Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА I. Методы измерения вертикальной составлящей электрического поля земли в воздухе и математической обработки эксперименталыш данных 10
1.1. Измерение напряженности электрического поля Земли в воздухе 10
1.1.1. Принцип электростатического генератора 10
1.1.2. Метод электростатической индукции 16
1.2. Сравнительный анализ результатов измерения переменных электрических полей в воздухе датчиками fiZd mLCt и индукционного типов 21
1.3. Применение спектрального анализа к результатам измерения Е2 в воздухе 28
ГЛАВА 2. Вертикальная электрическая составляющая мелкомасштабных электрических полей в приземном слое 37
2.1. Интенсивность мелкомасштабных электрических полей и метео условия 37
2.2. Определение пространственно-временных характеристик мелкомасштабных электрических полей в приземном слое 46
2.3. Принцип выделения вертикальной электрической составляющей поля пульсаций на фоне мелкомасштабного электростатического шума приземного слоя 55
2.З.І. Способ дискретного накопления 57
2.3.2» Способ непрерывного накопления 59
2,4, Критерии отбора экспериментальных дан ных крупномасштабных электрических полей64
ГЛАВА 3. Вертикальная электрическая составлящая поля пульсаций в воздухе в диапазоне U0 1- 3) Гц 78
3.1. О структуре электромагнитного поля геомагнитных пульсаций на поверхности Земли 78
3.2. Оценка величины вертикальной электрической составляющей поля пульсаций в воздухе 82
3.3. Пульсации вертикальной компоненты геоэлектрического поля в диапазоне Pj, I,
Рс 1-2 и геомагнитная активность 87
3.4. Вертикальная составляющая геоэлектри ческого поля в воздухе и геомагнитные пульсации в диапазоне (0,1-3) Гц 95
Литература
- Принцип электростатического генератора
- Сравнительный анализ результатов измерения переменных электрических полей в воздухе датчиками fiZd mLCt и индукционного типов
- Определение пространственно-временных характеристик мелкомасштабных электрических полей в приземном слое
- Оценка величины вертикальной электрической составляющей поля пульсаций в воздухе
Введение к работе
Пульсации электромагнитного поля Земли (ЭМПЗ) стали в настоящее время ценным инструментом, дающим большое количество • информации, в частности, в исследованиях космического околоземного пространства [ij и изучении земной коры и верхней мантии
Достижения последних лет в методах регистрации параметров солнечной плазмы спутниками и космическими кораблями открыли новые возможности для этой отрасли науки. Вместе с тем, наземные измерения не только не теряют своей важности, но приобретают еще большую актуальность и необходимость, так как только в совокупности космических и наземных исследований можно решать проблемы генерации, распространения и практического использования геомагнитных пульсаций.
Хотя в геомагнитных исследованиях за последние годы наблюдается значительный прогресс, все же остаются некоторые проблемы, которые исследованы недостаточно полно. Одной из таких проблем является исследование структуры электромагнитного поля геомагнитных пульсаций на поверхности Земли. Эта проблема связана с исследованием возможности однозначной аппроксимации естественного поля в окрестности точки наблюдений плоской волной. В рамках этой проблемы существенен вопрос, можно ли в общем случае эту плоскую волну рассматривать как однородную.
Регистрируемые поля геомагнитных пульсаций, как правило, не удовлетворяют условиям, отвечающим однородной плоской волне над горизонтально - слоистыми разрезами. Как показал Д.Н. Четаев гидромагнитные волны, подходя к поверхности нейтральной атмосферы, отражаются почти в режиме полного внутреннего отражения, так как силовые линии магнитного поля Земли подходят к этойл?ранице (ионосферной плазмы с оптически менее плотной средой) под конечным углом. В той же работе было показано, что это приводит к горизонтальному распространению поля вдоль поверхности Земли. И так как угол падения гидромагнитных волн больше критического угла, поля на поверхности Земли представляются запредельными поверхностными волнами, имеющими структуру неоднородных плоских волн с отличной от нуля горизонтальной проекцией волнового вектора.
Экспериментальные результаты, представленные в работах Херрона [_4j , О.М. Распопова [5 J М.Б. Гохберга и др. _6j , WeKtworth R.C et.a[_7J , Л.Н. Баранского и др. [в] , GreenС.А. [_?J » указывают на существенную неоднородность поля геомагнитных пульсаций на поверхности Земли и на неправомерность пренебрежения изменениями ЭМПЗ в горизонтальном направлении.
Д.Н. Четаевым в работах [lO,IIj впервые было дано объяснение наблюдаемых отклонений в структуре ЭМПЗ от принятой схемы однородного поля, обусловленных горизонтальной неоднородностью поля геомагнитных пульсаций, распространяющихся вдоль поверхности горизонтально-слоистых участков земной коры.
В такой математической модели поля пульсаций естественным следствием экспериментально регистрируемых сверхмедленных скоростей горизонтального распространения является появление вертикальных составляющих в поле геомагнитных пульсаций.
Существование значительных (сравнимых с горизонтальными) вертикальных компонент поля пульсаций в геологически однородных районах было экспериментально установлено при измерении Е2 (вертикальная электрическая составляющая поля) в скважинах \1Щ . Следует отметить, что измерения были проведены Виноградовым еще в 1959 г. в озере Байкал I3j- Однако, сравнительно ма -ленькая величина этих полей (5 % от горизонтальной составляющей), вызвала сомнение в их естественной природе. И многие исследователи объяеШшГэтот факт (наличия в поле вертикальной составляю - 6 щей) как следствие нарушения условий регистрации. Позднее Г.А. Фонарев [14] при выполнении аналогичных измерений в Северном Ледовитом океане не обнаружил вертикальной компоненты и был сделан вывод, что Е50.
Существование Е2 над горизонтально - слоистыми разрезами впервые было предсказано из анализа амплитудно-фазовых соотношений остальных компонент поля распространяющихся геомагнитных пульсаций _Il] .
В математической модели поля распространяющихся геомагнитных пульсаций эта компонента может существовать в силу непрерывности вертикального тока не только в земной коре, но и в воздухе. Согласно оценкам, полученным в [I5J , амплитуда компоненты Ег , принадлежащей полю пульсаций для диапазона РсЗ, в воздухе составляет порядка десятков вольт на метр, что в миллион раз больше горизонтальных компонент.
Оценки Eg. в воздухе подтвердились также экстраполяцией по непрерывности плотности полного тока результатов измерения в скважинах, полученных Н.П. Владимировым _I2j на Кокчетавской гранитной глыбе и Б.С. Дымичевым [l6j на Камчатке.
Эти результаты подтверждают предположения о существовании уже в первичной волне в воздухе больших плотностей вертикального тока, не связанных с горизонтальными неоднородностями земной коры. В связи с этим прямые измерения Е2 в воздухе в диапазоне пульсаций как над геологически однородными, так и над неоднородными районами земной коры имеют принципиальное значение.
В настоящее время прямых экспериментальных данных, как для высоких, так и для средних широт, подтверждающих связь Е в воздухе с процессами космического происхождения, чрезвычайно мало. Особенно это относится к диапазону, нижняя граница которого порядка Ю""1 Гц, так как уверенная регистрация электрических полей в воздухе для этого диапазона была затруднительна в основном из-за ограниченной чувствительности используемых измерителей Eg. в высокоомных средах.
Кроме того, известно, что электрическое поле Земли подвержено сильному влиянию многих факторов тропосферного происхождения. До недавнего времени его изменения изучались, в основном, в связи с метеорологическими процессами в атмосфере Земли
[17,18J . Однако, на возможность существования необъяснимых возмущений градиента потенциала атмосферного электричества даже при ясной погоде указывал ещё в 1937 г. П.Н. Тверской [19] . Существование связи между градиентом потенциала атмосферного электричества (вертикальной компонентой электрического поля Земли) и геомагнитного поля в диапазоне бухтообразных возмущений указывается в работе Д.Олсона [20J , обнаружившего наличие одновременных возмущений в компоненте Ег и компонентах геомагнитного поля во время полярного сияния на высоких широтах.
Аналогичная связь Е, с геомагнитными возмущениями в высоких широтах представлена результатами работы 2Ij . В настоящее время появились работы, в которых прямым либо косвенным образом отмечается связь электрического поля Земли в воздухе в диапазоне геомагнитных пульсаций с переменной составляющей геомагнитного поля. Так, например, результатами прямых измерений Ег в диапазоне пульсаций, представленных в работах [22,23,24,25,26J, показана синхронность появления возмущений Е и геомагнитных пульсаций при общности спектрального состава, указывая тем самым на возможность возбуждения Ег источником магнитосферной природы.
Таким образом, к основным трудностям при исследовании связей Е в воздухе с полем геомагнитных пульсаций (как в высоких, так и в средних широтах) в диапазоне (10 - З Гц следует отнести :
1. Ограниченная чувствительность применяемых измерителей в диапазоне пульсаций.
2. Значительный электростатический шум приземного слоя, даже при условиях "хорошей" погоды.
Следовательно, начальную задачу исследования обнаружения Е в воздухе магнитосферной природы и её связи с полем геомагнитных пульсаций можно сформулировать так :
1. Создание измерительных систем напряженности переменного электрического поля в высокоомных средах.
2. Исследование пространственно-временных закономерностей мелкомасштабных электростатических полей приземного слоя, возбуждаемых горизонтальними неоднородностями в юаоїгоелелении объёмного заняла в воздухе.
3. Выбор методов снижения влияния локальных полей при регистрации электрических полей в воздухе, связанных с полем пульсаций в диапазоне(lO - 3]Гц.
4. Установление критериев отбора данных по Е2 с целью надежного определения Е в воздухе магнитосферной природы.
Настоящая работа посвящена исследованию механизмов возбуждения _"Е в воздухе в диапазоне геомагнитных пульсаций. Диссертация содержит описание принципов измерения Ег в воздухе в диапазоне пульсаций, основных характеристик мелкомасштабных полей приземного слоя и результатов обработки записей компонент поля пульсаций в диапазоне (lO - 3]Гц, включающих данные по Е , полученных измерителями, уменьшающими фон локальных электростатических полей приземного слоя. Работа состоит из введения, трёх глав и заключения.
В первой главе приводится обоснование применения генератор ного и индукционного метода для измерения напряженности верти - 9 кальной составляющей электрического поля Земли в диапазоне геомагнитных пульсаций. Анализируются результаты синхронных измерений Е в воздухе датчиком f Leol miE (полевая мельница) и датчиком индукционного типа, и представлены результаты спектральных оценок Е в диапазоне (Ю - з]Гц.
Во второй главе представлены результаты исследования свойств мелкомасштабных электрических полей приземного слоя, обусловленные метеорологическими явлениями в точке измерения. Предлагаются принципы выделения вертикальной электрической составляющей поля пульсаций на фоне мелкомасштабного электростатического шума приземного слоя. Определены критерии отбора экспериментальных данных при анализе крупномасштабных электрических полей магнитосферной природы в диапазоне (l0 - з]Гц.
Третья глава посвящена описанию результатов обработки измерений Е2 в диапазоне(10 - з)Гц, полученных в высоких широтах в воздухе. Произведена оценка величины электрической составляющей поля пульсаций в воздухе. Проведен анализ связей Ег с геомагнитной активностью и полем пульсаций в ходе развития магнитной суббури.
Основные выводы диссертации помещены в заключении.
Принцип электростатического генератора
Известны три основных метода измерения напряженности электрического поля Земли в воздухе: проводимостный метод (коллекторные приборы), индукционный метод (прибор Вильсона) и генераторный метод (роторные и вибрационные полемеры, в которых используется принцип электростатического генератора) [l8, 27, 28, 29].
В настоящее время для измерения напряженности электростатических полей в газовых средах с высоким удельным сопротивлением применяются системы, построенные на основе электростатического генератора (fteEol mlEE ) _30J. Этот прибор используется в основном для измерения постоянных и квазипостоянных электростатических полей.Обоснованность применения fie6d mice для измерения напряженности вертикальных электрических полей в диапазоне геомагнитных пульсаций требует детального анализа принципа работы используемого электростатического генератора с целью определения пределов возможности таких приборов.
Принцип электростатического генератора. Схема электростатического генератора представлена на рис.1.1, где $з - вращающаяся с частотой SL заземленная экранирующая пластина с поверхностью в виде секторов; Оц - неподвижная измерительная пластина ; W - расстояние между измерительной и экранирующей пластиной. __ При наличии внешнего электрического поля fc(t) на рабочей - II Рис,I.I - 12 (Поверхности измерительной пластины Su индуцируется заряд Q с плотностью p(t/) JU где L - координата точки на поверхности Su .
Вращение экранирующей пластины приводит к периодическому изменению заряда Q на измерительной пластине. Изменение этого заряда связано с протеканием переменного электрического тока через сопротивление Ъ . Учитывая, что на проводящей поверхности Su плотность индуцируемого заряда р связана с величиной нормальной составляющей внешнего электрического поля соотношением : где 6в - абсолютная диэлектрическая проницаемость вакуума, 8 - относительная диэлектрическая проницаемость среды, Eh - поле на поверхности измерительной пластины, получим выражение для электрического тока через сопротивление 2L . 3 Й=1К] E„(t, г )oeds) о Пренебрегая краевыми эффектами в распределении Сп\Ь ) вблизи ребер Su , из (I) получим
При равномерном вращении экранирующей пластины, рабочая поверхность измерительной пластины изменяется во времени, как показано на рис. 1.2 , где Т - период экранирования Su Stnax - максимальная рабочая площадь Su Период экранирования Т определяется из соотношения: ІЗ Рис.1.2 - 14 23Г т-4- к XL где SL - угловая скорость вращения оэ ; Yv число секторов. Таким образом, выражение (2) принимает вид: Vf-fr) , если $Ц 70 -1 если І& о
Из выражения (3) видно, что величина тока j[t) определяется не только значением внешнего поля, но и скоростью изме /ofE\ НеНИЯ ("JT") этого поля.
Оценим величину относительного вклада второго слагаемого в выражении (3) при измерении напряженности внешнего электрического поля в диапазоне геомагнитных пульсаций. Величину относительного вклада определим как отношение второго слагаемого к первому
Таким образом, наибольшее значение о принимает в высокочастотной насти измеряемого диапазона внешнего электрического поля. Для диапазона геомагнитных пульсаций наибольшая частота порядка Z Гц. Следовательно, при периоде экранирования Т 10 сек величина относительного вклада не больше Поэтому в выражении (3) с точностью до единиц процента можно опустить второе слагаемое.
В результате такой оценки получено простое выражение, ус - 15 танавливающее связь напряженности внешнего электрического поля Ё( "t ) с значением амплитуды тока через измерительное сопротивление Ъ. . a(t)-x(t)-sr( ) (4) г„е: a.(th ее! а п -Eft)
Полученное выражение для Д ("Ь) позволяет рассчитать постоянную передачи К электростатического генератора. К U„(t) где U0(t) - амплитуда напряжения на сопротивлении Z . Представляя как параллельное включение емкости (С) и омического сопротивления ( R ) входных цепей усилителя, подключенного к измерительной пластине Su , выражение для К получается при решении уравнения
Решение уравнения (4) в общем случае может быть найдено спектральным методом L J 0днако н теряя общности рассуждения, найдем предельные решения этого уравнения, соответствующие простому выражению для К . Подставляя соотношение (4) в уравнение (5) при условии - - - , соответствующее омическому
Сравнительный анализ результатов измерения переменных электрических полей в воздухе датчиками fiZd mLCt и индукционного типов
Для объяснения синхронности осциллограмм Еа , полученных двумя датчиками, воспользуемся результатами анализа способов измерения напряженности Ег . Для датчиков типа fiee/ miff, реализующих способ электростатического генератора, напряжение на измерительном сопротивлении R и напряженность Е- связаны соотношением U(t)= ee0Smax --J Eft) Sy Ж-івЕ 5 (t) (іо) где h-f - частота экспонирования электростатического генератора ; (5 - проводимость среды. Второе слагаемое в выражении (10) обусловлено током проводимости в среде.
В выражении (10) слагаемое, пропорциональное току смещения опущено в силу малости вклада в U(t) для диапазона геомагнитных пульсаций. Как показала оценка (см. 1,1.1 стр. ІН ), это слагаемое составляет доли процента от первого слагаемого в выражении (10). Таким образом, в общем случае при восстановлении EL(t) по результатам измерения U(t) в проводящих средах необходимо знать значение проводимости среды. Однако, для сред с некоторым значением э второе слагаемое при разумном выборе частоты экспонирования ( h«f ) можнолсделать достаточно малым. Произведем оценку относительного вклада второго слагаемого. Оценим отношение второго слагаемого к первому ff- I 6T-Su(t)-3T I (эЗГ Для 4 s IO"2 и сред с Є І при n-f — IO3 Гц проводимость TO т среды не должна превышать 10 мо м . Следовательно, для сред э 10 мо м амплитуда W (У электростатического генератора пропорциональна напряженности электрического поля в среде с точностью не хуже единиц процентов.
Однако, возможность применения . fieBol mice для измерения Е в слабо проводящих средах не ограничивается значением б" 10 мо/м. В работе [ЗОJ предложен способ уменьшения влияния токов проводимости при измерении Е2 в высоких слоях земной атмосферы. Этот способ основан на различии фаз основных гармоник первого и второго слагаемого в выражении (10). Кроме того, особенность в экранирующем и коллекторном свойстве сетки позволило авторам работ [31,32] создать прибор на основе fle cf mlffi для измерения Ег в плазме с достаточно хорошим соотношением сигнал/шум, где шум определяется величиной тока проводимости.
Для датчиков индукционного типа напряжение на входе электрометрического усилителя (при емкостном характере входного сопротивления) и напряженность электрического поля связаны соотношением U Q = Ju . ф + ф А ( п)
Таким образом, синхронность электрограмм, полученных датчиками fietol YmZt и индукционного типа в диапазоне 3 10 -3 Гц (рис. 1.4) указывает на то, что второе слагаемое в выражении (II) не оказывает существенного влияния (в пределах разрешающей способности измерителя) при восстановлении E(t) по результатам измерения li(t) если б" 10 мо м .
В общем случае, по результатам синхронной регистрации - Ег указанными датчиками можно определить комплексную проводимость воздуха в диапазоне геомагнитных пульсаций. Как было показано, если действительная часть проводимости воздуха порядка 10 мо м и меньше, то по результатам измерения датчиком fieW
TriiVL можно с достаточной точностью восстановить напря женность Е в воздухе. Для индукционного датчика на частоте (лУ в диапазоне геомагнитных пульсаций напряжение на входе электрометрического усилителя связано с Ег соотношением где % - фаза напряжения на входе электрометрического усилителя индукционного датчика; РЕ - фаза Е , измеренного датчиком fue2d mitt. Таким образом, измерение значения ( Е"-4 )» E,,U позволяют восстановить комплексную проводимость воздуха
Действительная часть 6» определяется из соотношения Синхронность электрограмм, полученных датчиками f cd тиЯ и индукционного типа в диапазоне Гз Ю 2 - ЗІГц, соответствует нулевому фазовому сдвигу между Фурье - составляющими электрограмм. Таким образом, в измеряемом диапазоне Е (D OL , где Я - некоторое число, определяемое погрешностью измерения разности фаз ( Тц - % ) и неидентичностью фазовых харак-теристик каждого датчика. При измерении fj. - 4р с точ ностью не хуже единиц градуса
Следовательно, в этом случае плотность вертикального тока U в воздухе для указанного диапазона с точностью не хуже 10$ определяется током смещения. Результаты синхронной регистрации Е двумя датчиками в диапазоне геомагнитных пульсаций подтверждают применимость датчика индукционного типа для измерения напряженности квазипеременных электрических полей. Кроме того, в результате такой синхронной регистрации Е двумя датчиками представляется возможность определения б7 методом, отличным от аспирационного [27J . Развитие такого метода определения выходит за рамки поставленной задачи, поэтому в этой работе лишь указывается на принципиальную возможность такого метода, реализация которого позволит более точно оценить значение О7 в диапазоне геомагнитных пульсаций.
Определение пространственно-временных характеристик мелкомасштабных электрических полей в приземном слое
Из рис. 2.5 видно, что средняя частота, начиная со скорости ветра 3 4 м/с, зависит от величины этой скорости. Причем, эта зависимость нелинейная._Для скоростей ветра меньше 3 4 м/с зависимость средней частоты от 7Г отсутствует. Отсутствие заметной зависимости средней частоты и интенсивности Ег от скорости ветра в диапазоне 0 4 м/с может объясняться соизмеримым вкладом в результирующее электрическое поле в воздухе мелкомасштабных полей и полей, не связанных с локальными изменениями в точке измерения. Определение пространственно-временных характеристик мелкомасштабных электрических полей в приземном слое. С целью детального изучения свойств мелкомасштабных электрических полей были проведены измерения Ег с 5 по 25 сентября 1978 г.в п.Богдановка ГССР. Регистрация Ег в диапазоне
Гц проводилась синхронно двумя датчиками индукционного типа с записью на самописец Н327 с одновременным измерением величины и направления скорости ветра. Пункт наблюдения находился на открытой местности при удалении 5 - б км от источника искусственных аэрозолей. Датчики поочередно размещались вдоль и перпендикулярно направлению ветра. Расстояния между датчиками выбирались от 0.1 до 12 м через I или 2 м.
Для анализа из общего массива данных отбирались участки записи Еа при скорости ветра 5 6 м/с. Кроме того, использовались только те экспериментальные данные, для которых в момент измерения отклонения направления скорости ветра от линии взаимного расположения датчиков не превышали і 5 На рис.2.6 представлены характерные отрезки записи флуктуации Ег в диапазоне (КГ1 3) Гц для расстояний между датчиками: а-0,1м; б - 10 м (в направлении ветра), в - 10 м (перпендикулярно направлению ветра). При сравнении записей рис. 2.6 а видна синхронность осциллограмм Егдвух датчиков. При аналогичном сравнении (рис. 2.6 б, 2.6 в) синхронных записей датчиков не обнаруживается сходство в форме сигналов как для случая расположения датчиков в направлении ветра, так и в перпендикулярном.
На рис. 2.7 приведены нормированные спектральные плотности Ег при различных скоростях ветра. Кривая I соответствует скорости ветра 2 м/с, 2-4 м/с, 3-7 м/с. Видно, что при увеличении скорости ветра спектр сигнала расширяется. Этот результат находится в соответствии с результатом, полученным при исследовании зависимости средней частоты от скорости ветра. Таким образом, зависимость средней частоты ( fep ) от скорости ветра объясняется изменением спектрального распределения мелкомасштабных электрических полей в точке наблюдения.
При аппроксимации спектрального распределения 2 (рис.2.7) функцией вида f , (где "f - частота) в высокочастотной области указанного диапазона, получаем, что П — 2,5. Аналогичные результаты по спектральному распределению Ег в диапазоне 0,004 0,06 Гц получены в работе [40J . Вычисленные в этой работе значения h ( ТГЪг 3,6 м/с) совпадают со значениями И , полученными в диапазоне (0,1 3) Гц для 1Г 4 м/с.
Дальнейшая обработка экспериментального материала проводилась методами корреляционного анализа [44 J . Для численных рас четов использовалась ЭВМ " ODRA- 1204". Нормированная функция взаимной корреляции сигналов с двух датчиков вычислялась по формуле 1.1 W /U - математическое ожидвание Е, ("t ) на интервале Т ; Т - длительность участка записи.
На рис. 2.8 представлены рассчитанные зависимости коэффициента взаимной корреляции R, г (Т ) от временного сдвига при различных расстояниях между датчиками, расположенными в направлении ветра. Анализ полученных зависимостей наглядно указывает на связь величины Х. , соответствующей максимуму функции R z ( С ), с расстоянием Е. между двумя датчиками. Кривые а, б, в, г, д на рис. 2.8 получены для расстояний между датчиками 0.1; 3; 7; 10; 12 м соответственно. Анализ свойств R1)2 ( ) проводился для данных Ег , полученных при небольшом изменении скорости ветра 5 6 м/с. Выбор этого диапазона изменения скорости ветра обусловлен наиболее устойчивым направлением 7г в процессе измерения. В таблице приведены рассчитан-ные значения U /Т » "і,2. и измеренные значения скорости ветра при расположении датчиков в направлении скорости ветра. Расчетные и измеренные значения скорости ветра в пределах ошибки эксперимента находятся в хорошем соответствии между собой.
Оценка величины вертикальной электрической составляющей поля пульсаций в воздухе
При исследовании свойств вертикальной составляющей мелкомасштабных электрических полей установлено, что в диапазоне (10 2 - 3) Гц при выполнении условий "хорошей" погоды [46J , основным источником возбуждения являются неоднородности в распределении объемного заряда приземного слоя, перемещающиеся в направлении ветра. Амплитуда этих полей составляет 2 3 в/м для скорости ветра 5 м/с. Такие порядки полей соизмеримы с электрическими полями пульсаций в высоких широтах. Следовательно, необходимо определение критериев отбора данных при анализе магнитосферной природы Е, . так как параметры мелкомасштабных полей находятся в сильной зависимости от величины скорости ветра, то основное ограничение при отборе данных Е, должно накладываться на эту величину. Проведенный статистический анализ такой зависимости позволяет определить верхнюю границу скорости ветра — 3 м/с (см. рис. 2.5). Однако, и в этом диапазоне скоростей 1Г(0 3 м/с), но уже с меньшими амплитудами Ег ( 1 в/м) наблюдается зависимость Е2 ( Г)(см.рис.2.4). Таким образом, для измерения Ег , принадлежащей полю пульсаций с амплитудами меньше 1 2 В/м необходимо использование измерительных устройств, у которых в процессе измерения сигнала происходит уменьшение отношения помехи (мелкомасштабных электрических полей) к сигналу (синфазное поле). Такие устройства, как уже отмечалось выше, могут быть реализованы двумя способами. Так как применение антенных решеток (1-й способ) сопряжено со значительными техническими трудностями, было проведено экспериментальное опробование измерительных систем, реализующих способ "непрерывного" накопления (2-й способ). Целью такого эксперимента было определение степени усреднения мелкомасштабных электрических полей и определение верхней границы скорости ветра, для которой возможно уверенное обнаружение синфазных электрических полей с амплитудами 0,5 І В/м в диапазоне (0,1 3) Гц. Этот эксперимент был проведен в высокоширотной области в феврале 1979 г. в п. Мезень (Арх. область). Измерительная система представляла собой ортогонально пересекающиеся горизонтальные провода длиной по 50 м на высоте 3 м от поверхности земли. Для измерения потенциала этих проводов в диа-пазоне (Ю"Л - 3) Гц использовался электрометрический усилитель с емкостным характером входного сопротивления в указанном диапазоне частот.
На рис. 2.II представлены характерные участки записи фона мелкомасштабных электрических полей двумя датчиками. Осциллог-раимы Ь, получены с помощью датчика индукционного типа, антенная система которого меньше характерного размера горизон -тальной неоднородности мелкомасштабного поля, а Ег - датчиком усредняющего типа. Кривые "а" (рис. 2.На)получены для диапазона (Ю-1 - 3) Гц, а кривые "б"(рис. 2Л1б)для диапазона (Ю 4-3) Гц. Измерения проводились в дни с малой магнитной активностью ( Кр 2) и скоростью ветра 4 м/с. Сравнительный анализ записей рис. 2.11а показывает, что фон мелкомасштабных полей, измеренный усредняющим датчиком, в среднем в 10 раз меньше, чем фон этих же полей, измеренный индукционным датчиком. Из сравнения осциллограмм этих датчиков видно, что спект-ральный состав этих записей различен. Для осциллограммы Ег он более обогащен в высокочастотной части спектра (рис.2.На). Аналогичные результаты по спектральному распределению фона мел-комасштабных полей получены и для диапазона (Ю""л - 3) Гц (рис. 2.II6). Для этого диапазона в низкочастотной части спектра амплитуды полей, измеренные разными датчиками, одного порядка, так как размеры антенны измерительной системы в диапазоне (10 - 3) Гц соизмеримы с характерным размером пространственной гармоники мелкомасштабного электрического поля. Эти результаты измерения подтверждают локальность источника возбуждения мелкомасштабных электрических полей и усредняющее действие применяемой измерительной системы.
Оценим характерный размер пространственной гармоники в распределении объемного заряда, ответственного за возбуждение мелкомасштабного электрического поля на частоте 0,1 Гц.
