитной активности, а значит, восстановленная полярность для этого времени, возможно, содержит больше ошибок. Самое большое падение наблюдается в количестве совпадений между полярностями, полученными по данным Н и D компонент в Екатеринбурге (чёрная кривая) с 1887-го по 1925-й год. В этот период склонение в Екатеринбурге имеет обратный современному суточный ход (причина неизвестна). Для этого периода результат, изображённый на графике, посчитан для обратных полученным значениям полярности. Попытки корректировки значений склонения в Екатеринбурге в этот период не привели к увеличению совпадений с результатами в горизонтальной компоненте.
Проверка восстановленной полярности в 19-м веке
В этой главе исследуются очень редкие явления — экстремальные геомагнитные бури, часто называемые супербурями. Сами по себе такие события проявляются в том, что геомагнитное поле сильно отклоняется от среднего фонового значения поля и от нормального суточного хода. Продолжительность бури измеряется от нескольких часов до нескольких дней и, как правило, тем дольше, чем сильнее максимальные вариации поля. Возникновение бури фиксируется в различных индексах геомагнитной активности, в зависимости от природы магнитного возмущения. Геомагнитные бури возникают из-за усиления кольцевого тока, которая происходит в результате инжекции частиц, попавших в магнитосферу после пересоединения ММП и магнитного поля Земли на магнитопаузе. В такие периоды резко падают значения горизонтальной Н компоненты поля на экваториальных и средних широтах. Соответствующие возмущения фиксируются Dst индексом (Disturbance Stormime). Ещё один тип геомагнитных возмущений — суббуря, является результатом высвобождения накопившейся в магнитосфере энергии и пересоединения силовых линий хвоста. Возникающий ток замыкается через ионосферу и приводит к сильным вариациям геомагнитного поля на высоких широтах, что фиксируется AU, AL, АЕ, Кр и другими индексами геомагнитной активности. Часто геомагнитные бури и суббури сопутствуют друг другу, так как являются следствиями одного и того же явления — пересоединения силовых линий магнитого поля Земли и солнечного ветра.
Экстремальными или супербурями назвают геомагнитные бури, приводящие к чрезвычайно большим вариациям магнитного поля. Критерии причисления геомагнитного возмущения к классу супербурь отличаются у разных авторов [78-80]. Общим положением является то, что такие события происходят крайне редко, а величины геомагнитных вариаций и параметры солнечного ветра достигают экстремальных значений. Во время супербурь авроральный овал сильно расширяется, и полярные сияния наблюдаются даже на низких широтах. Токи, индуцируемые в электрических сетях из-за больших скачков магнитного поля, приводят к различным сбоям и даже к возникновению пожаров. Примером служит сильнейшая буря 13 марта 1989 года, в результате которой на время были выведены из строя электростанции в Канаде и Северной Америке. Поэтому важно заранее прогнозировать возникновение таких бурь, что возможно лишь при ясном понимании причин и признаков подобных явлений.
Говоря о супербурях, невозможно не упомянуть самую известную, и возможно, самую сильную супербурю 1-2(3) сентября 1859 года. Эта буря стала первым свидетельством связи солнечной и геомагнитной активностей. За 17.6 часов до начала бури Ричард Кэррингтон, наблюдавший за крупной группой солнечных пятен, увидел мощную вспышку, получившую название "кэррингтоновской" и ставшую первой задокументированной солнечной вспышкой [81]: "For the brilliancy was fully equal to that of direct sunlight". Это же явление наблюдал и Ходжсон [82]. Последовавшая буря вызвала сильнейшие вариации магнитного поля. По величине отклонений на приэкваториальной станции в Бомбее (9.87N г.м.ш.) Цурутани оценил мощность бури индексом Dst = —1760 нТл [80]. Полярные сияния 1 и 2-го сентября наблюдались вплоть до 23 геомагниной широты [83]. Также были зарегистрированы многочисленные пожары, вспыхнувшие из-за разрядов в телеграфных проводах как в Европе, так и в Америке. Наиболее вероятной причиной бури считается дошедший до Земли с очень большой скоростью Vsw 2400 км/с [26,80,84] корональный выброс массы (СМЕ — Coronal Mass Ejection), вероятно представлявший собой магнитное облако с сильной южной компонентой ММП.
Редкость событий, подобных кэррингтоновскому, ограничивает возможность статистического анализа соответствующих им параметров ММП. В доспутниковую эпоху и, тем более, в 19-м веке наблюдения ММП и вовсе отсутствуют. Полученный нами каталог полярностей позволяет, по крайней мере, оценить направление ММП, наблюдавшегося в момент исследуемых явлений. Отдельную задачу составляет вопрос о том, какие геомагнитные возмущения причислять к супербурям, а какие нет.
В статье [80], посвященной исследованию кэррингтоновской бури, Цурутани приводит список семи "выдающихся бурь", согласно Мусу [87] и Чэпмену и Бартельсу [78] для периода с 1857-го по 1939-й года. К ним он добавил три сильнейшие бури после 1940-го года, согласно измерениям на приэкваториальной станции Алибаг (9.61N г.м.ш.). Клайвер и Свальгард [86] добавили к бурям из каталога Чэпмена и Бартельса ещё ряд выдающихся бурь из списка Джонса [85], полученного им для возмущений на станции Гринвич для периода 1859-1954 гг. Общий список бурь, перечисленных каталогов, представлен в таблице 5.1. Значения вариаций АНтах в 5-7 столбцах оценивались как разница между минимальным и максимальным значениями Н компоненты геомагнитного поле в период возмущения. Для большей информативности АНтах приводятся в двух столбцах: рассчитанные по данным низкоширотных станций ( 10 г.м.ш.) — Бомбей (Б), Алибаг (А) и Какиока ( 26 г.м.ш., К), и по данным среднеширотных станций ( 50 г.м.ш.) — Кью (К), Хельсинки (X), Санкт-Петербург (С), Екатеринбург (Е), Гринвич (Г), Потсдам (П). Максимальные значения вариаций, приводимые в статьях [86] и [80], вероятно рассчитаны для магнитограмм, имеющих большое временное разрешение. Для событий из списка Цурута-ни, когда АНтах для среднеширотных станций не указано, мы приводим АНтах, рассчитанные аналогичным образом, но для среднечасовых табличных значений поля. Соответствующий этим АНтах седьмой столбец обозначен "(ч)". В виду большего усреднения эти величины получаются меньше аналогов, рассчитанных по минутным вариациям. Однако, по ним также можно составить представление о силе геомагнитных бурь. Видно, что некоторые бури вызывают более сильные возмущения на средних широтах, другие — только на низких. Некоторые бури приводят к появлению низкоширотных "полярных" сияний (отмечены " " в первом столбце), другие — нет. То есть, каждая супербуря проявляется по-разному.
