Исследование динамики электрических свойств средней атмосферы и нижней ионосферы по интерференционным данным сверхдлинных радиоволн Ременец Георгий Федорович

Содержание к диссертации

Введение

1. Роль электромагнитного сверхдлинноволнового диапазона волн в исследовании электрических свойств верхней атмосферы. 16

1.1. Методы измерения электронной концентрации в ионосфере. 16

1.1.1. Источники ионизации и (пассивные) методы исследования электронного содержания в нижней (полярной) ионосфере. 16

1.1.2. Краткая характеристика источников аномальной ионизации нижней ионосферы высоких широт. 16

1.1.2.1. Вспышки солнечных космических лучей и протонные СДВ-аномалии. 16

1.1.2.2. Вторжения авроральных электронов. (Электронные вторжения). 17

1.1.2.3. Вторжения релятивистских электронов. 18

1.1.2.4. Внезапные ионосферные возмущения (ВИВ). 19

1.1.3. Результаты по измерению электронной плотности в нижней ионосфере высоких широт, полученные различными методами. 19

1.2. Особенности распространения СДВ в полярной области. 26

1.2.1. Трансполярное распространение СДВ. 26

1.2.2. Локальные эксперименты. 27

1.2.3. Магнитосферные н активные эксперименты в СДВ-диапазоне. 32

1.3. Постановка и особенности решения обратной задачи СДВ. 37

1.3.1 Область ионосферы., отражающая СДВ, и связанная с нею обратная задача. 37

1.3.2. Обратная задача СДВ в волноводной постановке. 45

2. Экспериментальное исследование анизотропных электрических свойств ионосферы СДВ-методом. 63

2.1. Идея экспериментального обнаружения (и экспериментальной оценки интенсивности эффекта) анизотропных свойств ионосферы благодаря суточной изменчивости этих свойств. Методика измерений. 63

2.2. Первая проба экспериментальной регистрации в Петропавловске-Камчатском сигнала в дальней зоне источника (станции NLK) ТЕ-компоненты СДВ-шмя. 65

2.3. Измерение и оценка вариаций вторичной (и основной) компонент СДВ-поля в условиях интерференционного минимума ночью по основной компоненте от станции NDT в Петропавловске-Камчатском. 73

2.3.1. Оценка разности коэффициентов затухания нормальных волн. 76

2.3.2. Вариации основной и вторичной компонент поля в сумерки и ночью. 77

2.3.3. Анализ утренних вариаций вторичной компоненты. 80

2.3.4. Отношение вторичной компоненты к основной \Но1Н9\. 81

2.4. Экспериментальная оценка суточных вариаций вторичной компоненты СДВ-сигнала в высоких широтах и средней зоне источника (от станции JXZ и в условиях интерференционного максимума по основной компоненте ночью). 83

2.5. Двухнедельное возмущение отражательных свойств нижней ионосферы после начала сильной магнитной бури 27 августа 1978 г. (продолжение измерений вторичной компоненты в условиях иытеференционного минимума основной компоненты ночью). 89

2.6 Новые интерференционные СДВ-явления для Т^-компоненты на восходе Солнца в случае дальнего распространения и интерференционного максимума по основной компоненте (продолжение, радиотрасса

2.7. Оценка эффекта деполяризации на субавроральиой радиотрассе Алдра-Калининград на частоте 12,1 кГц (продолжение измерений в условиях интерференционного максимума по основной компоненте). 99

Рисунки ко 2-ой главе. 102

3. Интерференционные СДВ-явления и динамика нижней кромки авроральной ионосферы во время геофизических возмущений известного типа. 116

3.1. Динамика отражательных свойств нижней кромки ионосферы во время авроральных возмущений. 117

3.2. Анализ динамики отражательных свойств нижней ионосферы на заходе Солнца для авроральной трассы. 132

3.3. Динамика нижней кромки ионосферы во время ППШ и ВИВ. 137

3.3.1. Модифицированный метод анализа СДВ-аномалий. 137

3.3.2. Динамика отражательных свойств нижней кромки авроралы-гой ионосферы в случае ЇЇЇЇШ от 16 февраля 1984 г. 139

3.4. Динамика нижней кромки ионосферы во время геофизических возмущений ВИВ и ППШ от 29 сентября 1989 г. 142

3.4.1. Уточнения к алгоритму, использованному в данном анализе. 142

3.4.2. Общая характеристика СДВ-возмущений, произошедших 29.IX 89. 144

3.4.3. Численный анализ ВИВ и ППШ от 29 сентября 1989 г. 145

3.5. Заключителные замечания к анализу по первому способу. 148

3.6. Решение обратной СДВ-задачи вторым способом. Определение электрических свойств ионизованной атмосферы для отдельных моментов времени обычных геофизических возмущений. 149

3.6.1. Физическая и математическая постановки задачи. 149

3.6.2. Численные результаты. 155 3.7. Количественная связь между двумя вариантами решения обратной двух- параметрической СДВ-задачи. 157

4. Интерференционные СДВ-явления и электрические свойства атмосферы во время высыпания релятивистских электронов /уникальность СДВ-метода/. 167

4.1. Описание аномального СДВ-явлепия, впервые зарегистрировашгого в ЛГИ КФ АН СССР на авроральнои трассе средней протяженности. 167

4.2. Описание аномального СДВ-явления, зарегистрированного на авроральнои трассе средней протяженности за шесть часов до вторжения СКЛ. 169

4.3. Анализ аномальных СДВ-явления от 22 октября и 2 ноября 1989 г. .172

4.4. Мощные возмущения (МщВ) СДВ-сигкалов и классическая задача радиофизики. 175

4.5. Статистика и феноменология релятивистских а,вроральных возмущеїшй и разбиение их на четыре типа. 176

4.6. Анализ явлений РАВ от 15 сентября 1982 г. вторым способом решения обратной СДВ-задани. /Немонотонность профиля электронной концентрации/. 181

4.7. Анализ явлений РАВ для других календарных дат вторым способом решения обратной СДВ-задачи. /Немонотонность профиля электронной концентрации (продолжение) 18']

4.8. Физическое обсуждение результатов, полученных в данной главе. /Уникальность СДВ-метода./ 190

5. Положения диссертации, выносимые на защиту. 198

Литература. 211

• Особенности распространения СДВ в полярной области.
• Первая проба экспериментальной регистрации в Петропавловске-Камчатском сигнала в дальней зоне источника (станции NLK) ТЕ-компоненты СДВ-шмя.
• Новые интерференционные СДВ-явления для Т^-компоненты на восходе Солнца в случае дальнего распространения и интерференционного максимума по основной компоненте (продолжение, радиотрасса
• Динамика нижней кромки ионосферы во время ППШ и ВИВ.

Введение к работе

История радиосвязи и радиофизики началась с длинноволнового диапазона электромагнитных волн (3-30 кГц). Основы теории распространения этих волн в земных условиях были заложены около одного века назад [1, 2]. Качественное развитие теории было реализовано в работах Фока В. А. [3, 4], Краснушкина П. к). [5], Макарова Г. И. с учениками [6-8]. . Практическое использование этого диапазона получило в послевоенные годы второй всплеск в связи с актуальными в 40-70 годы задачами самой надежной глобальной радионавигации и радиолокации естественных (молниевые электрические разряды, генерация этих воли в полярных областях ионосферы) и искусственных источников излучения радиоволи (включая ядерные взрывы в атмосфере) обсуждаемого диапазона. В первой группе задач самым главным был момент достоверного пред вычисления фазовых скоростей воли, а во второй - достоверность определения азимута на источник.

С появлением спутниковой техники актуальность названных радионавигационных систем в обсуждаемом диапазоне частот стала снижаться (в конце 90-тых годов американская РНС -"Омега" демонтирована), по научная, ценность использования этого диапазона, электромагнитных волы при исследовании электрических свойств слабоионизованной ионосферы и атмосферы остается непреходящей. Насто- - яїцая экспериментально-теоретическая работа направлена на аргументацию этого утверждения и посвящена, проблемам решения обратной СДВ-за.дачи и распадается на два самостоятельных направления в этой области. Первое направление было порождено теоретическими исследованиями автора в рамках диссертационной работы автора ¹ Одним из выводов этой работы были следующие утверждения. - "Приведенные результаты исследования отношения магнитных компонент электромагнитного поля Но/Ни (в средней и дальней зонах источника) показывают, что при ночном распространении СДВ доля с востока па запад (и с запада на восток) ¹Ременец Г. Ф. Особенности распространения сверхдлинных волн в анизотропном канале Земля-ионосфера. Диссертация на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук. Научный руководитель - доктор физико-математических наук, профессор Г. И. Макаров. Ленинград,

1972. в средних широтах это отношение может составлять экспериментально измеряемые по амплитуде и фазе знначения. Поэтому при экспериментальном решении обратной задачи СДВ (определение N_e(z-) и і/₃фф по результатам измерения электромагнитного поля) необходимо наряду с основной компонентой Я^, проводить измерения вторичной компоненты Но, которая появляется благодаря эффекту деполяризации поля нижней ионосферы ночью'' ² - "Выводы из численных результатов для ночных волноводов отличаются большим разнообразием и меньшей однозначностью. В зависимости от выбираемых разными авторами моделей ионосфертгоого слоя получаются существенные различия по следующим показателям: ].) по степени многомодовости; по степени существенности Т_т-нормалы-1ых воли; по степени нолязованыости нормальных волн; по степени существенности продольной компоненты магнитного поля Земли

В то время, когда были сделаны эти выводы практически отсутствовали измерения вторичной компоненты в дальней и частично средней зонах по той технической причине, что стандартная аппаратура, использовавшаяся для измерений основной компоненты радиополя в дальней зоне источника не была, рассчитана па прием сигналов в сто раз меньших (то есть вторичной компоненты в дневных условиях) и в литературе отсутствовали экспериментальные данные по суточным вариациям Яц (в средней и дальней зонах). Поэтому одной из двух целей настоящего исследования было стремление частично восполнить этот пробел и выполнить радиофизический анализ этих вариаций с точки зрения воможности получения количественной информации о параметрах распространения квази T/Jm-нормальных волы, которые в изотропном волиоводном канаде вертикальными дИпольными источниками (реальными действующими излучающими антеннами) не возбуждаются. ²Ремепец Г. Ф., Хонанская Н, С. Коэффициенты отражения и функции ослабления для нескольких нночных моделей волноводпого канала Земля-неоднородная анизотропная ионосфера ионосфера. В кн.: Проблемні дифракции и распространения воли. Вып. 13. Ленинград, J974. С. 75. ^Ременец Г. Ф. Особенности распространения сверхдлиппых воли в апизотоппом волиоводном канале Земля-ионосфера (Обзор). Б кн.: Там же. С. 36.

При реализации этой программы применительно к авроральнои зоне автор диссертации пришел к выводу, что в этой геофизической зоне, т-те решив хоть как-то обратную СДВ-задачу по экспериментальным данным для основной компоненты (в нерегулярно изменяющихся и как правило непредсказуемы образом условиях), вопрос о вторичной компоненте отодвигается глубоко на задний план. Таким образом появилась вторая цель данной работы, а именно: решить обратную СДВ-задачу в том или ином приближении (не решавшуюся ранее) для нестационарной непредсказуемо изменяющейся!* авроральнои ионосферы. Решенная автором задача представлена в двух постановках.

Первая постановека, исходившая из реальных вычислительных возможностей на рубеже 70-80-ых годов, требовала поиск отражателных свойств авроральнои ионосферы в терминах комплексного коэффициента отражения '' как функции угла падения волны на ионосферу (при скользящих углах) б записи мости от врємр.ии. в процессе геофизических возмущений, характерных для авроральных областей. Причем начальное значение этого комплексного коэффициента было тем параметром, по которому минимизировался функционал, содержащий разности между экспериментальными и расчетными временными функциями. Главное достоинство этого подхода заключается в том, что априори не делается никаких допущений о качественном характере эффективного профиля электронной концентрации ка.к функции высоты во время возмущения (например, о его монотонно'сти).

Во второй постановке, благодаря прогрессу в вычислительной технике и в создании вычислительных программ за 10 лет, обратную задачу оказалось возможным решить более точно в смысле полной теоретической обоснованности использованного метода нормальных волн, а именно, относительно эффективного профиля электронной концентрации (а. точнее, относительно профиля электрической проводимости) для нескольких избранных моментов времени геофизических возмущений. При этом профиль электронной концентрации, соответствующий начальному состоянию среды, постулировался, и соответственно неопределенность в знании этого состояния, характерная для высоких широт, переносилась в конечный результат (в пайдеп- ''Использовавшийся нами на этом этапе работы лучевой метод, как показано в [8], на. сегодняшний день не имеет'строгого математического обоснования. ныи профиль электронной концентрации для' фиксированного момента, исследуемого возмущения). Для получения результата по параметрам искомого профиля минимизировался функционал, в который входили разности между экспериментальным и расчетными приращениями СДВ-величин за анализируемый интервал времени возмущения. Описанный конечный результат жестко привязан к области определения минимизируемого функционала. Какой-либо другой выбор параметров, по которым проводится минимизация, очевидно может улучшить или ухудшить результат минимизации функционала.

Удовлетворительные резз'льтаты сопоставления результатов решений задан в двух указанных постановках но парметру, который называется эффективной высотой слоя проводимости в атмосфере и который характеризует высотное положение .последнего, повысило достоверность найденных результатов, включая утверждение автора об обнаружении спорадического "D-слоя" проводимости в некоторых редких случаях возмущений, указало ла применимость "экспресс" анализа по отражательным формулам в качестве предварительного этапа исследования возмущений.

Перед тем как завершить настоящее введение к работе снова вернемся к вопросу о вторичной компоненте СДВ^поля в дальней зоне источника., чтобы показ а. ть в каком смысле она более "чувствительна" к вариациям электрических свойств ионосферы, чем основная компонента. Для этого воспользуемся аналитическими соотношениями, взятыми из работ, которые указаны в примечании на данной странице. ⁵

Если в сферическом регулярном волноводе с е_т = '1 нижняя и верхняя границы равны г = а и т ~ с соответственно и в нем возбуждена- одна, из нормальных волн, то эта нормальная волна, будучи стоячей волной по радиальной переменной ?\ имеет следующее представление для своих комплексных амплитуд потенциалов Дебая U и V (г/о - характеристический импеданс вакуума и принятой временной зависимости - ехр (—iu>t))\ ⁵W а і t J. R. The mode theory of VLF radio propagation for a spherical earth and a consentric anisotropic ionosphere // Canad. J. Physics, 1963. Vol. 41. No'. 2. Ременец Г. Ф., M а. каро в Г. И., Н о в и к об В. В. В кн: Проблемы дифракции и распространения ноли. 1968. Вып. S. С. 109 - 121. Г а л ю к 10. П.,. И в а н о в Б. И. В кн: Проблемы дифракции и распространения волн. 1978. Вып. 16. С. 148-154. U„ = дЛї\кг) + _mgJiW(kr) '+ _mg_hltf\kr) {В.I) VoV» = 'g_hhP(kr) + _{\p_±g_vhW(kr) + _±pi_g_hhW(kr) (B.2), где g_v, gh - константы, характеризующие интенсивность ТМ- и ТІЗ-частей нормальной волны с индексом v и ipi_: = iRkh\p(kc)/h\P(kc)i ;Rk - компоненты матрицы коэффициентов отражения сферических электромагнитных воли от верхней анизотропной границы волновода, которые определены относительно верхней границы г = с и которые считаются известными заданными функциями параметра и.

В изотропном случае возбужденные нормальные волны однозначно характеризуются двумя'комплексными параметрами: собственным значением v_s и коэффициентом возбуждения i\_s. В анизотропном случае появляется третий комплексный параметр, называемый коэффициентом поляризации нормальной волны Ї1, = <7ь (^0/^(^)-Этот коэффициент вычисляется по следующей формуле:

П_в|„₌„, = \\p±ph/(l .) {B.Z), где / = Rk{h]P{ка)Ih)P{ка)) и Rk - коэффициент отражения горизонтально поляризованной сферической волны от границы воздух-земля и отнесенный к ней при V = а. Можно ввести коэффициент возбуждения ТЕ- части нормальной волны по формуле: Л}, —. A_sCl_s. Всё компоненты электромагнитного поля, соответствующие ТЕ-части нормальной волны, пропорциоыалны этому коэффициенту и согласно равенству (В.З) пропорциональны перекрестному коэффициенту \\R±₇ который является количественной характеристикой эффекта деполяизации электромагнитной волны анизотропным ионосферным слоем выше г = с. Для реальных ионосферных слоев коэффициент поляризации П_я является малой величиной для квази-УМ^ нормальных волн (.з = п) и большой величиной для квази-ТЕ„, (.s = m) вдали от вырождения квази-ТМ„ и квази-Т¹^ волн, то есть на ча,стота,х ниже 15 - 17 кГц. Из сказанного уже ясно, что вторичная компонента электромагнитного поля в квази-ТМ^, нормальной волне определяется перекрестным коэффициентом. Изменчивость этого коэффициента иллюстрируется рис. В.1 и В.2. ⁶ На рис. В.1 приведены для частоты 25 кГц .''Эти рисунки взяты из работы, утсазалной во 2-ой ссылке. модули всех четырех компонент матрицы коэффициентов отражения электромагнитных волн от 4-ех модальных слоев ночного ионосферного слоя, представленных на, рис. В.2. Номера при кривых рис. В.1 соответствуют нммерам профилей N_e(z = г —«) на рис. В.2. В качестве аргумента функциональных зависимостей рис. В.1 выбран параметр ф - вещественный угол падения волны, отсчитываемый от вертикали, на верхнюю границу волновода. Угол ф связан с параметром и асимптотической формулой v = вп\ф. Изменчивость перекрестных коэффициентов на десятки и сотни процентов при изменениях модели профиля электронной концентрации должно приводить, как следует из предыдущего изложения, к столь же сильным изменениям вторичной компоненты в квази-ТМ,_г нормальной волне. Аналогичное утверждение в отношении квази-Г_т нормальных волн требует дополнительного рассмотрения. Коэффициент возбуждения A_s нормальной волны любой поляризации обратно пропорционален следующему нормированному интегралу: /"СО _ __ (-СО _ N„ = a²( (UjJ~/r²)dr + nM*_Vt (V_vV*/r²)dr) (ВЛ), J a J а где U* и V„ -собственные функции и П* - коэффициент поляризации оператора,, сопряженного к исходному. Для квзж-ТЕ_т нормальных воли, которые мы сейчас обсуждаем, коэффициенты поляризации |П| 3> 1 и поэтому, во первых: N_u ^ a^Ul-nl j (KV*/r²)dr, J гг. и, во вторых, деление коэффициент поляризации 7¹/?,,,-нормальной волны П„ на, это выражение для нормировочного интеграла, дает выражение, которому пропорционален .-коэффициент .возбуждения-вторичной компоненты Ajj = A_mfi[,^m) в TE_m-нормальной волне. Таким образом показано, что названные вторичные компоненты (ТЕ-'части ГЕ_т-нормальных волн), возбуждаемые в волноводе вертикальным электрическим диполем, обратно пропорциональны перекрестному коэффициенту отражения электромагнитной волны от верхней анизотропной стенки волновода. Соответственно "чувствительность"' этих вторичных компонент к вариациям профиля' электронной концентрации такая же как у перекрестного коэффициента, \\R±_ (см. рис. В.1).

К отмеченному выше следует еще добавить несколько физических соображений, указывающих на большую "чувствительность" вторичной компоненты к вариациям электрических свойств отражающего ионосферного слоя. Эффект деполяризации электромагнитной волны ионосферой обусловлен силой Лоренца в уравнении движения электрона при наличии статического магнитного поля Земля. Эффективность этой силы в уравнении движения контролируется частотой столкновения электронов с другими частинами атмосферы. Частота стокыовения электронов определяется атмосферным давлением, которое изменяется с высотой по барометрической формуле. Поэтому, как следует из первых отечественных численных результатов Гавриловой П. С, Кириллова В. В., ' перекрестный коэффициент поляризации по модулю изменяется почти на один числовой порядок при скользящих углах падения волны на границу с ионосферой, если дневной ионосферный слой преобразуется в почтой (перепад эффективных высот для них ~j 20 км). По той же самой причине существенная область для отражения основной компоненты электромагнитной волны (коэффициент цЯц) и существенная область для формирования при отражении перекрестного коэффициента || Яі не могут быть тождественными. Очевидно, что верхняя часть ионосферного слоя (его толщина по вертикали ~ 20 ~ 30 км ), существе иного для первого коэффициента, будет вносить больший вклад в формирование второго коэффициента, чем нижняя часть этого слоя. Если первый коэффициент формируется за счет локальных отражений электроманитной волны от неоднородного ионосферного слоя, за счет джоулевых потерь, за. счет деполяризации и за. счет просачивания сквозь слой, то второй коэффициент формируется в первую очередь за счет деполяризации, а остьалъпые механизмы преобразования энергии отражающейся волны носят вторичный характер.

Обращает на себя внимание также то, что коэффициент возбуждения любой нормальной волны Л_в, будучи величиной обратно пропорциональной' нормированному интегралу ( В.4), определяется в первую очередь поперечным размером волновода, а не отражательными свойствами границ. При переходе ото дня к ночи он изменяется на один - два десятка процентов, а коэффициент возбуждения вторичной компоненты, как уже было изложено выше, на несколько сотен процентов. ⁷В кн: Проблемы дифракции и распространения волн. 196(5. Вып. 5. С. 31-50. * t- *

Представляемые научные результаты явились в значительной части плодом научного сотрудничества ученых С.-Петербургского государственного университета и Полярного геофизического института Кольского научного центра РАП. Эти результаты опубликованы в десятках'совместных работ. Поэтому при изложении настоящего диссертационного материала при ссылке на совместную публикацию будет указываться фамилия автора, которому принадлежит этот научный результат. Фамилия не указыватся, если авторство научного результата принадлежит автору настоящей диссертации. Научное сотрудничество при обсуждаемых здесь исследованиях между названной группой авторов, как правило, осуществлялось по схеме: администрация IIГ И КЩ РАМ любезно предоставляла, кафедре радиофизики СПб-ГУ экспериментальные СДВ-данные Белоглазова М.И.; автор диссертации теоретически их обрабатывал.

Первая глава работы - это обзор по методам исследования электрических свойств ионосферы и верхней атмосферы. Он представляет переработанный вариант обзора автора диссертации из книги [9] с авторскими дополнениям из обзоров [10, 1 1]. Новые геофизические данные 90-ых годов, появившттеся одновременно или позже публикаций автора диссертации, обсуждаются и используются для сопоставления в последней четвертой главе.

Вторая глава посвящена экспериментальному исследованию автором анизотропных электрических свойств нижней анизотропной ионосферы.

В третьей главе на. основе экспериментальных данных ПГИ КІЩ РАН нетрадиционным, как нам представляется, СДВ-путем исследованы хорошо известные в качественном отношении геофизические явления высоких широт, влияющих на электрические свойства ионосферы и верхней атмосферы. ^L . і

В последней главе приведены количественные результаты автора (тоже на основе" экспериментальных данных ПГИ), относящиеся-к неизвестным для геофизиков (до наших публикаций) редким высокоширотным явлениям крупномасштабного и длительного вторжения ультрарелятивистских электронов (~ 100 МэВ) в среднюю атмосферу Земли'. Обосновывается уникальность СДВ-методапо регистрации и изу-чениюн таких явлений.

Рисунки к каждой главе помещены в конце соответствующих глав.

Так как работа основывается повсеместно на, анализе относительных изменений амплитуд и приращений фаз для компонент электромагнитного поля, то амплитудные зналеяия используются в безразмерных величинах, а. цифры па. осях графиков для фаз являются только указателями масштаба. \- \М _ffi__c|'" _ _ю__с hliiRilJiflii

Рис. В 1. Модули элементов матрицы коэффициентов отражения волны от несколышх ионосферных слоев, как функции угла падения волны 1|/. _/4

Л t /l І..Ш.І ! І І ПІНІ 1

Ы_е,зм-ш І І 11ПІ ! I

Рис. В 2. Профили элекгронной концентарции JV_B(z) для модели нижнего слоя ночной ионосферы. Номера кривых на рис. В.1 соответствуют номерам этих профилей. . ' 1. Роль электромагнитного сверхдлиннозолнового диапазона волн в исследовании электрических свойств верхней атмосферы

1.1. Методы измерения электронной концентрации, в ионосфере

1.1.1. Источники ионизации и (пассивные) методы исследования электронного содержания в пижией (полярной) ионосфере. Как известно, процессы распростране ния СДВ в приземном волноводе самым существенным образом зависят от. состояния нижней ионосферы, под которой в данном случае мы понимаем D-стюй и нижнюю часть Е-слоя (высоты 50-90 клц электронная концентрация N_e(z) — Ю-т-Ю'³ эл. аГ').Поэтому прежде всего кратко обсудим работы, в которых получены результаты о содержания свободных электронов в нижней ионосфере высоких широт.

Как известно, регулярными источниками ионизации нижней ионосферы независимо от широты являются волновая радиация Солнца, и космические лучи галактического происхождения. Причем, как утверждается автора-ми ['13), в спокойных дневных условиях определяющим является ультрафиолетовое излучение Солнца. Главное отличие высокоширотной ионосферы от среднеширотной заключается в ее чрезвычайной изменчивости, обусловленной, постоянными вторжениями корпускулярных, потоков весьма нерегулярного характера.

1.1.2. Краткая характеристика источников аномальной ионизации нижней ио носферы высоких широт. .1.1.2.1. Вспышки солнечных космических лучей и протонные СДВ-аномалии. Вторжения .солнечных космических лучей (в основном протонов с энергиями 1-100 МэВ) приводят к образованию значительной ионизации на аномально низких высотах (сотни и тысячи электронов в кубическом сантиметре на высотах 45-50 км) и возникновению целого комплекса эффектов, известного под общим названием ППШ (поглощение в полярной шапке). Случаи ППШ могут продолжаться до 10-15 суток. Развившаяся область аномальной ионизации занимает приполюсное пространство и ограничивается, в среднем, геомагнитными широтами Ф' = 65 — 70. Средняя продолжительность протонных аномалий составляет примерно 30-40 суток за год [14].

При этом в годы спокойного Солнца эта цифра, понижается до 15-30 суток, а в годы активного Солнца повышается до 40-60 суток.

1.1.2.2. Вторжения авроральных электронов. (Электронные вторжения). Электронные потоки с энергиями в десятки килоэлектронвольт, высыпающиеся в земную атмосферу во время магнитосферных суббурь, приводят к появленню авроральиой ионизации, регистрируемой в виде повышенного поглощения космического радиошума (с помощью риометров) и нерегулярных вариаций СДВ-сигиалов от наземных радиомаяков. Среднестатистическая область аврорадъной ионизации (авроральная зона) имеет форму кольца, примерно концентрического относительно геомагнитного полюса. Широтный максимум вероятности появления авроральиой ионизации приходится на. Ф' = 65 — 68. Увеличение геомагнитной возмущешгостп приводит к увеличению интенсивности и частоты появления поглощения, а также к расширению авроральиой'зояы. В суточном ходе авроральиой ионизации наблюдается поздневечерпий-ыочной максимум, а в сезонном ходе максимальная частота и интенсивность авроральных возмущений приходятся на периоды равноденствия [Id].

Длительность авроральиой суббури составляет 1-3 часа. Суббури могут накладываться друг на друга, и тогда часто возникает магнитная буря. По данным Белогла-зова М. И. [10], на основе^-риометрических и геомагнитных измерений, проводимых в авроральиой зоне, можно утверждать, что в среднем за год лишь 10-15% суток допустимо считать спокойными, в 35-40% наблюдаются умеренные возмущения и в 50% суток происходят сильные возмущения.

В зависимости от местного времени авроралыгое возмущение распространяется в авроральиой зоне по' долготе в западном или в восточном направлении со скоро- ' стью в несколько градусов долготы за минуту. Эта скорость зависит от магнитной активности. С ее увеличением скорость восточного дрейфа на.раста.ет, а. западного убывает [15].

Благодаря использованию новых многолучевых риометров с узкими диаграммами направленности проводятся исследования тонкой структуры авроральных возмущений [16], проведены оценки размеров и скорости распространения аврорального возмущения клиновидного типа (the spikes). Выяснено, что возмущение охватьшает площадь ионосферы в горизонтальной плоскости в форме ребра, с длиной более 400 км и полушириной 5-10 км, скорость перемещения этого возмущения на север по оценкам достигает 300-3000 м/с,

1.1.2.3. Вторжения релятивистских электронов. Еще одним источником нерегулярной ионизации нижней ионосферы являются релятивистские электроны с энергиями более нескольких сотен килоэлектронвольт [17]. Исследование процессов вы- . сыпания релятивистских электронов из магнитосферы в атмосферу Земли началось около 35 лет назад косвенным методом по регистрации тормозного рентгеновского излучения на аэростатах [18], косвенным методом наземного сверхдлинноволнового (СДВ) мониторинга [10, 11, 19], прямыми измерениями электронных потоков в атмосфере [20], во внешнем и внутреннем радиационных поясах Земли [2], 22] и прямыми измерениями потоков высыпающихся из внутреннего радиационного пояса электронов [23]. В соответствии с этими результатами измерении удобно при обсуждении .высыпаний релятивистских электронов разбивать их на следующие категории по энергиям: слаборслятивистские электроны с энергией до 300 ко В] они ионизируют атмосферу на высотах выше 50 км и не создают экспериментально значимых потоков рентгеновского тормозного излучения; релятивистские электроны умеренных энергий со значениями 300 < Е < 1000 кэВ] для таких потоков характерно пропадание корреляции со значениями поглощения космического шума (по данным риометров) ионосферой на, частотах 30-40 МГц [24]; высокоэиергичные релятивистские электроны (ВэРЭ) с энергией 1 - І0 МэВ тор-мозятся в атмосфере в окрестности 50 км и несколько ниже, генерируют тормозной рентген, проникающий на низкие высоты атмосферы и ионизирующий ее там [23/25], но эта ионизация мала для того, чтобы ей проявиться в наземных СДВ-измереииях; на спутниках эти потоки уверенно регистрируются, когда, они возникают па высоких широтах, во внешних радиационных поясах Земли (230-300 ??м п 6 радиусов Земли над землей) ежесуточно более .10 лет;

4)- ультрарелятивистские электроны (УрЭ) с энергией более 1.0 МэВ\ они должны тормозиться в окрестности 45 - 40 км и ниже, генерировать значительные потоки гамма лучей и рентгеновских лучей при торможении; последние должны проникать и ионизировать атмосферу на низких высотах; па'сцутниках такие потоки электронов на. высоких широтах пока, систематически (и. достоверно) не регистрировались.

СДВ-мониторинг пока остается единственным методом., фиксирующим высыпания УрЭ в высоких широтах [1.2]. Согласно справочным данным по ядерной физике [26], если энергия электрона приближается к 80 МэВ, то, попадая в атмосферный газ с давлением в 1 атм., он половину своей, энергии тратит на тормозное излучение.

Количественный анализ аномальных СДВ-вариаций, соответствующих высыпаниям релятивистских электронов в атмосферу, убедил нас в том, что существенная часть утверждений, содержащихся в пионерской работе на обсуждаемую тему [27] и перешедших в раздел 4.2 книги [9] и обзор [10], явились поспешными (неоднозначными.) и заслуживают повторного рассмотрения. Это будет сделано в 4-ой главе при обсуждении результатов автора, данной работы.

1.1.8.4- Внезапные ионосферные возмущенил, (ВИВ). Вспышки солнечной волновой радиации (< 1 — 8 А) могут явиться причиной появления целого комплекса явлений, обусловленных аномальной ионизацией нижней ионосферы на всей освещенной части Земли и объединяемых общим понятием внезапного ионосферного возмущения (ВИВ). Интенсивность и вероятность появления ВИВ уменьшается при движении к более высоким широтам [28, 29]. Суммарная длительность ВИВ за. год оказывается пренебрежимо малой в области высоких широт по сравнению с тремя типами возмущений, рассмотренных выше [30].

1.1.3. Результаты по измерению электронной плотности в нижней ионосфере высоких широт, полученные различными .методами. Решение прямой задачи СДВ предполагает задание распределения по высоте электронной концентрации N_r:(z) я эффективной частоты столкновений электронов с другими частицами і^фф(^) в нижней части ионосферы. Функция и_эфф(г) в основном определяется изменением атмосферного давления с высотой. Зависимость Щфф{^) от геофизических факторов много слабее, чем зависимость от них A^T_e(^z), поэтому все нижеследующее обсуждение в параграфе будет посвящено в основном методам определения N'f.(z). Длины волн СДВ-диапазоыа, соизмеримы с толщиной нижней части ионосферы, которая существенна для отражения СДВ. Поэтому получить N_e(z) из данных прямого СДВ-зондирования нижней ионосферы непосредственно для окрестностей выбран- ных высот z, как это делается в диапазоне коротких волн при исследовании Е и F-ионосферных слоев, не удается. Требуется решать обратную задачу СДВ. Во перед тем как ее обсуждать, дадим характеристику основных методов, применяемых при исследовании нижней ионосферы.

Метод частичных отражений является наземным методом, в котором реги- стрируются слабые отражения высокочастотного радиосигнала от локальных неод-нородностей D-слоя [31-33]. Радиосигнал посылается вертикально вверх короткими импульсами с частотой заполнения в несколько МГц. Локальные (частичные) отражении очег-п, слабые, и поэтому эффект можно измерить только путем его накопления во времени. Измеренные разности дифференциальных (по z) поглощений обыкновенной и необыкновенной волы дают возможность вычислить профиль N_e{z). . Большинство авторов, получавших N_e(z) обсуждаемым методом в 50-60-х годах, использовали импульсы длительностью 50 мке, что соответствует толщине рассеиваемого объема, ионосферы в 7-8 км, [31]. Если время накопления брать более .1.0 мин, то точность среднего значения N(z) в интересующем интервале высот составляет 50% [31, 34]. Для большинства профилей N_E(z), приводимых в литературе, неопределенность в его значениях характеризуется множителем 2 и значительно ухудшается с уменьшением высоты [z < 70 км) из-за интенсивного ослабления анизотропных свойств ионизованного газа. В работе [35] было показало, что для получения обсуждаемым методом достоверных данных о немонотонном (S -образном) поведении N_e(z) в нижней части D-слоя длительность зондирующих радиоимпульсов должна быть не более 25 мкс.

В работе [36] показано, что аппаратурная погрешность метода частичных отражений при определении функции N_e{z) в интервале высот 05-85 км може']' быть уменьшена до 10-30%, однако узким местом метода остается неясность в самом механизме частичных отражений на разных высотах, что, возможно, приводит к неконтролируемым систематическим погрешностям в определении электронной концентрации. Зависимость механизма частичных отражений от высоты следует из работы [37], в которой на основе сезонных исследований показано, что нижний относительный максимум в амплитуде отражающегося ВЧ ноля (60-07 км) контролируется сезонным изменением атмосферного давления. По мнению авторов [37] это позволя- ет сделать вывод о том, что частичное отражение ВЧ поля в интервале высот 60-67 определяется термодинамическими процессами нейтральной атмосферы, в отличие от высот. 80-85 км. где частично отраженные волны контролируются зенитным углом Солнца,.

Для области полярной шапки обсуждаемым методом более двадцати лет назад был установлен факт регулярной суточной и сезонной изменчивости электронной концентрации в спокойных условиях [38]. К такому же в качественном отношении результату привел метод импульсного зондирования ионосферы: в СДВ диапазоне [39], о чем пойдет речь ниже.

В работах [40-42] изложены результаты измерений N_e методом, частичных отражений в авроральной зоне. По данным [40] зимой и весной на высоте 50-60 км величина N_c ( 10³ эл. см"³, а на высоте 75-85 км имеется минимум электронной концентрации в несколько десятков электронов (в см³). К этим результатам нужно, однако, отнестись с осторожностью, так как они не могут претендовать на общность из-за неправомерной экстраполяции двух суточных результатов на весь сезон. В работе [41] по измерениям в авроральной области северной Канады (L=4,4) установлено, что существует сезонная изменчивость профиля N_e(z), которая не контролируется зенитным углом Солнца. Авторами работ [42] и [43] исследовались аврорады-ше возмущения и случай ПШП в июне 1979 г. в северной Норвегии. По утверждению авторов в возмущенных условиях ниже 50 км могут быть только ноны. Выше (на высотах 55-65 км) концентрация электронов достигала сотен в кубическом сантиметре, в частности, на высоте 55-60 км величина N_e(z) оценена в 800 эл. см"'^л при авроральном поглощении в 4,5 дБ. Отметим также, что работа по совершенствованию методик перехода от измеряемых величин к N_G{z) продолжается [34, 35, 44-47].

Пионерскими работами в применении метода, частичных отражений к исследованию полярной ионосферы являются работы [48, 49]. Такие исследования были продолжены в работах'[50, 51] и продолжаются по настоящее время, например в [47]. В [50] приведены суточные и сезонные вариации N_R{z) и особо отмечается то обстоятельство, что в полдень в марте и в полночь в июле профили N_r:{z) получились существенно разными, хотя значение зенитного угла. Солнца \ ^ПР^И этом было одним и тем же (S0^fJ). В работе [51] N_e(z). полученные методом частичных отражений, сравниваются с ракетными данными.

Сред неширотная нижняя ионосфера исследована методом частичных отражений много подробнее, чем полярная [52, 53].

В методе кросс-модуляции N_e{z) определяется по зависимости от высоты изменения разницы в поглощении высокочастотного (единицы МГц) зондирующего импульсного сигнала в двух случаях. В первом случае он проходит вверх и вниз через певозмущеі-шуто УУ,_;(г)-обла.сть, а в другом - зондирующий импульс, отразившись от Е или -F-слоев, проходит через часть D-области, "разогретую'' мощным радиоимпульсом. "Разогрев" ZJ-области мощным импульсом на его обратном пути к земле пренебрежимо мал. Частота зондирующих импул ьсов вдвое больше частоты мощных импульсов. Варьируя временную задержку между мощным н зондирующим импульсами,'получают экспериментальные данные как функции высоты z [Ь4].

Метод крое с-модуляции имеет' более надежное теоретическое обоснование, чем метод частичных отражений, но, по мнению автора работы [31], - худшую разрешающую способность по высоте из-за относительно медленного охлаждения разогретых электронов.

В работах [55, об] наиболее детально, как нам представляется, выяснены точ-. постные характеристики метода, в сопоставлении с методом частичных отражений. В работе [56] теоретически показано, что метод кросс-модуляции позволяет воспроизвести N_e(z) нижней ионосферы с точностью 30-60% в окрестности 65 км при условия, что исходные данные измерены с погрешностью 5%.

Для высот г > 70 км профили N_c(z), получаемые обоими методами, совпадают в пределах погрешностей, а. ниже получаются существенные расхождения в значениях профилей. Для профилей, полученных методом кросс-модуляции в средних широтах .и в условиях умеренной солнечной активности [55], характерно нарушение монотонного роста в поведении N_c(z) для высот больше 65 км. Авторами обсуждаемой работы сделан вывод, что метод кросс-модуляции более надежен, чем метод частичных отражений на высотах ниже 65 км. Погрешность второго метода оценена этими авторами в 100% ( z = 65' км).

Метод некогерентного рассеяния радиоволн, основанный на статистиче ском анализе рассеяния мощного радиолокационного сигнала, свободными электронами ионосферы [57] стал применяться к исследованию ионосферы в 70-х годах. Он 'характеризуется высокой разрешающей способностью по высоте (около 1 лч/.), высокой динамичностью (N_e(z) удается получить через каждые 5 минут), по пороговая чувствительность к значениям N_e(z) равна ~ 150 эл./см? на восходе, 200 эл./са? -в послеполуденные часы и 360 эл./см³ - во время захода Солнца [58]. Применимость обсуждаемого метода ограничена снизу по высоте (z > 80 км) тем, что соотношение сигнал/шум для нижней половины VJ-области много меньше единицы, а, также тем, что механизм рассеяния волн в нижней области иной, чем в верхних слоях. С помощью метода некогерентного рассеяния, в работе [58] удагюсь проследить динамику во .времени и на заходе верхней части D-области. Профиль N_e(z) характеризуется, так называемым уступом - резким возрастанием (с; увеличением z) электронной концентрации по причине резкого уменьшения скорости рекомбинации электронов. Скорости движения "уступов" по вертикали оценена в 3.6 м/с.

При вторжении солнечных частиц в полярную ионосферу нижняя граница, чувствительности (по z) метода некогереитиого рассеяния волн опустилась до 50 км и значения N_e{z) і-та этой высоте получились равными 5 10³ — 10⁵ эл./см³ [59].

Метод некогерентного рассеяния (HP) и. результаты, полученные с его помощью, рассматривался также в работах [60-64].

Время получения одного профиля N_e(z) методом IIP измеряется минутами и до лями минуты [60], а, разрешающая способность по высоте равна 600 м при частоте 450 МГц [61] и 2 те,-ипри частоте 50 МГц [62]. Максимальна/і чувствительность метода оценивается в N_c{z) = 110±60 эл. см~³ в пренебрежении эффектами, порождаемыми боковыми лепестками диаграммы направленности радара., а. пороговая высота > 60 км [63]. Однако следует отметить, что эти значения достигнуты в условиях низких широт. В высоких широтах методом HP проводились регулярные сезонные измере ния- N_e(z) [62], измерения во время высыланий релятивистских электронов [62, 64] и в периоды авроралышх возмущений клиновидного типа, [60]. При высыпании ре лятивистских электронов электронная концентрация достигала 1,5 10'¹ и 1,5 10^:jол. с,:Г³ на высоте 65 и 75 км.. Во время аврорального возмущения указанного типа, ЛЭД до- ' стигала. ггочыо 100 ол. см, на. высоте 75 -км при риометрическом. поглощении 7 дБ на частоте 30 МГц. Увеличение электронной концентрации примерно в 100 раз на. высоте 90-96 телj'происходило за десятые доли минуты, а ее уменьшение на порядок - за минуту..

В настоящее время этим методом продолжаются обширнейшие исследования ионосферы в комплексе с другими геофизическими методами, например [65]. Они при необходимости должны быть'предметом специального обсуждения, ио, как видно из уже сказанного, прямого отношения к нашему исследованию кромки нижней ионосферы и средней атмосферы не имеют, так как высотная область достоверности этих данных находится выше 65-70 км.

Ракетный метод позволил получить самую высокую разрешающую способность по высоте (около 0.1 км) и самую высокую относительную точность для z > 70 км [31]. В этом методе используются зонды Ленгмюра, измеряются фарадеевское вращение плоскости поляризации коротких радиоволн, излучаемых иа Земле, и дифференциальное поглощение этих воли. Основным выводом обзора [31] является то, что при надлежащем выборе ракетных методов измерения электронная концентрация сред неширотной дневной иевозмущенной ионосферы на высотах z > 65 км. может быть измерена с точностью около 30%. Однако в большинстве работ с данными по ракетным измерениям в интервале высот 65-70 км точность оценивается, в 100-20в%. Только нескольким авторам эту погрешность удалось уменьшить до' десятков процентов'[66, 67].

Исследование ракетным методом полярной ионосферы, в условиях аврорадъного поглощения выполнено в работах [66, 68-70]. Профиль N_e(z) во время ГШШ получен в [71]. Нарис. 1.1 я дано сравнение этого профиля с дневным невозмущенным профилем в Антарктиде, тоже измеренным ракетным методом (х = 58) [70].

Нижняя ионосфера в средних широтах'исследована, ракетными методами наиболее полно в работах [67, 72-75]. В них прослежены сезонные и широтные зависимости, зависимость от зенитного угла Солнца х, включая восход, зависимость от фазы солнечной активности. В [75] утверждается (на основе анализа 200 профилей, полученных ракетным методом), что в средних широтах D-область на высотах около 65 кш описывается функцией NJz), для которой в этом интервале высот более вероятна. точка, перегиба, а не точка относительного максимума. Отметить эту особенность необходимо, так как вопрос о монотонности JV_c(^r) в нижней части ионосферы дискутировался с 60-х годов. Суточные вариации сред иешир отпой ионосферы через суткт-і .после основной фазы сильной магнитной бури исследовались в [76]. Зарегистрирован . "провал" в значениях электронной концентрации на высоте z — 75 км при изменении X от 90 до 80.

Измерения эффективной частоты столкновений электронов ракетным, методом указали на то, что зимой u₀,f,^,[z) приблизительно в 2 раза больше, чем летом [68]. Более детальная информацию об особенностях у_афф{г) имеется в обзоре [77].

Анализ ракетных измерений в двух высокоширотных обсерваториях (о. Хейса Ф' = 74 и Форт Черчилл Ф' = 70) оказался интересным в том отношении, что хаотичность этих данных значительно уменьшилась и выявились закономерности в высотном распределении АЦг)), где z ~ 70 — 180 ге-к, когда было учтено то обстоятельство, что в зависимости от конкретных условий эксперимента точка запуска оказывается то в авроральной области, то в полярной шапке [78, 79]. Иными словами, результаты анализа стали лучше при учете особенностей магынтосферно-ионосферного взаимодействия.

Многоразовые запуски ракет в дневных и ночных условиях с регистрацией па. них дифференциального поглощения, и фарадеевского вращения вектора, поляризации ВЧ поля, излучаемого иа Земле, позволили авторам [80] получить семейство дневных и ночных профилей электронной концентрации (осреднепных по числу запусков ракет) в зависимости от авроралъной активности (0-2,5 дБ). На рис.1.1(? дано сопоставление этих профилей с профилями для спокойных (кривые 1) и. возмущенных (кривые 2) геофизических условий из работ [81, 82], полученными решением обратной СДВ задачи. Из сопоставления видно, что результаты, полученные качественно разными способами, дополняют друг друга.

Все другие методы исследования нижней ионосферы (кроме СДВ-метода) обладают значительно худшей точностью и разрешающей способностью [31]. Отметим, что с развитием спутниковой техники в 70-х годах увеличилось число работ,-в которых для определения N_e[z) применяются комплексные методы исследования [см., например, [83]) и новый метод радиотомографии [84]. Однако применительно к самой нижней части ионосферы они не смогли дать новых убедительных результатов. Для решения прямой задачи СДВ (задачи по вычислению компонент электромагнитного поля сверх длинноволнового диапазона по заданным параметрам среды, в которой распространяются эти волны) желательно задавать N_c(z) в форме, в которой статистическим или модельным (агрономическим) путем выделена регулярная часть. В связи с этим укажем на работы [75] (средние широты), [So] (возмущенная ионосфера), [86] (высокоширотная ионосфера), в которых в 70-ых годах была начата систематизация накопленной информации по профилям N_e(z). Аэроыомическим методом достигнуто удовлетворительное подобие модельных и экспериментальных немонотонных профилей на восходе Солнца. [87] и качественно объяснены особенно сти сред неширот пых профилей N_e(z) в возмущенных условиях [88].

Из проведенного обсуждения следует, что пока не существует надежных методов определения N_e(z) (в каждой точке z) в самой нижней части ионосферы, где N_E(z) < (1 — 3) 10² зл./слі³. Перед тем как перейти к обсуждению возможностей обратной СДВ-задачи по определению электрических свойств понизова.ш-гой атмосферы сделаем обзор результатов до СДВ-измереыиям. Новые экспериментальные результаты по исследованию процессов распространения СДВ в высоких широтах можно разбить на три группы: 1.) трансполярные эксперименты, в которых значи тельная часть трассы распространения сигнала, проходит через полярную шапку шгп авроральную область: 2) локальные эксперименты, когда вся трасса, лежит в одно родных в геофизическом отношении условиях (отмеченное выше ионосферное СДВ зондирование [39], конечно, относится к этой группе); 3) эксперименты, связанные с магинтосферным распространением СДВ.

1.2. Особенности -распространения СДВ в аолщтоіі области. 1.2.1. Траисполщтое распространение СДВ. Результаты многолетней регистрации сигнала NAA на Кольском полуострове показали, что суточные амплитудные вариации СДВ-сигнала являются очень чувствительным индикатором явлений ПЛШ со следующим количественным соотношением:

ДЯ=-3,9 + 2,61п(ЛГ/ЛГ₀), (1.1) где АЕ = 201og(o/S), Eq - уровень ночного сигнала в спокойных условиях, Е -во время вторжения солнечных протонов, N - интенсивность протонного потока, Nq — 0,01 прот,он/(см²-с-стер.-МэВ) [89]. Вторжения потоков солнечных протонов с энергиями Ер > 10 МэВ и плотностью N_p > 0,3 — 0, 5 протон/(си²-с-стер.) приводят к заметным' изменениям фазы и амплитуды СДВ-сигналов на; высокоширотных радиолиниях. При этом аномалии СДВ-параметров связываются с величиной N_p тоже регрессионными зависимостями ири коэффициенте корреляции > 0,8. Так, изменения фазы Д (в градусах) сигналов станций GBR и Ал дра/" Омега", принимавшихся в Инубо (Япония) во время ГШШ, связаны следующими эмпирическими соотношениями с величиной N_p протон/'(с-м? с-ст.ер.- МэВ) [90]

Д ф = 140 + 6 0 log N_p, 13,6 кГц, Алдра-Инубо, (1.2)

Д ф - 120 + 6 01 og N_p, 16,0 кГц, G В R - И и у бо. (1.3)

Аналогичные эмпирические формулы, связывающие вариации фазы я затухания СДВ сигналов на трансполярной трассе (точка, приема на Чукотке) с вариациями, рентгеновских лучей во время ВИВ и с вариациями интенсивности потоков солнечных протонов во время ШТШ, получены в работах [29, 91].

Авторы работ [92, 93] исследовали авроральные явления во время магнитосфер-ных возмущений на трех частично авроральных трассах (сигналы станций GBR, "Омега"-Алдра, и ^!'Омега"-Северная Дакота принимались в Японии). Сопоставление вариаций .фазы сигналов в магнитовозмущенных условиях со спутниковыми измерениями потоков электронов по трем' энергетическим, дорогам Е > 30, > 100, > 300 кэВ позволило заключить авторам, что вариации фазы СДВ-сигналов в возмущенных условиях определяются электронами с энергией больше 300 кэВ (для одного события 13.11.79).

1.2.2. Локальные-эксперименты, В области полярной шапки локальные эксперименты исчерпываются результатами СДВ-зоидированил.

СДВ-зондировапие D-слоя короткими импульсами было начато в средних широтах [94]. В этой работе использовались импульсы длительностью 140 мкс. Земной и ионосферный импульсы регистрировались на расстоянии 170 км раздельно. Излучающий вертикальный штырь высотой 130 ,.«. поддерживался с помощью воздушного шара. Из сопоставления спектров принятого ионосферного сигнала и излученного ноля в окрестности антенны (и 5 км) определены коэффициенты отражения и эффективная высота отражения, под которой в данном случае понималась область ионосферы, где одна из фазовых высот тюлу чает минимальные приращения при изменений частоты в заданном интервале (высота близкая: к триангуляционной). По-' лучено, что в диапазоне частот 10-35 кГц эффективная высота отражения равна 72 іш днем и 92 км ночью.

Дальнейший прогресс в исследованиях той же группы авторов связан, во-первых, с дальнейшим укорочением излучаемых импульсов до 70 мкс, что позволило им наблюдать отражения от двух эффективных слоев )-области," во-вторых, с проведением сезонных измерений в северной Гренландии на широте 76" 33' N, то есть в условиях полярной шапки [95, 39]. Регулярные измерения 1976-80 гг. показали, что в полярной шапке отражательные свойства, нижней ионосферы (модуль коэффициента отражения и эффективная высота, в полосе частот б - 28 кГц) подчиняются суточным, сезонным вариациям и зависят от солнечной активности. Для спокойных геофизических условий авторами предложена ночная экспоненциальная модель (в результате решения обратной СДВ-задачи) N_e{z) с параметрами h = 85 км и /3 = 0,65 кмГ¹ (в обозначениях Уайта- и Спайса- [96]). Для дневного профиля Л^г) 1980 года., было получено k = 75 км, (3 = 0,3 ге„-іГ~^[, а .для 1976 года, профиль получился более сложным. Отметим, что для средних широт в работе [94] построена модель электронной концентрации с параметрами h = 70 км и /? = 0, 5 кмГ¹.

В та,бл. 1.1 приведена сводка эффективных высот (в км), полученных монохроматическим [97] н импульсным зондированием ОДВ в средних широтах и в полярной шапке. Параметром $ в таблице обозначено расстояние между источником и преемником СДВ-сигналов. Особенность этих результатов - заметно большая высота дневной ионосферы в полярной шапке по сравнению со средними широтами. Обращает также на, себя внимание уменьшение эффективной высоты для ночи в средних широтах при смещении из ближней зоны приема радиосигнала, (s = 170 ші) в среднюю (s = 260 км), что. по-видимому, связано с изменением аргумента коэффициента, отражения вертикально поляризованной волны от ионосферы N_e(z) в окрестности брюстеровского угла падения волны. 'Эффективная высота, в условиях ПШП иногда, опускалась ночью более чем на 30 км и равнялась 50 км при риометрическом поглощении 10 дБ и 60 км при поглощении 6 дБ [39]. Парадоксальным результатом исследования динамики ППШ в этой работе оказалось появление суточных вариаций во временных задержках ионосферного импульса в феврале во время полярной ночи. Этот эффект до сих нор не объяснен.

Таблица 1.1: Значения эффективных высот, полученных СДВ-зочдироваиием в ближней зоне источника.

В условиях Сильных ППШ: нижняя ионосфера становится практически изотропной и решение обратной СДВ задачи упрощается. По экспериментальным значениям модуля и аргумента коэффициента отражения вертикально поляризованного электромагнитного поля в полосе частот 6-28 кГц [39] авторами работы [98] восстановлены полуденные профили N_e(z) для 27 сентября 1978 г. и последующих дней ППШ, которые представлены на рис. 1.2. На этом же рисунке для сравнения приведен эффективный профиль", рекомендованный авторами .работы [99] для области полярной; шапки в спокойных условиях и построенный по СДВ-данным. При решении обратной СДВ-задачи авторы работы [98] применили методику Б ей куса,-Гильберта [100].

Вторая- группа, исследователей проводила импульсное СДВ-зондироваыие полярной ионосферы в Антарктике [101]. В этой работе решена обратная СДВ задача по методике Шеллмана [102] для различных стадии ПІШІ в течение одних суток.,К сути названных двух методов решения обратной СДВ-задачи мы вернемся ниже.

В методическом отношении к работам [98-101] примыкает работа [103], представляющая -собой численный эксперимент по восстановлению профиля N_e(z) при заданном частотном наборе значений матрицы коэффициентов отражения волны от ионосферы на ее нижней кромке. В этой работе тоже применяется методика Бейкуса-Гильберта, ее отличает от других работ высокая эффективность алгоритма, в смысле числа итераций (две-три итерации для достижения предельного результата) .

К локальным' экспериментам можно отнести и антарктические СДВ-измерения на станции Палмер (65 S) сигналов,' излучавшихся горизонтальным диполем длиной 21 км на станции Сайпл (76 S). Эта трасса длиной 1400 км однородна по параметру L = 4,1±0,1 [104]. Установлено, что амплитуды сигналов в диапазоне 2-10 кГц очень чувствительны к ионосферным изменениям. В модельных расчетах использовалось 15 лучей. При этом эксперимент и численное моделирование проводились для обеих поляр из алий.

Изменения высотного профиля ионизации Л^г_с(~), вызванные электронными вторжениями, приводят к вариациям гнротропных свойств области ионосферы, существенной для отражения СДВ. Это подтверждается результатами измерений углов прихода сигналов от ст. Сайпл, выполненных с помощью пеленгатора, установленного в Палмере [104]. Наблюдения проводились в разное время суток в диапазоне частот 3,5-6,5 кГц. При этом наибольший разброс значений углов прихода, наблюдается в ночные часы.

Одновременно на станции' Палмер в течение года измерялись азимуты прихода сигналов от шести среднеширотиых СДВ станций. Максимальное отклонение азимута составило 5, что не противоречит результатам наших измерений эффекта, деполяризации СДВ-поля магнитоактивной ионосферой в средних и авроралы-тых вшротах [9, 105].

По данным Белоглазова [11] вариации СДВ-поля во время электронных вторже пий имеют более локальный характер, чем в случаях протонных СДВ-аномалий, но они происходят гораздо чаще. Поэтому для ряда задач практического характера особый интерес представляют синхронные измерения в СДВ-диапазоне, выполненные иа разноориеытированпых трассах. Весной 19S6 г. в Апатитах и Бареицбурге (Шпицберген) Белоглазовым М. И. были проведены измерения СДВ-сигиалов ст. Алдра на, трех частотах (10,2; 12,1 и 13,6 кГц) с помощью аппаратуры, описанной в [106]. Трасса Алдра,-Апатиты протяженностью 8S5 км идет с запада на 'восток, вдоль внешнего крал авроральной зоны. Трасса Алдра - Баренцбург длиной 1270 км располагается 'поперек авроральной зоны: значительная часть ее находится в области полярной шапки. Уровень геомагнитной активности определялся по Я-компоненте (обе. Апатиты); спокойными считались дни, когда вариации АЯ < 150-4-200 кГ,я,. Оказалось, что в спокойных условиях размах средней суточной вариации фазы (СВФ) на. трассе Алдра - Апатиты составлял 6, 14 и 16 мке иа частотах 10,2; 12,1 и 13,6 кГц. Для трассы Алдра - Баренцбург они составляют 14, 4 и 6 мке соответственно. Повышение геомагнитной возмущенности приводило к существенному уменьшению размаха СВФ на трассе Алдра - Апатиты: до О мке на 10,2 кГц, до 4 мке на, 12,1 кГц.ті до 9 мке на 13,6 кГц. На траисавроральной линии Алдра, - Баренцбург возмущенные условия в среднем практически не приводят к заметным изменениям СВФ но сравнению со спокойным, периодом. Такое поведение СДВ-сигналов на указанных трассах свидетельствует о существенных различиях в процессах образования аномальной ионизации /^-области авроральной зоиы и полярной шапки. ^s Об этом же говорят по мнению Белоглазова М. И. и результаты измерений СДВ-сигпалов ст. Алдра, полученные в Исландии [107, 108] и в Апатитах на, частоте 12,1 кГц во время суббури.2Q.IX.85, которая по риометрическим и геомагнитным измерениям Исландии и Апатит началась в ~ 21.05 UT. Наблюдения' в Исландии проведены в трех географических пунктах. Расстояния от них до Алдры равны соответственно 1520, 1560 и 1290 км. Расчеты показали [106], что в данном случае формирование СДВ-поля в точках приема сигналов происходит за счет земного и трех ионосферных "К этому утверждению надо относиться критически, так как представляются неубедительными полу количественные рассуждения без аккуратных просчетов интерференционных явлений для обсуждаемых радиотрасс. лучей.

В обсуждаемых работах отмечается, что аномальные изменения СДВ-поля но наблюдениям в Исландии НеЬЧЭЛИСЬ В W 20.50 ГУТ, т. е. с опережением на ^ 15 мин относительно начала взрывной фазы суббури. В Апатитах фазовая аномалия началась в ~ 19.10 UT - на предварительной стадии суббури. По геомагнитным и рио-метрическим измерениям как в Исландии, так и в Апатитах суббуря закончилась к 22.30-22.40 ОТ. Примерно к 23 ГУТ закончились и СДВ-аыомалии сигналов,'прннима- " емых в Исландии. Фазовая СДВ-аиомалия на трассе Алдра - Апатиты продолжалась вплоть до начала восходыых явлений ( 01.30 ОТ). Поэтому утверждается, что высыпания высокоэнергичных электронов, фиксируемые с помощью СДВ-измерении, в авроралыюй зоне обладают большей продолжительностью по срат-іеншо с высыпаниями в полярной шапке.

Наблюдения Белоглазова М. її. в Апатитах указали на то, что фазовые СДВ-аномални. на трассе Алдра, - Апатиты часто начинаются раньше, чем наступает взрывная фаза суббури, фиксируемая по магнитным данным в Апатитах [J09]. Из 52 изолированных бухт в //-компоненте в период с сентября 1987 г. по июнь 1988 г. в 47 случаях появление фазовых СДВ-аномалий предшествовало началу активизации суббури с упреждением от нескольких минут до нескольких часов. При этом в 29 событиях риометрические бухты поглощения на предварительной стадии суббури отсутствовали. Отсюда следует, что в СДВ-диапазоне на подготовительной фазе суббури практически всегда наблюдаются высыпания потоков электронов с энергиями < 150 каБ, часто с повышенной жесткостью энергетического спектра, (из-за чего увеличения рнометрического поглощения может и не наблюдаться). В активную фазу суббури в большинстве случаев возникают как вариации СДВ-поля, так и повышенное риометрическое поглощение.

1.2.3. Магнитпосферпые и активные эксперименты в СДВ диапазоне. Предмет обсуждения данного раздела - это, вообще говоря, самостоятельная тема, и поэтому остановимся лишь на нескольких работах, важных с точки зрения магнитосфериого распространения и ионосферного возбуждения сигналов СДВ диапазона.

1.2.3.1. Эксперименты по магнитосферному распространению СДВ реализуют ся проще всего там, где ионосферно-магнитосферные связи оказываются наиболее сильными, то есть в авроральных и субавроральных широтах. В этом случае к полноводному каналу З.емля - ионосфера подключается еще и магиитосферный канал распространения СДВ вдоль магнитных силовых линии Земли. Как известно, таком механизм распространения возможен иа частотах ниже гнрочастоты электронов в ионосфере и магнитосфере.

В работах [ПО, 111] осуществлен прием сигналов антарктической станции Сайші (на частотах-2-3 кГц) четырьмя меридиональными станциями (L=4,15 - 4,7) в окрестности магнитосопряженной точки в Канаде. Оказалось, что при удалении от этой точки коэффициент затухания ноля составляет 7 дБ/100 к..м. Там же были опробованы три типа пространственных пеленгаторов, определяющих азимут и наклонение магнито сфер його СДВ-сигнала.

С помощью ракет в ближней зоне сталции Сайпл проводились измерения электрической и магнитной компонент излучаемых ею сигналов [112].

Спутниковые измерения СДВ сигналов, излучаемых па. Земле, позволили выявить следующие особенности их распространения в магнитосфере [113-117]: наличие нескольких магнитосферных каналов (1,5 - 16 кГц) с временными задержками распространения до нескольких секунд; прохождение сигналов, излучаемых в северной Норвегии (Алдра), как вне, так и внутри плазмосферы; уширение спектра СДВ-сигиалов в магнитосфере.

Активные эксперименты с СДВ в ионосфере и магнитосфере можно разделить на две группы.

1,2.3.2. К первой группе относятся работы по возбуждению СДВ-сигналов нижней частью ионосферы (70-85 клі) за счет ее нелинейных (детектируюпщх) свойств при облучении мощным наземным ВЧ сигналом, промоделированным в диапазоне СДВ. При практическом изучении этого явления, получившего название эффекта Гетма-ицева, оказалось существенным наличие в ионосфере токовых систем доста.-точио большой интенсивности. Такие интенсивности реализуются в авроральных широтах, и поэтому здесь указанный эффект в десятки и сотий раз сильнее, чем на средних широтах [118, 119]. Поляризация возбужденного в ионосфере СДВ-поля, которое принимается на Земле, естественным образом определяется направлением электроджета над точкой приема [120]. С ростом авроральной активности элсктро-джет усиливается, интенсивность возбужденного низко частотного поля также увеличивается, что экспериментально доказано в диапазоне 0,2 - 7 кГц [121-123]. Теория генерации сигналов комбинационных частот (СКЧ) развита в [124]. К обсуждаемом группе работ следует отнести и результаты наблюдений СНЧ-сигиалов, возникающих за счет демодуляции авроральной ионосферой импульсных посылок ДВ и СВ-станций в радиусе 1,5 тыс. км [125]. Вопросам генерации сигналов комбинационных частот (СКЧ) посвящены два обстоятельных обзора [126, ] 27] и поэтому здесь лишь кратко упомянем о некоторых полученных результатах. "Традиционные" методы нагрева, ионосферы предполагают работу мощного .КВ-псредатчика, нагруженного на антенну зенитного излучения. Авторы [126, 128] анализируют возможности создания направленных свойств ионосферного СКЧ-излучателя с помощью двух пространственно-разнесенных комплексов передатчик/антенна. Модификация метода рассматривается в [129], когда используется один КВ-передатчик (Тромсё), нагруженный на антенну вертикального излучения, у которой максимум диаграммы направленности может перемещаться в североюжном направлении на ±37" от зенита. При этом образуется перемещающийся СКЧ-источяик, что, в свою очередь, может быть использовано для исследования параметров волновода Земля - ионосфера: в этом слуше мобильным оказывается не приемчик (как обычно в подобных экспериментах), а. излучатель. Если же луч неизменной мощности сканировать меандром в диапазоне СДВ, то образуются две противофазно-возбужденные области - эквивалент ионосферного СДВ-вибратора. Длина вибратора, в этом случае пропорциональна углу сканирования и высоте возбужденных областей, что экспериментально подтверждено на трассе Тромсё - Люкселе (~ 0, 5 Мм). При частоте сканирования 2490 Гц максимум ночного ОКЧ-сигнала. в Люкселе приходится на угол сканирования ±19. Это соответствует расстоянию между возбужденными областями ~ 51 км (при высоте 78 км), то есть половине длины комбинационно-излучаемой волны.

Анализ результатов измерений радиальной и азимутальной компонент магнитного поля СКЧ-излучепия на той же трассе в диапазоне 0,2-5 кГц показывает [130], что в ночных условиях для обеих компонент существует частота "отсечки" Ri 2 кГц. ниже которой затухание в волноводе Земля - ионосфера резко возрастает. Эффект ночной "отсечки" больше выражен для радиальной компоненты; для азимутальной компоненты он меньше, а днем ослабевает еще сильнее. Увеличение геомагнитной, возмущенности приводит к понижению высоты возбужденной области и верхней стенки СДВ-волновода и, как следствие, к увеличению частоты "отсечки". Существенно, что теоретические расчеты удовлетворительно совпадают с экспериментальными результатами при использовании моделей электронной плотности N_c(h). показанных на рис. 1.3. Использование этих же профилей (несколько модифицированных на высотах 50-70 км в сторону увеличения п_е) для численных расчетов [131] позволило также достичь удовлетворительного объяснения экспериментальных результатов во время измерений параметров СКЧ и ионосферного электрического поля с помощью авроралыюго радара "СТАРЕ". Для сравнения на рис. 1.3 показаны эффективные профили N_r:(z), полученные его СДВ-Данш>ш [9]. Расчеты показали, что при переходе от дня к ночи высота возбужденной области менялась с 55 до 74 км.

Генерация СКЧ при нагреве ионосферы в диапазоне средних волн (на гирочасто-те электронов) оказывается более эффективной по сравнению с КВ-нагррвом [126]. При этом is средних широтах СКЧ наблюдаются круглосуточно и по мощности превышают более чем на порядок СКЧ за счет КВ-нагрева. .Условия возбуждения СКЧ при нагреве ионосферы на частотах ниже ги'роре-зонансной - в длинноволновом диапазоне - изучаются в [125, 132-134]. Прием СКЧ выполнялся в Скандинавии, на Кольском п-ве и в р-не г. Горького (Нижнего Новгорода). Анализ результатов измерений показал, что источником СКЧ явился мощный ДВ-передатчик на частоте 236 кГц, который был расположен под Ленинградом (Санкт-Петербургом). Генерация СКЧ при этом происходит за счет модуляции проводимости авроральнои электроструи в ее экваториальной части, которой достигает ДВ-излучение после одного или нескольких отражений от ионосферы.

Рассмотрим вопрос о том, насколько существенным может быть влшіг-ше области нижней ионосферы, находящейся под воздействием мощного радиоизлучения, на условия распространения СДВ [11]. Изменения электронной плотности в возмущенной области возникают за счет увеличения электронной температуры Т_еж зависящих от нее скоростей рекомбинационных процессов. Как показывают результаты измерений, проведенных методом частичных отражений-в авроральнон зоне на Кольском п-ве [135], увеличение Т_е ночью на высотах 68-72 км достигало 50%, а Л^г_к уменьшалась на, 30-40% (эффективная мощность нагревной установки PG fa 10 МВт). Наоборот на, высотах 76-82 км нагрев приводил к увеличению N_r. на десятки тгро-центов за счет уменьшения коэффициента рекомбинации электронов с кластерами. Аналогичные результаты-также с помощью метода частичных отражений получены в экспериментах с КВ-на,гревным передатчиком Тромсё [136]. Здесь при PG > 200 МВт увеличение Т_е достигало сотен процентов в максимуме нагрева.

Измерения амплитуды и фазы СД В-сиг налов (12,1 кГц) на, короткой трассе Алдра - Скиботн (69,4 N; 20,4 Е) длиной 0,44 Мм выполнены были в работе [137]. Область ионосферы, модифицированной нагревыым передатчиком Тромсё (69,7 N; 18,9 Е), составляла и 10% от всей длины трассы. Нагрев был синхронизирован с работой ст. Алдра таким образом, что включался только во время сегментов "4" и "7" формата сигналов Р.НС '"ОМЕГА" (всего сегментов восемь, длительность каждого около 1 с, продолжительность всего цикла 10 с, паузы между сегментами 0,2 с: Алдра излучает частоту 12,1 кГц во время сегментов "4", "5", "7" и "8"). Это дано возможность сравнивать параметры СДВ-сигиала при включении/выключении нагрева в любой геофизической обстановке. Оказалось, что в дневных условиях средние изменения СДВ-сигналов за счет нагрева, составляют ±0, 5 по фазе в. ±0,05 дБ по амплитуде. В ночных и переходных условиях, когда из-за. увеличения нестабильности ионосферы, возникают интерференционные минимумы СДВ-поля, иагревшде эффекты в СДВ в таких минимумах увеличиваются до 50- и 6 дБ по фазе и амплитуде соответственно. Таким образом, можно утверждать, что по сравнению с естественными источниками возмущений высокоширотных СДВ-полей искусственный нагрев представляется фактором второго порядка.

Более десяти лет в практике ионосферных исследований используется метод резонансного рассеяния (РР). Суть его заключается в рассеянии пробных радиоволн на. периодических искусственных неоднородиостях, создаваемых в поле стоячей волны мощного радиоизлучения [36, 46]'. Нижние границы метода РР оказываются ~ 80 км. по высоте и больше сотен эл./см³ но /V_c, то есть для целен прогнозирования ОДВ этот метод представляет пока ограниченный интерес;.

1.2.3.3. Ко второй группе работ относятся активные эксперименты, в которых электромагнитные волны, посылаемые с Земли, воздействуют на потоки в радиационном поясе захваченных^- частиц. Так, средиеширотпые станции NAA (17,8 кГц) и NSS (21,4 кГц) излучали сигналы по особой программе: трех секундные посылки чередовались с двухсекуидными паузами. Соответствующие вариации электронных потоков регистрировались на спутнике. Оказалось, что в некоторых случаях после начала магнитных бурь потоки имели такую же модуляцию, как и наземный сигнал СДВ [138]. В работе [139] этот же режим работы станции NSS был использован для наблюдения стимулированного высыпания электронов посредством регистрации на ракетах тормозного рентгеновского излучения;, создаваемого этими электронами в атмосфере. Молниевые разряды в условиях магнит осфериых суббурь также могут стимулировать высыпание электронов [140]. Мощное низкочастотное радиоизлучение может приводить к высыпанию и захваченных протонов, что зафиксировано на спутниках [141].

К этой же серии работ следует добавить и работы [142-144], которые посвящены возбуждению СДВ-сигналов на частоте 3 кГц в самой ионосфере с помощью антенны, в качестве которой использовался электронный пучок модулированный но плотности. Излучаемая мощность оценена при этом в 320 Вт. Напряженность поля соста-вила 1 мВ/м при удалении от источника па 1,4 км.

1.3. Постановка и особенности решения обратно-?} задачи СДВ

1.3.1. Область ионосферы, отражающая, СДВ. и связанная с нею обратная задача. Предмет обсуждения данного параграфа - теоретические способы выделения по высоте z тех участков нижней ионосферы, благодаря которым СДВ возвращаются к Земле и регистрируются при наземных измерениях.

В заключительной части параграфа, изложим результаты, которые отвечают на. вопрос, как по известным коэффициентам отражения волн от ионосферы определяется N_e(z).

Для нижней ионосферы, магнитоактивиой из-за влияния магнитного поля Земли, относительная диэлектрическая проницаемость t_m{z) является тензорной величиной.

Пусть распространение плоской волны в однородной среде описывается в плоскости ху выражением ехр(—г[и>1 — к(1х + ту)]), где I и т - направляющие косинусы волнового вектора относительно осей х, у, а вдоль оси z - выражением ехр[—%(ьА — kqz)], где q - корень Букера.

Обратимся к реальному ионосферному ZJ-слою, неоднородному но .:, где z - bt.f-сота над землей. При разных z электронная концентрация имеет разные значения и характеризуется разными значениями градиента ее профиля N_e(z), поэтому может оказаться и оказывается, что представление решения уравнений Максвелла [145] в ВКБ-форме справедливо с точностью /с в самой г-шжнєй части ионосферы до высоты г', и в верхней части ионосферы на высотах тте ниже z'_n. Таким образом фиксируется по высоте толщина ионосферного слоя, в пределах которого процесс взаимодействия 4-ех характеристических волн (в случае анизотропной холодной плазмы) становится существенным и, следовательно, падающие на ионосферный слой волны существенно отражаются. Та.кова идея выделения ионосферного слоя, порождающего отражение СДВ.

Обратимся к более простому и поэтому более изученному случаю изотропной ионосферы. С помощью изотропной модели нижней ионосферы во многих случаях удовлетворительно описываются процессы распространения ОДВ в дневных условиях в дальней зоне источника. Точность такого описания возрастает при всевозможных геофизических возмущениях, приводящих к понижению нижней части ионосферы. В изотропном случае тензор диэлектрической проницаемости холодной плазмы t'„ диагонадизируется, и диагональные члены равны выражению: _е' =1 - ^ше V ^ ' П4Ї ^шк+ ^WU ф і²)] і ъ)[ш + tvlj _ф (z)\ (суммирование проводится по видам ионов). Система уравнений Максвелла, при этом распадается-на, две независимые системы уравнений для вертикальной и горизонтальной поляризаций волн [145]. В выражении (1.4) через и?_ое и ш^- обозначены квадраты плазменных частот, пропорциональные jV_e и JV{ соответственно.

Для частот СДВ в С- и С-слоях выполняется неравенство и « v^ls- Д^{ля ионов} же эффективная частота столкновений v^'l ^/2тг соизмерима с / = 1-5 кГц при z = 75 км [146]. Поэтому равенство (1.4) переписывается в таком виде: C=l+ia_e(z)-Re ^Fi{z)~ilm ВД '. (1-5) (перед последней суммой- мнимая единица).

Для ночных, спокойных или умеренно возмущенных дневных условий две последние суммы в (1.5) пренебрежимо малы [146], и поэтому отражение СДВ происходит от среды с неоднородной по высоте безразмерной проводимостью a_e(z), пропорциональной отношению М_е(г)/и^ф(г).

В работах [146,147] показано, что для монотонных профилей проводимости <т_Єі;(.г), рассматриваемых с целью оценки эффекта, раздельно, середины областей, отражающих СДВ, находятся приближенно из соотношений а_е = (7_е(г)/е₀и = v2cos²i/;, (1.6) -JmFi(z) ~ cti(z) = \/2соз²ф.

Эти отношения получаются [146, 147] на основе границ применимости В КБ-. метода, даваемого неравенством [145] для каждой компоненты проводимости cr_Pj[z)

Особенности распространения СДВ в полярной области.

В методе кросс-модуляции Ne{z) определяется по зависимости от высоты изменения разницы в поглощении высокочастотного (единицы МГц) зондирующего импульсного сигнала в двух случаях. В первом случае он проходит вверх и вниз через певозмущеі-шуто УУ,;(г)-обла.сть, а в другом - зондирующий импульс, отразившись от Е или -F-слоев, проходит через часть D-области, "разогретую мощным радиоимпульсом. "Разогрев" ZJ-области мощным импульсом на его обратном пути к земле пренебрежимо мал. Частота зондирующих импул ьсов вдвое больше частоты мощных импульсов. Варьируя временную задержку между мощным н зондирующим импульсами, получают экспериментальные данные как функции высоты z [Ь4]. Метод крое с-модуляции имеет более надежное теоретическое обоснование, чем метод частичных отражений, но, по мнению автора работы [31], - худшую разрешающую способность по высоте из-за относительно медленного охлаждения разогретых электронов. В работах [55, об] наиболее детально, как нам представляется, выяснены точ-. постные характеристики метода, в сопоставлении с методом частичных отражений. В работе [56] теоретически показано, что метод кросс-модуляции позволяет воспроизвести Ne(z) нижней ионосферы с точностью 30-60% в окрестности 65 км при условия, что исходные данные измерены с погрешностью 5%. Для высот г 70 км профили Nc(z), получаемые обоими методами, совпадают в пределах погрешностей, а. ниже получаются существенные расхождения в значениях профилей. Для профилей, полученных методом кросс-модуляции в средних широтах .и в условиях умеренной солнечной активности [55], характерно нарушение монотонного роста в поведении Nc(z) для высот больше 65 км. Авторами обсуждаемой работы сделан вывод, что метод кросс-модуляции более надежен, чем метод частичных отражений на высотах ниже 65 км. Погрешность второго метода оценена этими авторами в 100% ( z = 65 км). Метод некогерентного рассеяния радиоволн, основанный на статистиче ском анализе рассеяния мощного радиолокационного сигнала, свободными электронами ионосферы [57] стал применяться к исследованию ионосферы в 70-х годах. Он характеризуется высокой разрешающей способностью по высоте (около 1 лч/.), высокой динамичностью (Ne(z) удается получить через каждые 5 минут), по пороговая чувствительность к значениям Ne(z) равна 150 эл./см? на восходе, 200 ЭЛ./СА? -в послеполуденные часы и 360 эл./см3 - во время захода Солнца [58].

Применимость обсуждаемого метода ограничена снизу по высоте (z 80 км) тем, что соотношение сигнал/шум для нижней половины VJ-области много меньше единицы, а, также тем, что механизм рассеяния волн в нижней области иной, чем в верхних слоях. С помощью метода некогерентного рассеяния, в работе [58] удагюсь проследить динамику во .времени и на заходе верхней части D-области. Профиль Ne(z) характеризуется, так называемым уступом - резким возрастанием (с; увеличением z) электронной концентрации по причине резкого уменьшения скорости рекомбинации электронов. Скорости движения "уступов" по вертикали оценена в 3.6 м/с. При вторжении солнечных частиц в полярную ионосферу нижняя граница, чувствительности (по z) метода некогереитиого рассеяния волн опустилась до 50 км и значения Ne{z) і-та этой высоте получились равными 5 103 — 105 эл./см3 [59]. Метод некогерентного рассеяния (HP) и. результаты, полученные с его помощью, рассматривался также в работах [60-64]. Время получения одного профиля Ne(z) методом IIP измеряется минутами и до лями минуты [60], а, разрешающая способность по высоте равна 600 м при частоте 450 МГц [61] и 2 те,-ипри частоте 50 МГц [62]. Максимальна/і чувствительность метода оценивается в Nc{z) = 110±60 эл. см 3 в пренебрежении эффектами, порождаемыми боковыми лепестками диаграммы направленности радара., а. пороговая высота 60 км [63]. Однако следует отметить, что эти значения достигнуты в условиях низких широт. В высоких широтах методом HP проводились регулярные сезонные измере ния- Ne(z) [62], измерения во время высыланий релятивистских электронов [62, 64] и в периоды авроралышх возмущений клиновидного типа, [60]. При высыпании ре лятивистских электронов электронная концентрация достигала 1,5 10 1 и 1,5 10:j ол. с,:Г3 на высоте 65 и 75 км.. Во время аврорального возмущения указанного типа, стигала. ггочыо 100 ол. см, на. высоте 75 -км при риометрическом. поглощении 7 дБ на частоте 30 МГц. Увеличение электронной концентрации примерно в 100 раз на. высоте 90-96 телJ происходило за десятые доли минуты, а ее уменьшение на порядок - за минуту.. В настоящее время этим методом продолжаются обширнейшие исследования ионосферы в комплексе с другими геофизическими методами, например [65]. Они при необходимости должны быть предметом специального обсуждения, ио, как видно из уже сказанного, прямого отношения к нашему исследованию кромки нижней ионосферы и средней атмосферы не имеют, так как высотная область достоверности этих данных находится выше 65-70 км. Ракетный метод позволил получить самую высокую разрешающую способность по высоте (около 0.1 км) и самую высокую относительную точность для z 70 км [31]. В этом методе используются зонды Ленгмюра, измеряются фарадеевское вращение плоскости поляризации коротких радиоволн, излучаемых иа Земле, и дифференциальное поглощение этих воли. Основным выводом обзора [31] является то, что при надлежащем выборе ракетных методов измерения электронная концентрация сред неширотной дневной иевозмущенной ионосферы на высотах z 65 км. может быть измерена с точностью около 30%.

Однако в большинстве работ с данными по ракетным измерениям в интервале высот 65-70 км точность оценивается, в 100-20в%. Только нескольким авторам эту погрешность удалось уменьшить до десятков процентов [66, 67]. Исследование ракетным методом полярной ионосферы, в условиях аврорадъного поглощения выполнено в работах [66, 68-70]. Профиль Ne(z) во время ГШШ получен в [71]. Нарис. 1.1 я дано сравнение этого профиля с дневным невозмущенным профилем в Антарктиде, тоже измеренным ракетным методом (х = 58) [70]. Нижняя ионосфера в средних широтах исследована, ракетными методами наиболее полно в работах [67, 72-75]. В них прослежены сезонные и широтные зависимости, зависимость от зенитного угла Солнца х, включая восход, зависимость от фазы солнечной активности. В [75] утверждается (на основе анализа 200 профилей, полученных ракетным методом), что в средних широтах D-область на высотах около 65 кш описывается функцией NJz), для которой в этом интервале высот более вероятна. точка, перегиба, а не точка относительного максимума. Отметить эту особенность необходимо, так как вопрос о монотонности JVc( r) в нижней части ионосферы дискутировался с 60-х годов. Суточные вариации сред иешир отпой ионосферы через суткт-і .после основной фазы сильной магнитной бури исследовались в [76]. Зарегистрирован . "провал" в значениях электронной концентрации на высоте z — 75 км при изменении X от 90 до 80. Измерения эффективной частоты столкновений электронов ракетным, методом указали на то, что зимой u0,f, ,[z) приблизительно в 2 раза больше, чем летом [68]. Более детальная информацию об особенностях уафф{г) имеется в обзоре [77]. Анализ ракетных измерений в двух высокоширотных обсерваториях (о. Хейса Ф = 74 и Форт Черчилл Ф = 70) оказался интересным в том отношении, что хаотичность этих данных значительно уменьшилась и выявились закономерности в высотном распределении АЦг)), где z 70 — 180 ге-к, когда было учтено то обстоятельство, что в зависимости от конкретных условий эксперимента точка запуска оказывается то в авроральной области, то в полярной шапке [78, 79]. Иными словами, результаты анализа стали лучше при учете особенностей магынтосферно-ионосферного взаимодействия. Многоразовые запуски ракет в дневных и ночных условиях с регистрацией па. них дифференциального поглощения, и фарадеевского вращения вектора, поляризации ВЧ поля, излучаемого иа Земле, позволили авторам [80] получить семейство дневных и ночных профилей электронной концентрации (осреднепных по числу запусков ракет) в зависимости от авроралъной активности (0-2,5 дБ). На рис.1.1(? дано сопоставление этих профилей с профилями для спокойных (кривые 1) и. возмущенных (кривые 2) геофизических условий из работ [81, 82], полученными решением обратной СДВ задачи. Из сопоставления видно, что результаты, полученные качественно разными способами, дополняют друг друга.

Первая проба экспериментальной регистрации в Петропавловске-Камчатском сигнала в дальней зоне источника (станции NLK) ТЕ-компоненты СДВ-шмя.

Влияние геомагнитного поля на, процессы распостранеиия СДВ (опосредованное нижнжми слоями ионосферы) приводит, в частности, к тому, что в приземном волноводе присутствуют ТМ- и ТІ?-компоненты элетромагннтного поля независимо от типа поляризации, излучаемой источником. Для определенности напомним, что вертикальная поляризация (ТМ-поляризация) имеет единственную маг-нитмуга В1р-компоненту, а горизонтальная поляризация (ТЕ-поляризация) имеет единственную горизонтальную магнитную компоненту Не- Индексы здесь соответствуют координатам сферической системы координат с ее центром в центре сферической модели Земли. Полярная ось этой системы выбирается проходящей через интересующий нас іАппарат1урко-шіженерное обеспечение этой работы было выполнено В. И. Леоновым и О. Я. Шимкипым. радиомаяк. Из теоретических работ [176,177] следует, что отношение амплитуд T.S-компонент к ТМ-компонентам (/ 17 кГц) ночью на земле может составлять в отдельных случаях десятки процентов (источник возбуждения - вертикальный электрический диполь, возбуждающий ТМ-компоненты). В связи с ЭТИМ нами были проведены экспериментальные оценки отношения ТМ-и Т-компонент СДВ-поля на частоте / = 18, 6 кГц. Эти компоненты регистрировались на, Камчатке, источником возбуждения измерявшегося поля была, станция NLK в Сиэтле (протяженность трассы яз 5400 км). Высокоширотное расположение рассматриваемой трассы распространения СДВ (вертикальная компонента, геомагнитного поля на ней Йг 0,5 Э) и направление распространения сигнала с востока, на запад создают благоприятные условия для измерения ночью Т -компонент [176]. Прием осуществлялся на две перпендикулярно1 скрещенные магнитные рамки с ручным ориентированием.

Первая из ра.мок с точностью (2 — 3) совмещалась в дневных условиях с- плоскостью, содержащей геодезическую линию приемник-источник. Эта рамка, регистрировала сумму Hv- и Нд- компонент с весовыми множителями sin а и 1 и cos а 1 соответственно. Угол а - угол пересечения плоскости рассматриваемой рамки (первой рамки) и плоскости, перпендикулярной к плоскости, которая содержащие геодезическую линию приемник-источник. Вкладом / -компоненты в измерения поля первой рамкой очевидно можно в общем случае пренебречь, так как sin а « 1 и \Нд\ \HV\. Второй рамкой регистрировалась сумма где В последнее равенство введены следующие обозначения: ft это доля основной компоненты, проникающей во второй канал Ну, за счет ее переиздучеиия электропроводящими предметами и негоризонтальными поверхностями; ,6 - доля основной компоненты, проникающей во второй канал из-за. отсутствия полной симметрии и идеальной экранировки в системе приемная рамка - скручен- ная пара коаксиальных кабелей - входная обмотка, трансформатора с заземленной средней точкой (из-за того, что называется антенным эффектом); /3 = /?(/) - доля основной компоненты, проникающей во второй канал в моменты времени Ї, когда на радиотрассе реализуется рефракция радиосигнала при движении; переходной области день-ночь или ночь-день с линией терминатора существенно не перпендикулярной к линии радиотрассы. Очевидно, что последняя функция времени /. является знакопостоянной фупкштей с одним максимумом в случае одномодового распространения и с нулевыми значениями на концах (когда, вся радиотрасса, ночная или дневная). Амплитуда в первой Я -рамке регистрировалась обычным пиковым детектором, а во второй рамке - специальным амшштудно- фазовым детектором с полосой пропускания 0,5 Гц. Запись фаз осуществлялась автоматическим фазометром следящего типа,. Кварцевый генератор с кратковременной стабильностью не хуже 10"" использовался в качестве опорного. Отношение шума к среднему уровню сигнала в первой рамке было около 10%, а во второй - меньше 1%. Эксперимент проводился в течение нескольких дней второй половины июля 1971 года. Была получена качественная повторяемость записей от суток к суткам. Одна из этих записей приведена на рис. 2.1. В части а) этого рисунка приведено отношение амплитуды сигнала, в первой рамке к амплитуде сигнала во второй рамке (масштаб по оси абсцисс логарифмический), нормированное единицей на. 17 часов по местному времена в пункте регистрации. В части б) рис.2.1 приведена разность фаз сигналов (с точыочтью до знака), принимаемых первой рамкой и второй. В самой нижней части рисунка с помощью черной трапеции схематически указаны условия освещенности на. трассе. Временной интервал соответствующий вершине трапеции -это ночь на всей радиотрассе. Склоны трапеции - это переходные условия почь-депъ или день-мочь. Как видно из рис. 2.1, постоянство отношения амплитуд и постоянство разности фаз сигналов, принимаемых на. обе рамки, пропадает, когда радиотрасса, оказывается в переходных (ночь-день, день-ночь) и ионных условиях. Это указывает на то, что, как и ожидалось, вклад Яд-компоненты во вторую рамку при переходе ото дня к ночи возрастает до величины соизмеримой с малой долей основной компоненты ffp, присутствующей в ней.

Следовательно, суточная изменчивость деполяризующего эффекта нижней кромки ионосферы позволяет уверенно регистрировать факт возбуждения вторичной компоненты при дальнем распространении СДВ-сигыала. в ночных и переходных условиях. В связи с этим результатом отмечаем, что так как а = 2 — 3, то в интервалы времени, когда во второй рамке наблюдалась полная компенсация доли 11, компонентой Пц {P l 1), компонента Нд составляла 2 — 3% от основной компоненты Представленный позитивный экспериментальный результат позволил перейти к более детальному анализу трех суток регистрации в обсуждаемом случае радиотрассы, то есть к физической интерпретации суточных вариаций ТЫ- и ТЕ-тюлей. 2.2.2. В данном параграфе мы покажем, что измерения Яд-компонентьг электромагнитного поля в дальней зоне являются дополнительным источником (по отношению к измерениям Ни) информации о нижних слоях ионосферы и процессах, происходящих с нормальными волнами в переходных областях типа день-ночь. Основой нижеследующего обсуждения будут результаты измерения а.мшштуды и фазы сигналов, принимавшихся иа две скрещенные рамки в течение трех суток J 9-22.VII 71 г. Рамки были установлены так, как было сказано выше. Точное значение угла, отклонения а. первой рамки от плоскости, определенной Ег- и -компонентами электромагнитного поля в окрестности приемных рамок, в условиях эксперимента было неизвестным, но фиксированным. Узкополосность усилителя сигнала Нт, (Д/ PS 1 Гц) обеспечила значение отношения сигнал/шум О(102). В этом мы убедились в процессе измерения 21. VII 71 г. с 4,25 до 4,75 часа (по местному декретному времени в пункте регистрации), когда, станция NLK не излучала сигнал. Для канала усиления, регистрировавшего компоненту Hv, отношение емгиал/шум было равно десяти. По той причине, что ионной сигнал #s много больше его дневных значений в обсуждаемом случае радиотрассы и что поведение этого сигнала существенно немонотонно (см. рис. 2.1), мы в наших нижеследующих обсуждениях эффектом рефракции будем пренебрегать.

Новые интерференционные СДВ-явления для Т^-компоненты на восходе Солнца в случае дальнего распространения и интерференционного максимума по основной компоненте (продолжение, радиотрасса

.Как уже было отмечено, исследование обратной СДВ-зада,чи показало., что даль нейшее уточнение ее решения возможно на пути количественных и качественных изменений в исходных экспериментальных данных. Исследование суточных вари аций вторичной компоненты Но СДВ-доля в средней и дальней зонах источника сигнала дает новую информацию о нижней кромке ионосферы (что было показано в предыдущих параграфах). В 70-х годах благодаря появлению в отделе радиофизики ЛГУ высокостабильного стандарта частоты появилась возможность .на принципах синхронного детектирования регистрировать основную и. вторичную компоненты, не имея проблем с шумом. Естественно было обратиться к Стйй-сигналу, который мы уже регистрировали под Харьковом, но для которого в Ленинграде при рас стоянии до источника сигнала в D = 2100 (азимут на источник 263) не бы.но интерференционного минимума ночью, но интерференционные минимумы были в переходных условиях. Возникал вопрос, характеризуется ли суточная вариация вто ричной компоненты для такой радиотрассы калественно иными особенностями но сравнению с основной компонентой. Ответ получился утвердительный и несколько, таких результатов здесь представлено. , На рис. 2.19 показаны восходыые эффекты в январе 1979 г. Пока переходная область день-ночь двигалась по трассе к источнику и компонента II единственный раз приняла минимальное значение около J.0 часов московского времени, вторичная компонента Ну совершила два квазипериода осцилляции. Механизм этой интерференции такой же как и в случае iVjQT-сигнала в Петропавловске-Камчатском, то есть перевозбуждение Ті?2-нормальной волны в Г і-нормальную волну. В октябре и мае месяце удавалось иногда наблюдать во время восхода, три квазипериода интерференции, рис. 2.20. Примечательной особенностью суточной вариации 10 ноября 1979 г. .явилась качественная симметрия в осцилляциях вторичной компоненты относительно полудня, Алдра,-Кал,ииипград на частоте 12,1 кГц (продолжение измерений в условиях интерференционного максимума по основной компоненте) Хотя результаты первых пробных измерении на авроральиои трассе ,УЛ -Лпа,титы получился положительным (раздел 2.3), но недостаточная узкополосность" каналов использованной измерительной установки побуждало повторить подобные" измерения с меньшими погрешностями.

Такая возможность нам предоставилась в 1982" г. на территории Калининградской обсерватории ИЗМИР АН. Аппаратурная схема измерений была такой же как в наших измерениях под г. Харьков (раздел 2.4): амплитуды сигналов с двух скрещенных рамок и разность фаз между ними, с использованием сигнала основной компоненты в качестве опорного при синхронном детектировании. "Уникальность" рабочей частоты, излучавшейся в Алдре (Северная Норвегия), / = 12,1 кГц радионавигадионной системы "ОМЕГА" состояла в том, что другие маяки этой системы эту же частоту не излучали. Шитому не возникаю необходимости в стробированип сигнала. Длина радиотрассы Ллдра,-Калинингра,д составляла 1650 км, По очевидным причинам она - субавроральная трасса, (две трети ее расположены в авроральиои области). В сутки наших измерений нижняя ионосфера над источником находилась в условиях полярного лета, что должно было ослабить мно-гомодов ость (и деполяризующий эффект). Тем не менее субавроралы-юсть трассы: могла, проявиться в меньшей предсказуемости вариаций сигналов но сравнению с такой же среднеширотной радиотрассой. Как всегда в таких измерениях начальным этапом был поиск такого местоположения второй рамки, при котором в полуденные часы достигался минимум амплитуды // -сигнала,. Его отношение к амплитуде основной компоненты принималось (с оговорками, которые указывались при обсуждении равенства (2.1)) за значение модуля /?. Названный минимум в описываемом эксперименте получился равным 1,5 ±0,5%. Эт ои же минимизации можно было добиться по фазовому сдвигу, изме- ряемому фазовым детектором, на 90 при повороте второй рамки из плоскости распространения в приблизительно перпендикулярное положение. Таким путем получались значения агд(р), приводимые па нижеследующих рисунках. Указанные суточные вариации сигналов с двух рамок представлены на рис. 2.22-2.25. По осям абсцисс этих рисунков отложено летнее московское декретное время, отличающееся от UT на три часа. В этих суточных зависмостях достаточно явно проявилась ночью смена условий освещенности в точке излучения сигнала, то есть окончание полярного лета на высоте нижней кромки ионосферы. Во всех случаях, когда, в переходных условиях основная компонента сигнала проходила минимум, отношение амплитуд сигналов с двух рамок было больше 10%. Вариации фаз, которые мы здесь не приводим, во всех случаях было 10 — 60, что, дополняя амплитудные вариации, указывает на то, что во все наблюдавшиеся моменты времени первые две нормальные волны TMQ и ТЕ\, являются главными в // -сигнале.

Подводя итог данной главе, отмечаем следующее: - идея суточной изменчивости эффекта, деполяризации и независимости относительной доли основной компоненты во второй приемной Л.,;йто-рамке от времени суток, которая легла, в основу получения всего представленного экспериментального материала., себя оправдала как в части измерения вторичной компоненты в условиях интерференционного минимума, по основной ночью и переходных условиях и экспериментальной оценки эффекта деполяризации применительно к длинным трассам и трассам средней протяженности, так и в части выявления новых качественных интерференционных явлений (порожденных анизотропией ионосферы через возбуждение квази-Ті?! и квази-Т-Ез нормальных волн]:.с новыми количественными соотношениями; - ожидавшаяся повышенная чувствительность ##--компоненты к вариациям нижней кромки ионосферы подтвердилась и экспериментально проявилась, в частности, в относительно низкой воспроизводимости вариаций от суток к суткам; поэтому для того, чтобы результаты измерении / -компоненты в дальней зоне источника, могли стать надежными входными данными для обратной ОДВ-за.дачн необходимы длительные автоматизированные измерения с синхронной статистической обработкой результатов измерений; - практическая значимость полученных количественных оценок эффекта деполяризации очевидна.; для случаев, в которых требуется пеленгование искусственного или естественного источника СДВ-сигнала излучения по монохроматическому радиосигналу, измеренные в этом разделе отношения вторичной компоненты радиопо-ля к основной пересчитываются в оценки погрешности пеленга радиоисточника; - впервые получены аномальные вариации амплитуд вторичной и основной компонент СДВ-поля в условиях послештормового эффекта. 101 Вскоре после нашего первого знакомства с экспериментальными СДВ данными Белоглаэова М. И. (см. раздел 2.3) у нас стало складываться убеждение, что формальный статистический подход с разбиением этих данных по нескольким уровням геофизической вгамущенности (например, по вгамущенности магнитного поля Земли) не достаточен, .что при анализе требуется с самого начала разделять СДВ-. возмущения по типам источников ионизации, их порождающих, и особенно не рассчитывать на подходы, оправдавшие себя на средних и низких широтах [15!), 165]. Исключительно удачный выбор радиотрасс средней протяженности, целиком лежа-, щих в авроральной зоне, с одновременной регистрацией и фаз п амплитуд радиосигналов на нескольких частотах (в ПГИ КО АН СССР) позволил взяться за проблему по определению изменчивости во времени абсолютных электрических свойств нижней кромки авроральной ионосферы по относительным изменениям амплитуд и приращениям фаз. При этом, в отличие от СДВ-задач для средних широт, постулировать какое-либо начальное состояние нижней ионосферы было не желательно из-за высокой степени стохастичиости свойств радиотрасс На начальном этапе нашей работы (более 20 лет назад) вычислительная техника не находилась на уровне, достаточном для того, чтобы исследовать временные изменения нижней ионосферы от одной временной точки к достаточно близкой другой точке в терминах профиля электронной концентрации.

Динамика нижней кромки ионосферы во время ППШ и ВИВ.

Аннотация-. На основе выше описанного алгоритма исследуется поведение во времени эффективной высоты волноводиого канала Земля - ионосфера и коэффициента отражения ионосферного луча как функции угла падения на ионосферу для случая ППШ 16.11198J г. Получены изменения во времени (динамика) отражательных свойств ионосферы по СДВ-даииым (10-Ц кГц) средней зоны источника (600-1200 км) б реальном маслатабе времени. Точность анализа составила 1-2 км по высоте и 0,05-0,1 по „модулю коэффициента отражения. Приведены оценки электронной концентрации,, соответствующей полученным эффективным высотам. стям ионосферы, расположенным в северном и южном полушариях на широтах Ф 65, присуща, высокая нестабильность из-за. нерегулярного характера, корпускулярных источников ионизации атмосферы. Это обстоятельство делает важным применение инерционных методов 7 прогнозирования СДВ для высокоширотных трасс. Некоторый .прогресс в этом направлении наметился в работах, изложенных в предшествующих параграфах дал ной главы. Идея метода, использованного в них, состоит в пошаговом определении малых приращений ионосферных параметров по малым приращениям экспериментально измеренных СДВ-величин в средней зоне расстоянии от источника для последовательности временных интервалов и в определении начальных значений этих параметров из минимизации функционала - невязки между расчетными и экспериментальными СДВ временными функциями. При этом необходимым условием прогнозирования является выполнение требования, чтобы время анализа было значительно меньше длительности одного временного шага, Ant, то есть, чтобы анализ был реализуем в естественном масштабе времени. В связи со сказанным ниже излагается суть модификации алгоритма,, позволяющей проводить анализ геофизических СДВ-возмущеиий в реальном масштабе времени.

Путь модификации алгоритма,, удовлетворяющий требованию работы в реальном масштабе времени, заключается в предварительном ("на все случаи жизни" ) табулировании производных от функций ослабления по нескольким параметрам, по которым минимизируется функционал невязки (в физически разумных пределах) для данных трасс и данных частот с достаточно мелким шагом по этим параметрам. В нашем случае такими параметрами являются модуль коэффициента, отражения R первого ионосферного луча и эффективная высота отражения Д. Численный анализ показал, что дискреты АД = 0,025 и АД = 0,5 км являются достаточными для исследования экспериментальных данных, полученных в ЇЇГН для трассы Алдра.-Апатиты. Инерционный метод- приписывание радиотрассе и данный временной интервал Д„/ = /.„.ц — /„ таких свойств, какие она приобрела от момента п к моменту іп-і- В течение Д„_іі на основе поведения во времени измеряемых величин вплоть до іп-і находятся изменения свойств радиотрассы за интервал An 2 t, которые и принимаются действующими для интервала Ant и т. д. Для алробации модифицированного алгоритма мы повторили анализ возмущения от 15 сентября 1982 г. [10], порожденного релятивистскими электронами (к доказательству и детальному обсуждению этого явления мы вернемся в следующей главе, работы). Результаты нового модифицированного и старого (как было описано в 3.1) расчетов удовлетворительно совпали: с точностью 1-2 км по /г и 0,05-0,1 по R. Оценка точности модифицированного алгоритма, применительно к авроральному возмущению от 4 апреля 1983 г. представлена выше в табл. 3.5. 3.3.2. Динамика отражательных свойств ниоісней кромки авроральной ионосферы- б случае ЛИШ от. .16 февраля 1984 р- Усовершенствованная методика анализа СДВ-аномалий использована, для исследования динамики R(i) и h(t) во время солнечной вспышки 16.11 1984 г., оказавшейся уникальной: во-первых, она произошла на невидимой стороне Солнца (долгота 100 W) [217]; во-вторых, из-за высокой интенсивности и жесткости солнечных космических лучей их возрастание было зафиксировало (в 09.05 UT) на уровне Земли нейтронными мониторами. Согласно С Д В-измерениям на трассе Алдра - Апатиты резкое понижение фазы началось на всех трех указанных выше частотах в 09.15 UT, достигло экстремума, к 09.50, составив 70V и закончилось к 14-15 UT. Спутники HEOS-5 и HEOS-6 зафиксировали в 09.05-09.07 UT резкое нарастание потоков солнечных протонов в широком диапазоне энергий от единиц до сотен МэВ [218]. Поэтому зарегистрированные в этот период СДВ-аномалии можно отнести к классу протонных. Исследование указанной протонной аномалии проводилось независимо для двух временных интервалов. В первом интервале (08.40-10.00 UT) экспериментальные СДВ-данные оцифровывались с шагом 100 с, во втором (10.00-13.20 UT)- с шагом 5 мин. Достаточно мелкий шаг оцифровки необходим для того, чтобы гарантировать применимость линейного разложения фупкции ослабления в ряд (3.5) по двум искомым параметрам В, и h. Найденные R(i) и h(t) для первого интервала приведены иа рис. 3.5а. Для оценки точности анализа эти временные функции находились тремя способами: 1) счет в положительном направлении времени (сплошные кривые), 2) счет в обратном направлении времени (штриховые кривые), 3) анализ при измененном определении функ- ционала. - невязки (3.7), заключавшемся в уменьшении в 4 раза слагаемых, содержащих фазы, в сумме, которой равен функционал (штрих пунктир).

Результаты численного эксперимента, дают оценки точности восстановления временного хода, эффективной высоты с ошибкой 1-2 км при максимальной вариации 15-17 км. На рис. 3.5 5" приведен результат анализа данных для второго временного интервала, то есть для стадии восстановления протонной СДВ-аномалии. Из рис. 3.5 видно, что сплошные кривые обоих интервалов в точке 10.00 TJT сшиваются по h(t).c точностью 1 км. Так как СДВ-данные для второго интервала, исследовались независимо от первого интервала, указанная погрешность характеризует вычислительную корректность и точность метода. Штриховые кривые на рис. 3.5 # соответствуют анализу в отрицательном направлении течения времени. Из пяти экспериментальных величин (три амплитуды и две фазы фі и фз)7 использовавшихся нами в определении функционала-невязки (3.7), на рис. 3.6 приводятся-экспериментальные (точки) и расчетные фазовые вариалдии. Сплошные кривые соответствуют стадии развития протонной аномалии, штриховые - восстановлению. Левая и нижняя оси рис. 3-6 относятся к первому временному интервалу, верхняя и правая - ко второму. Видно, что расчет да,ет хорошее совпадение с экспериментальными результатами. При рассмотрении ионосферных аспектов проведенного анализа отметим следующее. Во-первых, обращает на себя внимание вариация R(t), начавшаяся в 08.55 UT (см. рис. 3.5«) до вторжения основных, потоков протонов, зарегистрированных на ИСЗ в 09.05-09.07 UT. Значимая вариация модуля коэффициента отражения при скользящих углах падения ионосферных лучей и при относительно малой вариации эффективной высоты указывает на возможность возникновения аномальной ионизации атмосферы ниже 55-60 км. В качестве источников ионизации на таких малых высотах можно назвать несколько, в частности тормозное рентгеновское излучение электронов с Е 15 — 20 кэВ. Указания на возможность таких событий имеются в [219], где 14.VIII1982 г. на основе баллонных измерений в полярной шапке (Ф = 74й) обнаружено вторжение электронов с Е = 20 — 140 кэВ, достигших атмосферы Земли на 50 мин раньше потоков солнечных протонов. Возможно, и в нашем случа,е произошло аналогичное явление. Во-вторых, области ионосферы (по высоте), определяющие фазовые и амплитудные соотношения в отраженной СДВ-волые, исследованы достаточно подробно (как это уже обсуждено в обзоре 1-ой гл.). Лз численных результатов работы [164], выполненной для средних широт, следует,.что при скользящих углах паде-, ния волны в области, существенной для фазы отраженного СДВ-сигнала- (высота -— 65 км, полоса частот 10-15 кГц), электронная концентрация Nc(z) 80 — 120 эл./см3.

Похожие диссертации на Исследование динамики электрических свойств средней атмосферы и нижней ионосферы по интерференционным данным сверхдлинных радиоволн

Исследование квазикритического распространения КВ радиоволн в ионосфере со случайными крупномасштабными неоднородностямиКулижский, Андрей Владимирович

Исследование структуры области ионосферы, возмущенной мощной КВ радиоволной, радио- и оптическими методамиШиндин Алексей Владимирович

Исследование влияния среднемасштабных возмущений на характеристики распространения коротких радиоволн в трехмерно неоднородной ионосфере Балаганский Борис Александрович

Исследование эффектов и определение параметров тонкой структуры ионосферы при наклонном распространении коротких радиоволн Жженых Анатолий Александрович

Исследование излучателей и сигналов ионозонда и георадара для диагностики геофизических средГарбацевич Владимир Алексеевич

Поляризация радиоволн в ионосфере, антенны с поляризационной селекцией и эффективность декаметрового радиоканала.Фалькович, Егор Савельевич

Определение параметров неоднородностей электронной концентрации при полном внутреннем отражении декаметровых радиоволн от ионосферыЛарюнин Олег Альбертович

Поляризационно-согласованное зондирование ионосферы в декаметровом диапазоне радиоволнКалиниченко, Николай Николаевич

Статистические модели частотных параметров спорадического слоя E ионосферы и прогнозирование распространения радиоволнМоисеев, Сергей Николаевич

Воздействие ионосферы, искусственно модифицированной мощным наземным (вертикальным и наклонным) радиоизлучением, на распространение декаметровых радиоволнБочкарев, Геннадий Сергеевич