Корреляционный анализ солнечной и геомагнитной активностей (стр. 3 из 6)
В начальной стадии развития суббури плазменный слой становится очень тонким. Вследствие этого резко меняется направление части тока, текущего в хвосте магнитосферы. Ток из хвоста магнитосферы вытекает вдоль магнитных силовых линий в утренний сектор овала полярных сияний, течёт вдоль полуночного сектора овала и вдоль силовых линий вытекает из вечерней части овала в хвост магнитосферы.
Конвекция магнитосферной плазмы к Земле и токи вдоль силовых линий приводят к ускорению частиц плазмы. Возникает горячая плазма с температурой 107 К или более; часть этой плазмы вторгается в верхнюю атмосферу высоких широт, а другая часть заполняет плазменный слой.
Горячая плазма частично инжектируется в область захвата и образует во время бури протонный пояс (так называемый кольцевой ток) и внешний радиационный пояс (электронный). Последовательное проявление магнитосферных суббурь может привести к генерации очень интенсивного протонного пояса. Его магнитный эффект на поверхности Земли проявляется в виде уменьшения горизонтальной составляющей геомагнитного поля в низких и средних широтах.
Горячая плазма, инжектируемая в высокоширотные районы, заметно возмущает полярную ионосферу, приводя к появлению полярных суббурь. Полярная электроструя, интенсивный концентрированный электрический ток вдоль овала полярных сияний, может быть идентифицирована с ионосферной частью тока, текущего из хвоста магнитосферы. Полярная электроструя вызывает полярные магнитные суббури. Для оценки активности магнитосферных суббурь используют интенсивность полярных магнитных суббурь. Для этой цели применяются индексы АЕ, AU, AL, выводимые из вариаций горизонтальной компоненты магнитного поля на станциях, расположенных в зонах полярных сияний.
В период главной фазы бури нейтральный состав верхней атмосферы в полярной области и ионосфера в средних широтах оказываются сильно возмущёнными. Причина этого явления до сих пор окончательно не установлена. Часть протонов не протонного пояса проникает в плазмосферу и возбуждает ионно-циклотронную неустойчивость. Предполагается, что в результате образуются горячие электроды. Опускаясь на высоты ионосферы в средних широтах, они приводят к образованию среднеширотных красных дуг.[8]
3.2 Единицы напряжённости магнитного поля
Их наиболее просто можно получить в рамках представлений о магнитных полюсах. Полюса одного знака испытывают отталкивание, противоположного – притяжение. И хотя магнитные полюса являются только теоретической абстракцией, они бывают полезны для описаний взаимодействия магнитных полей и магнитов. Полюсу приписывается единичная «магнитная масса», если со стороны равного ему по величине другого полюса, расположенного на единичном расстоянии, на него действует единичная сила. В системе СГС единицами силы служат дина и сантиметр. Магнитная масса полюса равна m, если на расстоянии 1 см сила, действующая на единичную массу, будет равна m дин. На расстоянии r на единичную массу действует в этом случае сила m/ r2дин, в на массу m1 — m1· m / r2дин (закон Кулона).
В некотором магнитном поле в точке Р на магнитную массу m1действует пропорционаольная ей сила, если присутствие этой массы не вызывает изменений магнитных свойств тела, создающего это поле. Такое условие выполняется, если m1 мала. Если механическую силу, действующую на магнитную массу в точке Р, разделить на m1, то получится величина, называемая напряженностью магнитного поля в этой точке. В системе СГС единица напряженности называется гаусс (Гс). Физическая размерность напряженности г1/2 /см1/2·с = дин1/2 /см. В земном магнетизме часто употребляется меньшая единица напряженности поля, гаммаg: 1g = 10-5 Гс. []
3.3 Составляющие магнитного поля
В любой точке О вектор напряженности магнитного поля F (В), может быть разложен на составляющие различными способами
В одном случае этими составляющими будут F, или В, - абсолютная величина (модуль) вектора – и два угла D и I. Угол D образован направлением на север и горизонтальной составляющей Н вектора В, I есть угол между В и Н. D считается положительным, если Н отклоняется к востоку, I положительно при отклонении В вниз от горизонтальной плоскости. Величина D называется магнитным склонением и – наклонением. Вертикальная плоскость, проходящая через Н, называется (местной) плоскостью меридиана.
  |
В другом случае для разложения F (В) используются величины X, Y, Z - северная (Х) и восточная (Y) компоненты Н и вертикальная составляющая Z, которая считается положительной, если В направлена вниз. Напряженность F (В), называемая «полной силой», Н, Z (горизонтальная и вертикальная составляющая) и X, Y измеряются в гауссах или гаммах; D и I измеряются в дуговых градусах и минутах. Все 7 величин В, Н, D, I, X, Y, Z называются магнитными элементами. Между собой они связаны следующими соотношениями:
Н = В cos I,Z = B sin I = H tg I,
X = H cos D,Y = H sin D,(1)
X2 + Y2 = H2 ,X2 + Y2 + Z2 = H2 + Z2 = B2.
Для полного описания Вдостаточно трех независимых элементов. Если эти элементы заданы, то любые другие могут быть получены из соотношения (1).
Обычная стрелка компаса уравновешивается, вращаясь горизонтально на вертикальной оси. Компасная стрелка, уравновешенная до намагничиванию и способная вращаться в плоскости магнитного меридиана вокруг горизонтальной оси, называется буссолью наклонения, или инклинатором. В северной полусфере Земли почти везде северный полюс магнитной стрелки направлен вниз (I положительно), в южном полушарии вниз направлен южный полюс стрелки (I отрицательно). Области положительного и отрицательного I разделены линией (называемой магнитным экватором, или экватором наклонения), вдоль которой I= 0. Магнитная стрелка (уравновешенная до намагничивания) в любой точке на этой кривой располагается горизонтально.
В точках, где горизонтальная компонента В исчезает, магнитная стрелка устанавливается вертикально. Эти точки называются полюсами магнитного наклонения, или полюсами наклонения. Две основные точки такого типа обычно называются магнитными полюсами Земли. Одна из них находится в Арктике, вторая – в Антарктиде. На эпоху 1965г. их координаты были соответственно 75°,6 с.ш., 101° з.д. и 66°,3 ю.ш., 141° в.д.
В любой точке Р на сферической поверхности имеется естественное направление, характеризующее эту точку, — радиальное направление. Поскольку Н, Z и I определяются относительно этого направления, а В вообще не требует для своего определения какого-либо направления, эти четыре составляющие можно назвать собственными магнитными элементами. Но В не может быть определено полностью только этими элементами. Чтобы определить азимут Н, нужно выбрать некоторое нулевое направление, от которого можно отсчитать магнитное склонение D. В качестве такого направления выбрано направление на северный географический полюс. Так как ось вращения Земли не связана непосредственно с конфигурацией геомагнитного поля, D (как и X, Y) определяется относительно условного направления, принятого на основе простого соглашения. Поэтому D, X и Y можно назвать относительными магнитными элементами.
4. Индексы, характеризующие геомагнитные вариации
1) Локальный К-индекс – квазилогарифмический индекс (увеличивается на 1 при увеличении возмущённости ≈ в 2 раза), вычисляемый по данным конкретной обсерватории за 3-х часовой интервал времени. Таким образом, мы имеем 8 К-индексов для каждых гринвичских суток. Для одного интервала используются магнитограммы для трёх компонентов (, D —магнитное склонение, т.е. угол между плоскостями гринвичского и магнитного меридианов; Н —магнитный меридиан, азимут которого определяется по D; Z —показатель напряженности магнитного поля по вертикали, см. рис.10) на каждой станции. Для каждой компоненты оценивается амплитуда r в течении интервала учитывается поправка на вариации солнечно-суточные (Sq), лунно-суточные (L), а когда необходимо, вариации радиационного излучения (Sqа). (Sqа исключаются, т.к. они обусловлены рентгеновским и ультрафиолетовыми излучениями из областей солнечных вспышек, а не потоком солнечной плазмы.)
Наибольшая из трёх амплитуд в каждом временном интервале. используется для К-индекса. Для каждой обсерватории имеется таблица, дающая пределы r, определяемое полулогафмической шкалой, для каждой из 10 величин К. Например, таблица.1 для обсерваторий на широте 50°.
Таблица 1.
| r(g) | 0 ô 5ô 10ô 20ô 40ô 70 ô 120 ô 200ô 300 ô>500ô |
| K | 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 |
2) Трёхчасовой планетарный Кр- индекс, введенный Бартельсом в 1939г., усреднённые К–индексы для 12 выбранных обсерваторий, расположенных в северном и южном полушариях, от умеренных широт вплоть до 63°(изменяется от 0 до9).
Таблица 2.
| Обсерватория | Широта | Обсерватория | Широта |
| Минук (Канада) | 61,8°N | Руде Сков (Дания) | 55,9°N |
| Ситка (Аляска) | 60,0 | Вингст (Ирландия) | 51,6 |
| Лервик (Шотландия) | 62,5 | Виттевин (Голландия) | 54,1 |
| Эксдалемьюр (Шотландия) | 58,5 | Хартланд (Англия) | 54,6 |
| Лёво (Швеция) | 58,1 | Ажинкоурт (Канада) | 55,1 |
| Фредериксбург (США) | 49,6 | Амберлей (Новая Зеландия) | 47,7°S |
Кр – индекс отражает флуктуации электрического тока, не учитывая структуру поля возмущения. Интерпретация связи между Кр – индексом и другими геомагнитными данными не всегда прямая. Одна из причин заключается в том, что 12 станций, участвующих в определении Кр – индекса, расположены в субавроральной зоне. Это указывает на то, что большие значения Кр, как 6, 7, 8, 9, обусловленные главным образом полярными магнитными возмущениями. С другой стороны, низкие значения Кр могут быть следствиями других типов геомагнитных возмущений.