авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 7 |

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ ЦЕНТР РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК На правах рукописи ...»

-- [ Страница 2 ] --

На данный момент Российский сегмент представлен пятью обсерваториями в поселке Борок (BOX) [Chulliat and Anisimov, 2008] (рис. 1.8), городах Иркутск (IRT), Новосибирск (NVS), Магадан (MGD) и Якутск (YAK). Регистрация данных о магнитном поле Земли осуществляется в виде временных рядов. Обсерватории расположены по всему земному шару и каждая из них обладает оборудованием, необходимым для цифровой регистрации абсолютных значений трех компонент и модуля вектора магнитного поля Земли в точке [Jankowski and Sucksdorff, 1996;

Turner et al., 2007].

Согласно стандартам ИНТЕРМАГНЕТ, минимальный комплект оборудования включает в себя:

1. Феррозондовый магнитометр на немагнитном теодолите (деклинометр/инклинометр) для измерения абсолютных значений магнитных склонения и наклонения;

2. Скалярный протонный магнитометр для измерения абсолютного значения полной напряженности магнитного поля Земли;

3. Векторный феррозондовый магнитометр (вариометр) для измерения вариаций компонент магнитного поля Земли;

4. Система сбора и регистрации данных (аппаратно-программный комплекс), поступающих с векторного и скалярного магнитометров в непрерывном режиме.

Рис. 1.8. Павильоны для электромагнитных измерений в Геофизической обсерватории «Борок» (код IAGA – BOX). Дом для абсолютных измерений – первый справа, дом для измерения вариаций — первый слева [Chulliat and Anisimov, 2008].

Векторный феррозондовый магнитометр предназначен для мониторинга вариаций компонент вектора магнитного поля. Как правило, векторные данные выражаются либо в декартовых компонентах X (север), Y (восток) и Z (вниз), либо в горизонтально-полярных компонентах: горизонтальная интенсивность H = (X2 + Y2)1/2, склонение D = arctan (Y/X) и Z (вниз) [Love, 2008;

Jankowski and Sucksdorff, 1996]. Формально, склонение – это угол направления горизонтальной компоненты H магнитного поля. Качественно работающая обсерватория производит данные с небольшим дрейфом в точности измерений: обычно такой дрейф составляет менее 20 нТл ежегодно. Однако, ионосферные и магнитосферные исследования, а также картографирование глобального магнитного поля за длительный срок требуют более точных данных. В связи с этим, на современной обсерватории также установлен магнитометр, основанный на протонной прецессии, для измерения абсолютного значения полной напряженности магнитного поля F = (X + Y + Z2)1/2.

На 2 обсерватории также установлен зафиксированный теодолит с интегрированным на телескопе феррозондовым магнитометром (деклинометр/инклинометр). Примерно раз в неделю работник обсерватории, используя деклинометр/инклинометр, производит серию измерений для получения значений магнитного склонения D и магнитного наклонения I = arctan(Z/H). Эти абсолютные значения магнитных углов используются в дальнейшем для калибровки данных, полученных вариометром, с целью компенсации долгосрочного дрейфа. Окончательные данные (definitive), прошедшие обработку, имеют абсолютную точность выше 5 нТл, что позволяет проводить содержательный анализ магнитных вариаций на различных временных масштабах [Love, 2008]. Обработанные окончательные данные подготавливаются сотрудниками обсерваторий и узлов сбора данных и становятся доступными для мирового научного сообщества с задержкой более 1 года с момента их регистрации. Ежегодно независимая группа экспертов осуществляет проверку регистрируемых данных. Предварительные и окончательные данные доступны на сайте ИНТЕРМАГНЕТ по адресу http://www.intermagnet.org.

Каждый год руководство ИНТЕРМАГНЕТ устраивает рабочие встречи, где обсуждаются такие вопросы как новые стандарты для обсерваторий, анализ новых заявок на участие в сети и их соответствие принятым стандартам, принципы обработки и передачи накопленных данных, перспективы развития узлов сбора данных и т.д. На встречи также приглашаются представители отдельных обсерваторий.

1.2.2. Принципы работы и взаимодействия геомагнитного оборудования Измерения магнитного поля феррозондовым магнитометром (fluxgate sensor) основываются на нелинейном соотношении между индуцирующим и индуцированным магнитным полем в таких материалах как ферромагнетики. Обычно устройство состоит из двух идентичных катушек намотанных на параллельные ферромагнитные сердечники, причем соединение катушек таково, что индуцированные магнитные поля в сердечниках находятся в противофазе. Переменный ток, протекающий по катушкам подбирается так, чтобы сердечники полностью намагничивались в точности за полупериод колебаний. Если имеется постороннее магнитное поле, ориентированное вдоль сердечников, то насыщение магнетизации будет происходить быстрее в одном полупериоде и медленней в другом.

Далее чувствительный к сдвигу фаз датчик покажет разность фаз индукционных и накачивающих токов. Важно отметить, что эффект связан с сонаправленностью магнитного поля и сердечников, то есть измерение магнитного поля дает лишь проекцию на направление [Turner et al., 2007]. Отсюда вытекает возможность измерения компонент вектора, в частности одновременного измерения (рис. 1.9).

Рис. 1.9. Феррозондовый магнитометр модели IPGP VM391, установленный в Геофизической обсерватории «Борок» [Chulliat and Anisimov, 2008].

Соответствующий датчик может быть расположен так, что сердечники катушек параллельны какой-либо настраиваемой оси (оптической оси немагнитного теодолита в случае деклинометр/инклинометра) или вертикальной плоскости, проходящей через отвес (в случае вариометров с подвешенным датчиком) [Jankowski and Sucksdorff, 1996].

Идея скалярного измерения магнитного поля (измерения интенсивности поля) основана на том, что для протона спиновый момент L и магнитный момент M параллельны, их отношение (в фиксированной системе единиц) называется протонным гиромагнитным отношением. При включении внешнего магнитного поля, магнитный момент возмущается, стало быть, изменяется проекция параллельного ему спина, возникает то, что в квантовой механике называется Ларморовская прецессия протона, методы измерения частоты этой прецессии были разработаны более полувека назад.

Величина этой (быстро затухающей) прецессии связана с интенсивностью возмущающего магнитного поля, что и дает метод «протонной прецессии» для измерения интенсивности.

Достижимая здесь точность порядка 0.1 нТл. Эффект Оверхаузера состоит в некоторой модернизации указанной технологии: вначале с помощью частот накачки, можно переводить спины электронов в высокоэнергетическое состояние, в так называемый электронный магнитный резонанс. При этом в целом атоме возникает поляризация, которая усиливает прецессию. Речь идет здесь о достаточно кратковременных процессах, поэтому все измерения повторяются с некоторой частотой (килогерцы), задаваемой внешним источником. Таким образом, достигается точность порядка 1 пикотеслы, но по сравнению с обычным протонным прецессионным магнитометром (PPM) датчик, основанный на эффекте Оверхаузера, может использоваться менее продолжительное время (обычно 5 лет) [Turner et al., 2007].

Совместное использование феррозондовых датчиков в вариометрах и инклинометрах а также абсолютных датчиков направлено на то, чтобы все компоненты магнитного поля были бы измерены в хорошо определенном базисе. При этом инклинометр/деклинометр (рис. 1.10) используется для привязки к геодезическим осям (для этого и нужен теодолит), подвешенный датчик вариометра дает измерения с хорошо определенной вертикальной осью но оба они нуждаются в абсолютной калибровке, для чего используется скалярный магнитометр. Блок сбора данных, представляющий собой специально разработанный компьютер и программное обеспечение, необходим для оцифровки, сохранения и архивации данных, регистрируемых вариометром в непрерывном режиме. Данные, накопленные за сутки, ежедневно должны отправляться из блока сбора данных в центральный узел сбора данных ИНТЕРМАГНЕТ. Набор этих инструментов является минимально необходимым для оборудования магнитной обсерватории [Turner et al., 2007;

Chulliat et al., 2009а].

Рис. 1.10. Интерьер дома для проведения абсолютных измерений при помощи деклинометра/инклинометра на базе теодолита [Chulliat and Anisimov, 2008].

Местная съемка геомагнитных вариаций по пространству достигается одновременным использованием одного зафиксированного скалярного магнитометра и градиометра, состоящего фактически из двух одинаковых скалярных магнитометров. В результате принимаются решения о пригодности выбранных мест для создания обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ по результатам местной магнитной съемки.

1.2.3. Подготовительные работы по созданию геомагнитной обсерватории Перед установкой геомагнитного оборудования требуется проведение тщательной работы по выбору подходящего места для размещения каждой обсерватории.

Геомагнитные обсерватории устанавливаются для работы в течение длительного времени.

Одна из их основных задач состоит в регистрации геомагнитного векового хода. В рамках этой задачи, десять или даже сто лет считается коротким временем. Поэтому, выбор места для обсерватории является крайне важной задачей: изменения магнитных характеристик в окрестности не допустимы. Магнитные свойства в зоне планируемой обсерватории должны быть изучены тщательно заранее. Магнитные карты местности дают лишь общее впечатление о магнитной однородности запланированной области. Но местная съемка с разрешением в метры обязательно должна быть проведена в месте строительства помещений, так как мелкомасштабные вариации также могут иметь значительные градиенты [Turner et al., 2007;

Chulliat et al., 2009а].

Местная съемка геомагнитных вариаций по пространству достигается одновременным использованием двух протонных магнитометров, один из которых зафиксирован, а второй перемещается по прямоугольной сетке, узлы которой расположены приблизительно через 1 метр или меньше. В частности следует выбирать область так, чтобы горизонтальные и вертикальные градиенты оказались менее 1 нТл на метр.

Среди требований к территории обсерватории выделим те, которые связаны не просто с магнитной съемкой на местности, но со стабильностью магнитных характеристик во времени. Нестабильность может быть связана, например, с возвратными токами, так например, геомагнитные наблюдения в Брорфельде (Дания, код обсерватории ИНТЕРМАГНЕТ — BFE) выявили скачки 6 нТл по горизонтальной компоненте поля и нТл по вертикальной компоненте. Косвенный источник этих скачков – проходящий в значительном удалении кабель по которому течет постоянный ток в 1500 А из Центральной части Европы в Скандинавию. Обычно такие кабели содержат лишь фазовый провод, так что возвратные токи передаются через заземление. Подобный эффект в более скромных масштабах например наблюдается вблизи тех железных дорог РФ, где задействованы электровозы постоянного тока. Важный фактор составляют пиковые нагрузки – именно они индуцируют возвратные токи большой мощности, при этом предсказать собственно район, где можно будет наблюдать магнитные эффекты этих возвратных токов по-видимому невозможно при современных технологиях. Поэтому проверка стабильности градиентов во времени должна быть проведена непосредственно [Turner et al., 2007].

Поскольку морская вода хорошо проводит электричество, возвратные токи более интенсивны в морях и соленых водоемах вообще, косвенным следствием является то, что магнитные обсерватории в прибрежной зоне будут значительно лучше фиксировать вариации, связанные с этими токами. Таким образом, в приморской зоне строительство обсерваторий (включающих анализ базовой линии для системы вариометров) нежелательно.

Необходимое удаление от объектов, продуцирующих магнитное поле – железные дороги, мощные линии энергопередач постоянного тока – в целом оценивается десятками километров, но в каждом случае точнее можно будет сказать только после детальной магнитной съемки на местности, проверки ее стабильности во времени: только смена энергонагрузки на электрические сети выявляет изменения градиента [Chulliat et al., 2009а].

В дополнение к магнитным свойствам зоны обсерватории, следует принимать в расчет многие другие факторы: например, обсерватории, обслуживаемые людьми, должны располагаться не слишком далеко от цивилизации, иначе они не смогут привлечь к себе квалифицированный персонал. С другой стороны, обсерватория должна оставаться достаточно далеко от возмущений, производимых людьми. Деятельность, связанная со строительством зданий, сложно предсказуема на десятилетия или столетия вперед, однако необходимо стараться учесть и это. В любом случае, для обсерватории должна быть отведена довольно большая территория радиусом порядка 300 м, отмеренным от помещения для абсолютных измерений и как минимум на расстоянии 1 км от ближайшей железной дороги. Если железная дорога электрическая, расстояние должно составлять несколько километров, а в случае поездов на постоянном токе — десятки километров, в зависимости от проводимости земли.

1.2.4. Абсолютные измерения офсетным методом Абсолютные измерения производятся на обсерватории в «абсолютном» павильоне примерно 1-2 раза в неделю при помощи одноосевого феррозондового магнитометра, установленного на немагнитном теодолите, и скалярного магнитометра [Jankowski and Sucksdorff, 1996]. Абсолютные измерения заключаются в определении абсолютных значений склонения Dabs, наклонения I abs и полной напряженности Fabs магнитного поля в заданной точке («абсолютный» пиллар) в географической системе координат. По ним вычисляются также горизонтальная и вертикальная компоненты H abs и Z abs :

H abs Fabs cos I abs, (1.1) Z abs Fabs sin I abs.

Офсетный метод абсолютных измерений заключается в измерении погрешностей при восьми положениях теодолита, перпендикулярных магнитному вектору. При измерении склонения D эти положения находятся в горизонтальной плоскости, и они перпендикулярны горизонтальной компоненте H:

1. Сенсор сверху, теодолит направлен на восток;

2. Сенсор снизу, теодолит направлен на запад;

3. Сенсор снизу, теодолит направлен на восток;

4. Сенсор сверху, теодолит направлен на запад.

При измерении наклонения I положения находятся в вертикальной плоскости, и они перпендикулярны полному вектору F:

5. Сенсор сверху, теодолит направлен на север;

6. Сенсор снизу, теодолит направлен на юг;

7. Сенсор снизу, теодолит направлен на север;

8. Сенсор сверху, теодолит направлен на юг.

Наблюдателем находится положение теодолита 1, близкое к перпендикуляру компоненте H. Далее положения 2-4 последовательно устанавливаются путем вращения теодолита на 180о либо в вертикальной, либо в горизонтальной плоскостях. Аналогично происходит в случае положений 5-8 для измерения I. При каждом из положений регистрируются значения с датчика магнитометра M(i), i=1,…,8. Они представляют собой значения проекции вектора на ось сенсора магнитометра. Эти значения, как правило, малы, поскольку сенсор во всех положениях почти перпендикулярен вектору. Введем следующие обозначения:

Aref – азимут миры;

Amark – угол в шкале теодолита в горизонтальной плоскости, соответствующий азимуту миры;

PDD – угол в шкале теодолита в горизонтальной плоскости, при котором начинается измерение склонения D, т.е. соответствует положению 1;

PDI – угол в шкале теодолита в вертикальной плоскости, при котором начинается измерение наклонения I, т.е. соответствует положению 5. При этом угол в горизонтальной плоскости выставляется на PDD-90o;

Fabs(i) – абсолютное значение F, полученное на абсолютном пилларе в момент i-го измерения, i=1,…,8;

PDDerr(i), i=1,…,4 – угол в шкале теодолита, недостающий до перпендикулярности теодолита компоненте H при измерении D в положениях 1,…,4;

PDIerr(i), i=1,…,4 – угол в шкале теодолита, недостающий до перпендикулярности теодолита вектору F при измерении I в положениях 5,…,8.

Сначала вычисляются PDIerr(i) по формулам:

M ( j) PDIerr (i) arcsin, i 1,..., 4, j 5,...,8.

Fabs ( j ) Поскольку в теодолите углы в вертикальной плоскости отсчитываются от зенита, для I имеем среднюю ошибку в виде:

PDIerr (1) PDIerr (2) PDIerr (3) PDIerr (4) PDIerr.

Смена знаков в числителе компенсирует тот факт, что при перевороте сенсора через зенит в вертикальной плоскости, или при повороте сенсора на 180 о в горизонтальной плоскости происходит смена знака в показаниях датчика магнитометра.

Таким образом, окончательная формула для Iabs:

I abs PDI PDIerr.

Для D средняя ошибка рассчитывается с использованием полученного Iabs. Сначала вычисляются PDDerr(i):

M (i) PDDerr (i) arcsin, i 1,..., 4, H abs (i) где Habs(i) –абсолютное значение H в момент i-го измерения (i=1,…,4), рассчитанное как H abs (i) Fabs (i) cos( I abs ).

Таким образом, в случае D средняя ошибка будет PDDerr (1) PDDerr (2) PDDerr (3) PDDerr (4) PDDerr, а Dabs будет рассчитываться по формуле:

Dabs PDD PDDerr 900 Aref Amark.

В данной формуле ( PDD PDDerr ) отражает искомый угол, перпендикулярный к H в шкале теодолита, ( PDD PDDerr 900 ) – угол в шкале теодолита, соответствующий направлению H, ( Aref Amark ) – разница между известным азимутом и соответствующим показанием теодолита в горизонтальной плоскости, которая используется для приведения шкалы теодолита к шкале реальных углов в горизонтальной плоскости.

1.2.5. Расчет базовой линии и временная привязка 1.2.5.1. Базовая линия После получения абсолютных значений компонент поля в точке расположения абсолютного пиллара встает задача привязать вариационные измерения компонент вектора магнитного поля к этим абсолютным значениям. Задача осложняется тем фактом, что измерение трех компонент поля при помощи векторного магнитометра осуществляется вдоль осей, не совпадающих с осями географической системы координат (рис. 1.11). Это обстоятельство обусловлено естественной погрешностью при физической установке прибора.

Рис. 1.11. Ориентация векторного магнитометра относительно географической системы координат в горизонтальной плоскости. dX и dY – непрерывные измерения вариаций горизонтальных компонент (северной и восточной) векторным магнитометром.

В измерениях, полученных феррозондовыми векторными магнитометрами, иногда наблюдается дрейф, обусловленный либо температурными вариациями, либо старением блока электроники. Для периодической калибровки векторного магнитометра и компенсации возможного наклона пиллара, на котором установлен магнитометр, регулярно производятся абсолютные измерения компонент вектора магнитного поля.

Полученные абсолютные значения используются для расчета калибровочной кривой, которая называется базовой линией [Peltier and Chulliat, 2010].

На векторных магнитометрах FGE диапазон измерения dX, dY (рис. 1.11) и dZ составляет 10 В, при этом 10 В примерно соответствует 3895 нТл. C учетом того, что абсолютные значения компоненты X обычно лежат в пределах первых десятков тысяч нТл, появляется необходимость в уточнении некоторого квазипостоянного слагаемого X (рис. 1.11). X 0 называется значением базовой линии компоненты X, а его уточнение происходит при каждой новой серии абсолютных измерений. В результате абсолютных измерений также уточняются значения базовых линий D0 (рис. 1.11) и Z 0 для склонения и вертикальной компоненты соответственно.

Непрерывные векторные измерения из обсерваторий публикуются в географической системе координат. Для того, чтобы установить взаимосвязь между векторными и абсолютными измерениями, которые осуществляются в географической системе координат, вводятся следующие формулы:

H abs ( X 0 dX )2 dY 2, dY dY dY D0 arctan, Dabs D0 arcsin D0 arctan H dY 2 X 0 dX H abs (1.2) abs Z abs Z0 dZ, Fabs F0 dF, где dZ и dF – непрерывные измерения вариаций вертикальной компоненты векторным магнитометром и полной напряженности поля скалярным магнитометром.

По формулам (1.2) вычисляются значения базовой линии X 0 (нТл), D0 (град), Z (нТл) и F0 (нТл) для горизонтальной северной компоненты, склонения, вертикальной компоненты и полной напряженности соответственно. Эти значения соответствуют полученным абсолютным измерениям Dabs, I abs и Fabs. Сами базовые линии представляют собой сплайны, построенные по X 0, D0, Z 0 и F0.

1.2.5.2. Временная привязка абсолютных значений и значений базовой линии Полученному значению Dabs присваивается среднее время TD измерений M(i) в положениях i=1,…,4, а полученному значению I abs присваивается среднее время TI измерений M(i) в положениях i=5,…,8. Fabs рассчитывается как среднее по четырем значениям Fabs(i), i=5,…,8, и полученному значению присваивается время TI.

Согласно формуле (1.2) для расчета X 0 и D0 требуется значение H abs. Поскольку H abs рассчитывается через Fabs (1.1), то H abs присваивается также время TI. Для расчета X 0 согласно формуле (1.2) значения dX и dY также берутся за момент времени TI. Тем самым, X 0 присваивается время TI. Аналогично, значению Z 0 присваивается время TI.

В случае D0 ситуация выглядит не так однозначно. Как было отмечено ранее, H abs соответствует время TI, однако при расчете D0 по формуле (1.2), помимо H abs, используются значения Dabs и dY. В этом случае берутся значения Dabs и dY за момент времени TD, и D0 также присваивается время TD. Максимальные колебания H abs за день составляют примерно 50 нТл/день, само значение составляет примерно 21000 нТл, а dY, как правило, принимает значения в пределах 100 нТл. Таким образом, в слагаемом dY в формуле (1.2) расхождением по времени между dY и H abs можно arcsin H abs пренебречь.

1.2.6. Квазиокончательные данные Как было сказано выше, на магнитных обсерваториях производятся два типа данных: предварительные данные, доступные в течение 72 часов в случае обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ, и окончательные данные, доступные не чаще, чем раз в год. В окончательных данных учтена поправка на изменения базовой линии, в то время как предварительные данные не скорректированы должным образом. Последние служат материалом для изучения быстрых вариаций поля, обусловленных внешними источниками.

Многие пользователи и группы исследователей нуждаются в непрерывном доступе к данным, скорректированным относительно базовой линии. Основные задачи, которые требуют наличие таких квазиокончательных (quasi-definitive) данных, включают в себя моделирование геомагнитного поля и расчет индексов геомагнитной активности. Так, глобальные модели разложения современного поля по сферическим гармоникам обычно основываются на совокупности данных, полученных со спутников [Lesur et al., 2008;

Olsen et al., 2009] и на обсерваториях. Полностью откалиброванные данные со спутников Oersted и CHAMP [http://www-app2.gfz-potsdam.de/pb1/op/champ/] становятся доступными в течение нескольких дней после ввода в эксплуатацию. Годовая задержка в подготовке окончательных обсерваторских данных тем самым мешает строить модели текущего магнитного поля Земли. По той же причине ограничена пригодность обсерваторских данных для расчета и проверки модели Международного эталона геомагнитного поля (International Geomagnetic Reference Field – IGRF), осуществляемые каждые пять лет [Macmillan and Maus, 2005;

http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vmod/igrf.html]. Наличие квазиокончательных данных также позволило бы улучшить качество оперативных версий геомагнитных индексов, таких как Dst.

В работе [Peltier and Chulliat, 2010] предложен оригинальный метод для подготовки квазиокончательных данных в конце каждого календарного месяца, используя временные базовые линии. Для апробации метода использовались предварительные и окончательные данные девяти обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ за 2008 г. (рис. 1.12). Ежемесячные квазиокончательные данные за 2008 г., полученные предложенным методом, сравнивались с официальными окончательными данными за тот же период. Полученные временные базовые линии оказались очень близки к окончательным, хотя за интервалы нескольких дней в конце каждого месяца наблюдались некоторые расхождения. Тем не менее, средние значения и среднеквадратические отклонения разницы между квазиокончательными и окончательными данными не превышали 0.3 нТл. Такой показатель полностью удовлетворяет соответствующий стандарт точности ИНТЕРМАГНЕТ, допускающий вариативность базовой линии в 5 нТл за год. Этот результат демонстрирует перспективность оперативной подготовки квазиокончательных данных на большинстве обсерваторий типа ИНТЕРМАГНЕТ.

Рис. 1.12. Расположение девяти обсерваторий, на которых испытывался метод расчета квазиокончательных данных.

Алгоритм расчета квазиокончательных данных после окончания месяца М года Г (далее М/Г) выглядит следующим образом:

1. Предварительная обработка данных, заключающаяся в удалении выбросов и скачков на предварительных минутных или секундных данных;

2. Расчет временной базовой линии за период с 1 декабря года (Г-1) по последнее число М/Г. При расчете используются абсолютные измерения, проводимые минимум один раз в неделю согласно требованиям ИНТЕРМАГНЕТ. Для аппроксимации разницы между абсолютными измерениями и показаниями вариометра используется сглаживание кубическими сплайнами;

3. Расчет квазиокончательных данных с поправкой на базовую линию, полученную на втором шаге, за период с 1 января года Г по последнее число М/Г и их окончательная проверка экспертом. Контроль качества включает в себя визуальную проверку временных базовых линий и удаление на них выбросов, проверку связности между полученными квазиокончательными данными и окончательными данными за предыдущий год, оценку разности между скалярными данными и модулем вектора поля, рассчитанным по векторным данным, а также визуальную проверку всех компонент на разных временных масштабах.

Используя описанный подход, рассчитываются двенадцать последовательных массивов квазиокончательных данных за год Г. При этом, каждый последующий массив заменяет предыдущий. Впрочем, в работе [Peltier and Chulliat, 2010] показано, что ко многим обсерваториям применима модификация этого метода, при которой на третьем шаге рассчитываются квазиокончательные данные только за М/Г.

Полученные таким образом базовые линии немного отличаются от окончательных базовых линий за 2008 г., которые были опубликованы на INTERMAGNET DVD. Однако было установлено, что разница между опубликованными окончательными и квазиокончательными данными не превышала 1 нТл. На рис. 1.13 показаны окончательные и построенные последовательно временные базовые линии, относящиеся к обсерваториям BOX и TAM.

Рис. 1.13. Отображение временных базовых линий H0, D0 и Z0, которые рассчитывались каждый месяц для обсерваторий BOX и TAM. Красным цветом показана окончательная базовая линия. Крестиками помечены абсолютные измерения. Для лучшей читаемости вертикальная шкала для каждой компоненты и каждой обсерватории индивидуальна.

Для оценки качества квазиокончательных данных был осуществлен статистический анализ разницы между построенными последовательно массивами минутных квазиокончательных данных и окончательными минутными данными за 2008 г. девяти магнитных обсерваторий, перечисленных выше. Для всех обсерваторий и средние значения, и среднеквадратичные отклонения этой разницы составляли очень малые значения (менее 0.05 нТл на CLF, LZH, MBO, до 0.3 нТл на BOX), что укладывается в порог нТл стандарта точности данных ИНТЕРМАГНЕТ. Наибольшие среднеквадратичные отклонения, наблюдаемые, например, в феврале на обсерватории BOX (рис. 1.14), в июне на KOU, или в декабре на PPT, относятся к месяцам, за которые окончательная базовая линия сильно искривлена [Peltier and Chulliat, 2010].

Рис. 1.14. Изменение среднего значения и среднеквадратичного отклонения (представлены в виде планок погрешностей) разницы (в нТл) между квазиокончательными и окончательными минутными данными по компоненте X девяти выбранных обсерваторий за 2008 г.. Среднее значение и среднеквадратичное отклонения за месяц n рассчитывались по всем данным с января по месяц n. Для лучшей читаемости вертикальные шкалы подобраны индивидуально для каждой обсерватории.

1.2.7. Регистрация секундных данных На сегодняшний день, согласно стандартам ИНТЕРМАГНЕТ, регистрация данных осуществляется с частотой 1/60 Гц. При этом, сами измерения, как правило, производятся с большей частотой (напр., 1/5 Гц или 1 Гц). Таким образом, при фильтрации и оцифровке наблюденных данных предполагается поминутное усреднение [St-Louis, 2008]. Однако ряд обсерваторий уже осуществляет регистрацию данных с частотой 1 Гц [Chulliat et al., 2009а, 2009б;

Worthington et al., 2009]: так, например, обсерватория Kakioka (KAK) в Японии производит секундные данные в непрерывном режиме с 1983 года [Love, 2008]. В ближайшее время в рамках стандарта ИНТЕРМАГНЕТ планируется повышение частоты регистрации до 1 Гц, что повлечет за собой модернизацию оборудования на многих обсерваториях и узлах сбора данных сети.

На сегодняшний день магнитные обсерватории ИНТЕРМАГНЕТ предоставляют оцифрованные минутные данные. Двадцать лет тому назад, когда была образована сеть ИНТЕРМАГНЕТ, распространение таких данных представляло собой существенный прорыв по отношению к аналоговым, часовым данным, которые были все еще единственным видом наблюдений на многих обсерваториях. Тем не менее, в 2003 г.

участники ИНТЕРМАГНЕТ пришли к выводу, что обсерваториям необходимо развиваться в направлении регистрации секундных данных для соответствия другим наземным сетям (таким как IMAGE, CANOPUS, GMC и др.) и магнитным спутникам (таким как rsted и CHAMP), которые к тому моменту уже на постоянной основе осуществляли регистрацию и распространение секундных данных. Опрос пользователей, проведенный председателем исполнительного комитета ИНТЕРМАГНЕТ Дж. Ловом в 2005 г. [Love, 2005], помог оценить потребности научного сообщества, нуждающегося в секундных магнитных данных, и приступить к переходу на секундную регистрацию данных.

Наибольшая потребность в секундных данных исходит от космофизиков, изучающих быстрые вариации внешнего происхождения, такие как УНЧ-волны (напр.

, [Uozumi et al., 2000]) и внезапные импульсы (напр., [Chi and Russell, 2005]). Например, пульсации Pi2 могут быть использованы для распознавания начала суббурь (напр., [Kennel, 1996]). Учитывая глобальное географическое покрытие обсерваториями [Love, 2008], сеть ИНТЕРМАГНЕТ крайне эффективно дополнила бы региональные наземные сети путем предоставления секундных данных в изолированных местах, не покрытых региональными сетями. Появится также возможность по-новому взглянуть на долгосрочные изменения ионосферы и магнитосферы, используя наземные секундные данные, поскольку обсерватории представляют собой устойчивую инфраструктуру, способную функционировать в течение десятилетий. Эти данные представляют собой ценность и для научного сообщества в области геомагнетизма, исследующего ионосферные магнитные поля, такие как Sq-поле и экваториальный электроджет (напр., [Manoj et al., 2006]). Спутники, предназначенные для магнитных измерений, такие как CHAMP [http://www-app2.gfz-potsdam.de/pb1/op/champ/], летают по квазиполярной орбите на скорости примерно 7 км/с. Тем самым, они покрывают расстояние около 420 км за промежуток времени между двумя последовательными минутными измерениями, осуществляемыми на близлежащих обсерваториях. При этом ширина экваториального электроджета составляет около 600 км. Таким образом, синхронизированные наземные и спутниковые данные внесут большой вклад в понимание пространственно-временных характеристик ионосферных токов, таких как экваториальный электроджет. Сегодня все больше обсерваторий осуществляют регистрацию секундных данных, и в рамках ИНТЕРМАГНЕТ ведется работа по реализации возможности распространения этих данных в режиме квазиреального времени.

Однако по-прежнему, главной проблемой перехода на секундный стандарт остается сложность очистки предварительных данных от техногенных аномалий. При секундной регистрации количество техногенных возмущений на магнитограммах становится несравнимо большим, чем в случае минутной регистрации. В огромной мере возрастает вероятность ошибок и субъективного подхода экспертов. Это делает преобразование предварительных данных в окончательные крайне затруднительным, а иногда и невозможным.

Опрос пользователей, проведенный Дж. Ловом в 2005 г. [Love, 2005], позволил выявить ряд требований к секундным данным, отражающих всеобщее мнение:

Разрешение данных должно составлять 10 пТл, абсолютная точность данных не имеет значения;

Каждое измерение должно быть центрировано на секунде всемирного времени (UT) при временной точности около 10 мс. Некоторые пользователи отметили необходимость в повышенной временной точности (1 мс) в целях изучения распространения волн;

Секундные данные должны быть получены путем фильтрации данных, зарегистрированных с более высокой частотой, при помощи цифрового фильтра, например, гауссовского фильтра с предельной частотой между 0.3 и 0.5 Гц.

Эти требования впоследствии были утверждены ИНТЕРМАГНЕТ. Требование, связанное с разрешением данных, было повышено до 1 пТл на ежегодной встрече в г.

Голдене (шт. Колорадо, США) в 2008 г.

Другое требование, которое возникло в результате опроса пользователей и последующих дискуссий, было связано с тем, что шумовой спектр магнитометра не должен превышать спектра геомагнитного сигнала на частотах между 0 и 1 Гц. Однако спектр геомагнитного сигнала резко убывает с частотой, и его типичное значение составляет 1 пТл/ Гц на частоте 1 Гц. Тем самым, подобное требование становится невыполнимым для большинства (если не всех) существующих феррозондовых магнитометров, у которых собственный приборный шум принимает более высокие значения на частоте 1 Гц. Для полного удовлетворения данного требования должны быть разработаны новые, малошумящие феррозондовые магнитометры [Chulliat et al., 2009б].

1.3. Источники и методы оценки геомагнитной активности 1.3.1. Воздействие солнечного ветра на геомагнитное поле Говоря о солнечно-земных связях, необходимо сразу подчеркнуть, что существуют два канала передачи энергии от Солнца к Земле – электромагнитное и корпускулярное излучения. Первое из них считается основным: именно по нему к Земле поступает основная доля энергии Солнца – на каждый квадратный метр земной поверхности приходит около 1.37 кВт/с. Этот поток энергии лежит преимущественно в видимом и инфракрасном диапазонах длин волн и отличается постоянством – его изменения не превышают долей процента, благодаря чему он даже носит название солнечная постоянная. Достигая Земли за 8 мин, поток, который поглощается в основном атмосферой и поверхностью Земли, играет важную роль в атмосферной погоде.

Электромагнитное излучение в ультрафиолетовом и рентгеновском диапазонах претерпевает значительные изменения при развитии активных процессов на Солнце.

Потоки энергии в названных диапазонах крайне малы – даже когда во время сильнейших солнечных вспышек поток рентгеновского излучения возрастает на три порядка, суммарный поток энергии остается на шесть порядков меньше солнечной постоянной [Ермолаев, Ермолаев, 2009]. Если основной поток солнечного излучения в видимом и инфракрасном диапазоне необходим для существования биосферы, то солнечное рентгеновское и ультрафиолетовое излучения губительны для живой материи. К счастью, они практически полностью поглощаются еще в атмосфере Земли при ионизации ее верхних слоев [Петрукович и Зеленый, 2001].

Второй канал – корпускулярное излучение – является ключевым в «космической погоде» и именно он будет рассматриваться в дальнейшем.

Корпускулярное излучение состоит из солнечного ветра и космических лучей. В последнее время космические лучи принято называть энергичными частицами, что лучше отражает их физическую сущность, так как они представляют собой заряженные частицы (электроны, протоны и ионы), разогнанные до колоссальных (часто релятивистских) скоростей. Эти частицы бывают галактического и солнечного происхождения. Первые рождаются за пределами Солнечной системы. В среднем, их поступление на орбиту Земли меньше поступления частиц солнечного происхождения. Возрастание активности Солнца приводит к уменьшению потока этих частиц. Во время активных процессов на Солнце (вспышки, разрушение арок, корональные выбросы и т.п.) (рис. 1.15) и в межпланетной среде (главным образом, на ударных волнах) происходит ускорение энергичных частиц солнечного происхождения.

Рис. 1.15. Изменение годового числа солнечных пятен с 1700 по 2006 гг., указывающее на цикличность солнечной активности (~ 11 лет).

По существу, энергичные частицы – это радиация, которая может проникать внутрь тел и разрушать молекулы живой и неживой природы. К счастью, поверхность Земли надежно защищена магнитосферой и атмосферой. Однако во время космических полетов и даже трансарктических перелетов на самолете энергичные частицы могут представлять ощутимую опасность и для людей, и для электронных устройств. Именно под воздействием радиации выходит из строя значительная часть приборов космических аппаратов. Например, с этой причиной связываются сбои в работе научной аппаратуры на космических аппаратах SOHO и АСЕ в октябре–ноябре 2003 г. [Веселовский и др., 2004].

Плазма солнечной короны имеет температуру до 2·106 К, в связи с чем она не может быть полностью удержана гравитационным полем Солнца и «убегает» в межпланетное пространство, заполняя собой гелиосферу. Хотя почти вся Солнечная система находится внутри солнечной короны, плазму, удаленную от Солнца на расстояние более нескольких солнечных радиусов и имеющую характеристики, которые значительно отличаются от характеристик плазмы в основании короны, принято называть солнечным ветром. Обладая скоростью в среднем 400 км/с, он достигает Земли за 2–5 сут. При этом на орбите Земли его плотность составляет несколько ионов в 1 см3, что практически «недостижимо» в условиях наземных экспериментальных установок. Тем не менее, солнечный ветер оказывается основным агентом, переносящим энергию от Солнца к магнитосфере Земли и ее внешним оболочкам.

Происходящие в рассматриваемой системе медленные изменения, для которых характерно время порядка месяцев и более, сейчас иногда называют «Космическим климатом». Если их исключить из рассмотрения, то останется динамическая часть, характеризуемая быстрыми отклонениями от некоторой усредненной картины, которая является предметом исследований при изучении «Космической погоды».

В последние годы исследования роли магнитных бурь в жизнедеятельности человека приобретают все большее значения. Намечены пути снижения риска серьезных последствий путем принятия превентивных мер при приближении магнитных бурь.

Однако подобных исследований к настоящему моменту проведено явно недостаточно, что в основном связано с их сложностью и междисциплинарностью и необходимостью определенных знаний в смежных областях науки.

Сказанное показывает, что исследование солнечных и межпланетных источников геомагнитных бурь остается актуальной и важной задачей «Космической погоды» и ее многочисленных практических приложений. Общая концепция наших представлений об источниках бурь не менялась в течение многих лет: основным источником магнитосферных возмущений является отрицательная (южная) Bz-компонента межпланетного магнитного поля (ММП), так как в этом случае магнитосфера становится открытой, энергия может поступать из солнечного ветра в магнитосферу и приводить к магнитным бурям. Обычно ММП лежит в плоскости эклиптики и не содержит какую-либо из компонент Bz;

только возмущенные типы солнечного ветра могут содержать Bz компоненту ММП, включая и южную.

Согласно современным представлениям существуют два основных сценария передачи энергии от Солнца к магнитосфере.

Первый сценарий: 1. Солнечное возмущение (солнечная вспышка и выброс корональной массы – Coronal Mass Ejection, далее CME) межпланетное CME (ICME, Ejecta и магнитное облако – Magnetic Cloud, далее MC), включающее южную компоненту Bz ММП (Bz0) магнитная буря.

Второй сценарий: 2. Корональные дыры, формирующие быстрые потоки солнечного ветра взаимодействие быстрого потока с предшествующим медленным потоком и образование области сжатия и деформации ММП (Corotating Interaction Region, далее CIR), включающей южную компоненту Bz ММП (Bz0) магнитная буря.

Корональные дыры в отличие от вспышек и CME являются достаточно стабильными солнечными структурами и могут существовать в течение нескольких 27 суточных солнечных оборотов. Корональные дыры имеют открытую конфигурацию магнитного поля, которая позволяет короне образовывать быстрые потоки солнечного ветра.

Только те солнечные вспышки, которые связаны с CME, могут рассматриваться как кандидаты на солнечные источники магнитных бурь. Большинство вспышек не имеет никакой причинно-следственной связи с магнитными бурями [Ермолаев, Ермолаев, 2009;

Акасофу и Чепмен, 1975].

1.3.2. Магнитосферные явления Плазма солнечного ветра и плазма в окрестности Земли – практически идеальные проводники электрического тока. Поэтому, в соответствии с законами магнитной электродинамики, внешняя плазма солнечного ветра и межпланетное магнитное поле не могут вплотную приблизиться к Земле из-за ее сильного магнитного поля. В результате взаимодействия солнечного ветра и межпланетного магнитного поля с плазмой и магнитным диполем Земли образуется полость (магнитосфера), на границе (магнитопаузе) которой устанавливается баланс давлений плазмы и поля внешнего и внутреннего происхождения. Эта магнитопауза удалена в подсолнечной области на расстояние около 6104 км от Земли [Ермолаев, Ермолаев, 2009] (рис. 1.16).

Рис. 1.16. Структура магнитосферы.

Ионосфера – ближайший к поверхности Земли слой, проводящий электричество.

Она лежит на изоляторе – нейтральной атмосфере. В отличие, например, от солнечного ветра, ионосфера «умеет» проводить ток поперек силовых линий магнитного поля. Эту способность создают частые соударения ионов и электронов с нейтральными атомами, в большом количестве присутствующими на таких высотах. Сталкиваясь, заряженные частицы меняют направление движения и переходят от одной силовой линии к другой, разрушая их изоляцию. Магнитосферные токи имеют пространственную (3D) структуру, а ионосферные проистекают в 2D проводящей оболочке Земли, т.е. они горизонтальны по отношению к Земле [Брюнелли и Намгаладзе, 1988].

В первом приближении магнитосфера недоступна для внешней плазмы солнечного ветра, который может лишь изменить форму магнитопаузы в соответствии с условием баланса давлений на ней. Однако в действительности ситуация оказывается более сложной. Когда межпланетное магнитное поле (ММП) обладает компонентой, параллельной земному магнитному диполю (южная компонента ММП), в области соприкосновения противоположно направленных ММП и земного поля происходят нарушение условия идеальной проводимости плазмы и эрозия магнитного поля. В магнитосферу попадают плазма солнечного ветра и переносимая им энергия. Этот процесс называется пороговым (триггерным) механизмом. В зависимости от темпа поступления энергии возможны три сценария реакции магнитосферы.

1. Когда скорость поступления энергии меньше или равна скорости стационарной диссипации энергии внутри магнитосферы, она не изменяет своей формы – в магнитосфере не наблюдается каких-либо существенных изменений, т.е. она остается невозмущенной.

2. В случае, когда скорость поступления энергии превышает скорость стационарной диссипации, часть энергии уходит из магнитосферы по «квазистационарному каналу», что приводит к восстановлению ее состояния. Роль такого канала играют магнитные суббури [Ермолаев, Ермолаев, 2009].

Когда направление межпланетного магнитного поля становится противоположным направлению геомагнитного поля на дневной стороне, начинается процесс так называемого пересоединения. При сближении противоположно направленных силовых линий магнитное поле обращается в нуль и принцип вмороженности нарушается. Из «замкнутой» геомагнитной линии и «свободной» линии межпланетного поля образуются две «открытые» силовые линии, которые одним концом начинаются на Земле в полярной шапке, а другим – уходят в межпланетное пространство (рис. 1.17а). Пересоединение «выгодно» с энергетической точки зрения, так как суммарная длина силовых линий уменьшается. Поток солнечного ветра сносит «открытые» линии на ночную сторону.

Здесь противоположно направленные линии снова сближаются, и процесс ночного пересоединения воссоздает линии солнечного ветра и замкнутые геомагнитные линии, которые постепенно возвращаются на дневную сторону. При этом магнитосфера и ионосфера оказываются вовлеченными в круговорот – глобальную конвекцию. Скорость пересоединения на ночной стороне обычно меньше, чем на дневной, поэтому в хвосте магнитосферы происходит накопление открытых силовых линий и, следовательно, магнитной энергии. Размер полярной шапки растет, и зона аврорального овала сдвигается ближе к экватору на несколько градусов. Через некоторое время (1 - 2 часа) магнитный хвост, «переполненный» магнитным полем, теряет устойчивость, процесс пересоединения на ночной стороне принимает взрывной характер, и за несколько минут избыточные силовые линии сбрасываются. Этот циклический процесс называется магнитосферной суббурей и сопровождается значительным возмущением всей внешней магнитосферы Земли. Фактически происходит обрыв части магнитного хвоста, а его остаток поджимается к Земле (рис. 1.17б). В этот момент часть плазмы внешней магнитосферы становится «лишней» и сбрасывается по силовым линиям в авроральную зону ионосферы.

(а) (б) Рис. 1.17. Механизм пересоединения, к которому приводит взаимодействие ММП и геомагнитного поля. Происходит возникновение «открытых» силовых линий, которые начинаются в полярной шапке Земли и уходят в пространство [Петрукович и Зеленый, 2001] (а);

Эволюция отдельной силовой линии и обрыв магнитного хвоста [Харгривс, 1982] (б).

При «отрыве» магнитного хвоста электрический (хвостовой) ток, в нормальных условиях текущий поперек хвоста (рис. 1.18а), вынужден обойти этот разрыв через ближайший проводник – ионосферу, используя «резервную цепь»: вдоль силовых линий к Земле, затем через ионосферу в области ночной части полярного овала и обратно в хвост [Петрукович и Зеленый, 2001]. Вновь образуемый ток называется «электроджет» (рис.

1.18б). Сила такого ионосферного тока порой превышает миллион ампер, а магнитное поле, наводимое им на поверхности Земли в авроральной зоне, вносит существенные вариации в геомагнитное поле. Наиболее впечатляющее проявление суббурь – полярное сияние, возникающее в результате бомбардировки нейтральных атомов атмосферы потоками плазмы хвоста магнитосферы, ускоренной вдоль магнитных силовых линий.

Нейтральные атомы при столкновении с энергичными ионами и электронами испускают фотоны. Магнитосфера может долгое время сбрасывать излишки энергии в полярные области обоих полушарий Земли в виде суббурь с периодичностью около 3 ч. [Ермолаев, Ермолаев, 2009].

(а) (б) Рис. 1.18. (а) – Токовая система магнитосферы Земли. По магнитопаузе течет ток Чепмена Ферраро. Показаны также хвостовой и кольцевой токи;

(б) – Схема образования электроджета во время магнитной суббури, при которой электрический ток начинает течь через ионосферу Земли [Петрукович и Зеленый, 2001].

3. Когда скорость поступления энергии существенно превышает скорость стационарной и квазистационарной диссипации, происходит глобальная перестройка токовой системы магнитосферы и ионосферы, сопровождаемая сильными возмущениями магнитного поля на Земле, что по существу и называется магнитной бурей.

Интенсивность магнитного пересоединения на дневной стороне возрастает на порядок, приводя к разрастанию области, занимаемой полярной шапкой. Во время сильной бури мощнейшие магнитные суббури следуют одна за другой, а авроральная зона расширяется вплоть до умеренных широт. Основной вклад в изменение магнитного поля вносит кольцевой ток, создаваемый в области геомагнитного экватора [Ермолаев, Ермолаев, 2009] (рис. 1.18а). Кольцевой ток течет вокруг Земли на расстояниях 10000-60000 км в виде тора, лежащего вблизи плоскости экватора. Ионы, являющиеся переносчиком заряда, захвачены магнитным полем Земли и дрейфуют в западном направлении [Daglis et al., 1999]. У поверхности Земли ток создает магнитное поле, направленное противоположно основному геомагнитному. В отличие от магнитных суббурь, при которых возмущения магнитного поля наблюдаются в полярных областях, во время магнитных бурь поле изменяется и на низких широтах вблизи экватора. При сильных бурях полярные сияния могут опускаться на 20–30° к экватору от полярных областей и наблюдаться на низких широтах, как это происходило, например, 30 октября 2003 г.

Таким образом, магнитосферные возмущения возникают в результате резких изменений в существующих токовых системах в магнитосфере и ионосфере Земли или образования новых токовых систем. Важно отметить, что изменение кольцевого тока во время бури значительно больше электроджета, возникающего при суббурях. Однако из-за того, что кольцевой ток расположен далеко от поверхности Земли в отличие от электроджета, который практически достигает нижних слоев ионосферы и атмосферы, изменения магнитного поля на Земле во время магнитных бурь носят глобальный характер (исключением являются небольшие области вблизи магнитных полюсов) и составляют в максимуме не более 500 нТ. Изменение же магнитного поля во время суббури носит локальный характер и может составлять 1–3103 нТ. Надо помнить, что постоянное поле Земли составляет около 30–50103 нТ, т.е. в любом случае речь идет об изменениях, не превышающих несколько процентов, что значительно меньше полей техногенного происхождения [Ермолаев, Ермолаев, 2009].

1.3.3. Солнечносуточная вариация Солнечносуточная вариация (Sq-вариация) это вариация с периодом 24 ч, которая проявляется, в виде плавного изменения всех элементов геомагнитного поля. В ночные часы элементы магнитного поля Земли D, H, Z остаются почти неизменными, а в утренние, дневные и вечерние часы по местному времени происходят их плавные изменения до максимальных значений. Sq-вариация существует каждый день, но в возмущенные дни, вследствие превосходящих по амплитуде возмущенных вариаций, она становится малозаметной. На рис. 1.19 приведена магнитограмма, полученная на обсерватории Иркутск в магнитоспокойный день 17 марта 2002 г. Время на магнитограмме указано UT. Плавные изменения элементов D, Н, Z на этой магнитограмме с максимумом в утренние и дневные часы и есть Sq-вариация. Отклонение наблюдаемых значений от суточной вариации Sq характеризует геомагнитную активность.


Рис. 1.19. Магнитограмма, полученная на обсерватории Иркутск в магнитоспокойный день 17 марта 2002 г.: компоненты H, D, Z.

Регулярность Sq-вариации позволила сделать предположение, что эта вариация связана с вращением Земли вокруг своей оси и с волновым излучением Солнца, в результате чего в ионосфере на высоте 100-120 км возникает система электрических токов (токовая система Sq), которая движется над поверхностью Земли вслед за Солнцем. Эта токовая система вызывает пространственно-временное распределение векторов возмущения с максимумом в местный полдень. Амплитуда Sq-вариации зависит от пространственного положения (широты) пункта наблюдения и изменяется в пределах от до 100 нТл. Максимальная амплитуда наблюдается на магнитном экваторе под экваториальным электроджетом и на средних широтах под источником Sq-токвой системы электрических токов (рис. 1.20).

Рис. 1.20. Амплитуда Sq-вариации в зависимости от широты.

Существует зависимость интенсивности от времени года.

Sq-вариации Максимальная амплитуда наблюдается летом, когда Солнце стоит выше над горизонтом и минимальная – во время зимнего солнцестояния. В равноденствие амплитуда является средней в пределах зимней и летней и одинакова в обоих полушариях (рис. 1.21).

Рис. 1.21. Система электрических токов, соответствуюшая солнечносуточным вариациям в периоды равноденствия.

1.3.4. Индексы геомагнитной активности Регулярные суточные вариации магнитного поля создаются, в основном, изменениями токов в ионосфере Земли из-за изменения освещенности ионосферы Солнцем в течение суток. Нерегулярные вариации магнитного поля создаются вследствие воздействия потока солнечной плазмы (солнечного ветра) на магнитосферу Земли, процессами внутри магнитосферы, и взаимодействия магнитосферы и ионосферы.

Индексы геомагнитной активности являются количественной мерой геомагнитной активности и предназначены для описания вариаций магнитного поля Земли, вызванных нерегулярными причинами [Индексы геомагнитной активности, 2013]. Все индексы вычисляются на основании наземных измерений магнитного поля и публикуются по всемирному времени UT [Mayaud, 1980].

Так как для конструирования индексов используются показания различных сетей магнитных станций, то в них оказываются включенными отклики различных магнитосферно-ионосферных токовых систем. Положение двух систем наземных станций, данные которых используются для вычисления Dst- и Kp-индексов, наиболее часто применяющихся для описания магнитных бурь, показаны на рис. 1.22 [Ермолаев, Ермолаев, 2009].

Рис. 1.22. Карты расположения обсерваторий и станций, данные которых используются для расчета индексов AE, Kp, am, Dst и aa.

Существующие индексы геомагнитной активности [http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vdat/] можно условно разделить на три группы:

1. Первая группа индексов информирует о локальной величине по территории геомагнитной возмущенности: С, К, аК, rH, Q;

2. Вторая группа индексов характеризует геомагнитную активность на всей Земле, это так называемые планетарные индексы: Ci, Cp, C9, Кp, Кт, Кs, Кп, ар, Ар, аm, Am, aa, Aa;

3. Третья группа индексов отражает интенсивность магнитной возмущенности от вполне определенного источника. Например, ­ индекс Dst характеризует интенсивность симметричной части кольцевого тока, ­ AЕ-индекс (авроральная электроструя) – возмущенность в овале полярных сияний, ­ индекс РС, который получают по геомагнитным данным обсерваторий Восток или Thule, расположенных в полярных шапках, и спутниковым данным, характеризует возмущенность в полярных шапках.

Всего существует более 20 индексов. Все индексы геомагнитной активности, перечисленные выше, вычисляются по тому или иному ограниченному набору обсерваторий (рис. 1.22, 1.23) и публикуются по всемирному времени UT.

Рис. 1.23. Карта зон в магнитной системе координат: северная зона полярных сияний (серый цвет), субавроральная зона (зеленый цвет), зона низких широт (розовый цвет со штриховкой). На карте отмечены обсерватории, используемые при расчете индексов: Kp (зеленые квадраты), AU, AL, AE, AО (желтые круги) и Dst (красные треугольники).

Традиционно при определении индекса геомагнитной активности выдвигаются следующие требования:

1. четкий физический смысл;

2. наглядность и простота в употреблении;

3. подробность описания возмущённости по амплитуде;

4. подробность описания возмущенности по времени;

5. оперативность получения;

6. индексы должны быть вычислены за большие интервалы времени (длина временных рядов).

Подробное описание большинства существующих геомагнитных индексов приведено в Приложении 2. В настоящее время нет ни одного индекса, который удовлетворял бы одновременно всем этим требованиям в одинаковой мере. Каждый индекс имеет некоторые преимущества по сравнению с другими. При использовании классических индексов геомагнитной активности полезно помнить, что исходными данными являлись аналоговые магнитограммы, полученные при скорости лентопротяжного механизма около 20 мм/ч. Таким образом, геомагнитная активность в этом случае характеризует возмущенность магнитного поля в диапазоне частот примерно 5 x 10-3 – 10-8 Гц, т. е. с периодом от нескольких минут до года.

С одной стороны, можно предположить, что при достаточной статистике магнитных бурь должна существовать корреляция между экстремальными значениями различных индексов. Такой анализ был выполнен для 1085 магнитных бурь в период 1957–1993 гг. [Loewe, Prolss, 1997]. С другой стороны, подобные результаты могут привести к иллюзии, что магнитосферные индексы взаимозаменяемы. Однако уже первые попытки анализа реальных данных демонстрируют неидентичность поведения различных индексов во время одного и того же события. Например, в интервале времени 15–23 UT октября 2003 г. [Веселовский и др., 2004] при отмечаемых высоких значениях Кр-индекса Dst-индекс оставался на обычном уровне.

Зависимость экстремальных значений Кр-индекса от экстремальной величины Dst индекса для 611 магнитных бурь (–300 Dst –60 нT) в период 1976–2000 гг.

представлена на рис. 1.24 [Ермолаев, Ермолаев, 2003]. Большой разброс данных объясняется тем, что Кр- и Dst-индексы измеряются на разных геомагнитных широтах и чувствительны к разным токовым системам (магнитосферным явлениям): авроральному электроджету (магнитным суббурям) и кольцевому току (магнитным бурям). Таким образом, для того, чтобы изучать связь магнитных бурь с различными явлениями и исключить из анализа авроральные явления, необходимо использовать Dst-индекс. В случае проведения исследований влияния аврорального электроджета на различные системы лучше использовать специальный АЕ-индекс. Кр-индекс чувствителен к обоим явлениям и не позволяет исследовать отдельно влияние каждой токовой системы [Ермолаев, Ермолаев, 2009].

Рис. 1.24. Соотношение экстремальных значений индексов Кр и Dst для 611 магнитных бурь с –300 Dst –60 нT в период 1976–2000 гг. Сплошная линия – аппроксимация представленных данных [Ермолаев, Ермолаев, 2003].

Для корректного использования индексов геомагнитной активности в приложении к смежным дисциплинам необходимо иметь общие представления о принципах построения и физическом смысле геомагнитных индексов, их взаимозависимости и интервалах их значений, которые соответствуют различным уровням геомагнитной активности [Ермолаев, Ермолаев, 2009]. Более подробная информация может быть найдена в [Mayaud, 1980;

Loewe, Prolss, 1997].

Наиболее глубокие и детальные исследования морфологических особенностей распространения геомагнитных возмущений по земному шару связаны с анализом всей совокупности исходных обсерваторских данных, а не с анализом индексов. М. С. Бобров, исследуя записи 72 станций на протяжении Международного геофизического года (1957 1958 гг.), установил, что почти все геомагнитные возмущения имеют общепланетарный характер [Бобров, 1961]. Следовательно, изучение магнитных возмущений по материалам небольшого числа обсерваторий, охватывающих ограниченные интервалы широт и долгот, не может дать полной картины явления. Исследователь должен располагать легко обозримой общепланетарной картиной изучаемого возмущения.

Геомагнитная активность является наиболее прямым выражением воздействия солнечных корпускулярных потоков на атмосферу Земли. Поэтому структура корпускулярных потоков должна отражаться в тех или иных характерных особенностях геомагнитных возмущений. Для это необходимо анализировать магнитограммы, записанные на всевозможных широтах и долготах. В совокупности эти данные дают общепланетарную картину геомагнитных возмущений за тот или иной период [Бобров, 1961].

1.4. Наблюдения и исследование цунами 1.4.1. Общее описание Цунами (яп., где (цу) – «порт, залив», (нами) – «волна») — это длинные волны, порождаемые мощным воздействием на всю толщу воды в океане или другом водоёме. Причиной большинства цунами являются подводные землетрясения, во время которых происходит резкое смещение (поднятие или опускание) участка морского дна. В момент смещения, направленного вверх, на поверхности воды образуется горб высотой до 5 м. Цунами образуются при землетрясении любой силы, но большой силы достигают те, которые возникают из за сильных землетрясений (более 7 баллов). В результате землетрясения распространяется несколько волн. Более 80 % цунами возникают на периферии Тихого океана. Первое научное описание явления дал Хосе де Акоста в 1586 в Лиме, Перу после мощного землетрясения, тогда цунами высотой 25 метров ворвалось на сушу на расстояние 10 км [http://tosik17.wordpress.com/главная/цунами/].


Служба предупреждения цунами России использует такое определение цунами:

«Цунами – длиннопериодные волны, возникающие в океанах и морях, в основном вследствие подводных землетрясений, а также как результат извержений подводных или островных вулканов или оползней больших масс земных пород» [Воробьев, 2006].

В Российской Федерации угрозам цунами подвержено побережье Камчатского и Приморского краев и Сахалинской области, а также, в меньшей степени, побережье Хабаровского края и Магаданской области. Очаги наиболее опасных для Дальнего Востока России цунами преимущественно сосредоточены в районе глубоководного Курило-Камчатского желоба, а также у западного побережья Латинской Америки.

4 ноября 1952 года мощным землетрясением (оценка магнитуды по разным источникам колеблется от 8,3 до 9,0), которое произошло в Тихом океане в километрах от побережья Камчатки, было вызвано сильнейшее цунами. Три волны высотой до 15-18 метров (по разным источникам) уничтожили город Северо-Курильск и нанесли ущерб ряду прочих населённых пунктов Курильских островов и Камчатки.. По официальным данным, погибло более двух тысяч человек.

Событие 1952 года стало ключевым в нашей стране. После него вышло постановление правительства об организации службы предупреждения цунами [http://rtws.ru/info/sluzhba-predupr].

gH В открытом океане волны цунами распространяются со скоростью, где g – ускорение свободного падения, а H глубина океана (так называемое приближение мелкой воды, когда длина волны существенно больше глубины). При средней глубине метров скорость распространения получается 200 м/с или 720 км/час. В открытом океане высота волны редко превышает один метр, а длина волны (расстояние между гребнями) достигает 500—1000 километров, и поэтому волна не опасна для судоходства. При выходе волн на мелководье, вблизи береговой черты, их скорость и длина уменьшаются, а высота увеличивается. У берега высота цунами может достигать нескольких десятков метров.

Наиболее высокие волны, до 30—40 метров, образуются у крутых берегов, в клинообразных бухтах и во всех местах, где может произойти фокусировка. Районы побережья с закрытыми бухтами являются менее опасными. Цунами обычно проявляется как серия волн, т.к. волны длинные, то между приходами волн может проходить более часа. Именно поэтому не стоит возвращаться на берег после ухода очередной волны, а стоит выждать несколько часов [http://tosik17.wordpress.com/главная/цунами/].

1.4.2. Механизмы образования цунами Причинами возникновения цунами могут быть подводные землетрясения, извержение подводных вулканов, подводные оползни, падение в воду обломков скал, взрывы в воде и др. (рис. 1.25).

Рис. 1.25. Механизмы возбуждения волн цунами.

Абсолютное большинство волн цунами вызываются подводными землетрясениями.

При землетрясении под водой образуется вертикальная трещина (разлом) и часть дна опускается. Дно внезапно перестает поддерживать столб воды, лежащий над ним.

Поверхность воды приходит в колебательное движение по вертикали, стремясь вернуться к исходному уровню, – среднему уровню моря, – и порождает серию волн. В глубоком океане масса такой потерявшей опору колонны воды огромна. Когда сброс дна прекращается, эта колонна находит себе новый, более низкий «пьедестал» и таким движением рождает волны с высотой, эквивалентной расстоянию, на которое переместилась эта колонна. Подвижка при землетрясениях имеет высоту обычно порядка 50 см, но по площади огромна – десятки квадратных километров. Поэтому возбуждаемые волны цунами имеют маленькую высоту и очень большую длину.

Эти волны несут колоссальный запас энергии. При внезапном изменении поверхности океанического дна огромная масса воды над ней также претерпевает изменения. Происходящее на дне волнение передается через все слои воды к поверхностным водам, так что масса воды высотой иногда в 5000 – 6000 метров превращается в единую гигантскую волну, которая может охватить собой огромное пространство.

Но далеко не каждое подводное землетрясение сопровождается цунами.

Цунамигенным (т.е. порождающим катастрофическую волну) может быть лишь землетрясение с неглубоко расположенным очагом. При этом сила подземного толчка должна быть такой, чтобы произвести сброс участков морского дна. Считается, что если очаг землетрясения лежит неглубоко под дном океана (в пределах 10-60 км), а само землетрясение обладает большой силой (магнитуда более 7,8), то возникновение цунами почти совершенно неизбежно. Если же магнитуда меньше 6, то вероятность цунами близка к нулю [Гидрометеорология и гидрохимия морей, 1998;

Марчук и др., 1983].

Наиболее сильные цунами генерируются в зонах субдукции. Считается, что энергия цунами составляет примерно один процент от энергии землетрясения. За год на Земле происходит в среднем: 1 землетрясение с магнитудой 8,0 и выше;

10 – с магнитудой 7,0-7,9;

100 – с магнитудой 6,0-6,9 и 1000 – с магнитудой 5,0-5,9.

В зависимости от направления перемещения водных масс (то есть от того, поднимается или опускается дно) образуются два вида волн цунами. Когда дно поднимается, формируется волна так называемого положительного знака. Образуется одиночная волна специфической формы, полностью располагающаяся над первоначальным уровнем моря и, главное, убегающая от места возникновения с постоянным ускорением. В том случае, когда дно океана проваливается, образовавшаяся пустота неминуемо должна заполниться водой. Поэтому формируется волна цунами отрицательного знака. Такая волна в виде впадины распространяется также с ускорением.

Она по форме обратная волне положительного знака.

После возникновения цунами, как и все другие виды волн, начинают перемещаться с места своего образования с ускорением. Сформировавшийся волновой профиль продолжает «растекаться» также с ускорением. Необходимо уточнить, что вода остаётся на месте, а разбегается импульс возмущения в виде волны (рис. 1.26).

Рис. 1.26. Картина распространения волны цунами.

По мере уменьшения глубины океана скорость движения и размеры волны соответственно уменьшаются. При приближении к берегу с дальнейшим уменьшением глубины любые волны, в том числе и цунами, двигаются всё с меньшей скоростью, а высота их при этом возрастает [Воробьев, 2006].

Причиной возникновения цунами может быть оползень. 9 июля 1958 года в результате землетрясения на Аляске в бухте Литуйя возник оползень. Масса льда и земных пород обрушилась с высоты 900 м. Образовалась волна, достигшая на противоположном берегу бухты высоты более 500 м. Подобного рода случаи весьма редки и, конечно, не рассматриваются в качестве эталона. Но намного чаще происходят подводные оползни в дельтах рек, которые не менее опасны. Землетрясение может быть причиной оползня и, например, в Индонезии, где очень велико шельфовое осадконакопление, оползневые цунами особенно опасны, так как случаются регулярно, вызывая локальные волны высотой более 20 метров [http://tosik17.wordpress.com/главная/цунами/].

Другим источником цунами могут служить вулканические извержения. Крупные подводные извержения обладают таким же эффектом, что и землетрясения. При сильных вулканических взрывах образуются кальдеры. Кальдеры – это котлообразные впадины с крутыми склонами и ровным дном, образующиеся вследствие провала вершины вулкана.

В диаметре кальдеры достигают 10–15 км, а в глубину – несколько сотен метров. При взрыве вулканов кальдеры моментально заполняются водой, в результате чего возникает длинная и невысокая волна [Гир, Шах, 1988].

Классическим примером такого источника может служить извержение вулкана Кракатау 27 августа 1883 года, расположенного у берегов Индонезии. Волны цунами распространились по всему Индийскому океану — от берегов Индии на севере до мыса Доброй Надежды на юге. В Атлантическом океане они достигли Панамского перешейка, а в Тихом океане – Аляски и Сан-Франциско. Цунами от взрыва этого вулкана наблюдались в гаванях всего мира и уничтожили в общей сложности 5000 кораблей, погибло 36 тысяч человек [Воробьев, 2006].

В наш век атомной энергии у человека в руках появилось средство вызывать по своему произволу сотрясения, раньше доступные лишь природе. В 1946 году США произвели в морской лагуне глубиной 60 м подводный атомный взрыв с тротиловым эквивалентом 20 тыс. тонн. Возникшая при этом волна на расстоянии 300 м от взрыва поднялась на высоту 28,6 м, а в 6,5 км от эпицентра ещё достигала 1,8 м. Но для дальнего распространения волны нужно вытеснить или поглотить некоторый объём воды, и цунами от подводных оползней и взрывов всегда несут локальный характер. Если одновременно произвести взрыв нескольких водородных бомб на дне океана, вдоль какой-либо линии, то не будет никаких теоретических препятствий к возникновению цунами, такие эксперименты проводились, но не привели к каким либо существенным результатам по сравнению с более доступными видами вооружений. В настоящее время любые подводные испытания атомного оружия запрещены серией международных договоров.

Падение метеорита может вызвать огромное цунами, так как, имея огромную скорость падения, данные тела имеют также колоссальную кинетическую энергию, которая будет передана воде, следствием чего и будет волна. Так, падение метеорита 65 млн. лет назад тоже вызвало цунами, отложения которого найдены на территории штата Техас (о чём говорилось в фильме National Geographic).

Ветер может вызывать большие волны (примерно до 20 м), но такие волны не являются цунами, так как они короткопериодные и не могут вызывать затопления на берегу. Однако возможно образование метеорологического цунами при резком изменении давления или при быстром перемещении аномалии атмосферного давления. Такое явление наблюдается на Балеарских островах и называется Риссага (Rissaga) [http://tosik17.wordpress.com/главная/цунами/].

В последнее время ученые склоняются к тому, что помимо выше рассмотренных возможных источников цунами существуют также и другие источники.

1.4.3. Наблюдения цунами. Российская служба предупреждения о цунами В настоящее время системы предупреждения о цунами созданы и функционируют во многих странах Тихоокеанского региона: США, Японии, Канаде, Филиппинах, Чили, Французской Полинезии, Австралии и др. Создана и действует система предупреждения о цунами в Индийском океане [http://rtws.ru/info/sluzhba-predupr].

Служба предупреждения о цунами в настоящее время организована на принципах международного сотрудничества, что особенно важно для своевременного объявления тревоги в связи с опасностью удаленных цунами (телецунами) [Воробьев, 2006].

Системы предупреждения цунами строятся главным образом на обработке сейсмической информации. Если землетрясение имеет магнитуду более 7.0 и эпицентр расположен под водой, то подаётся предупреждение о цунами. В зависимости от региона и заселённости берегов условия выработки сигнала тревоги могут быть различными.

Вторая возможность предупреждения о цунами это предупреждение «по факту» — способ более надёжный, так как практически отсутствуют ложные тревоги, но часто такое предупреждение может быть выработано слишком поздно. Предупреждение по факту полезно для телецунами — глобальных цунами, оказывающих влияние на весь океан и приходящих на другие границы океана спустя несколько часов. Так индонезийское цунами в декабре 2004 года для Африки является телецунами. Классическим случаем являются Алеутские цунами — после сильного заплеска на Алеутах можно ожидать существенный заплеск на Гавайских островах. Для выявления волн цунами в открытом океане используются придонные датчики гидростатического давления. Система предупреждения, основанная на таких датчиках со спутниковой связью с приповерхностного буя, разработанная в США, называется DART (Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis) (рис. 1.27). Обнаружив реальную волну тем или иным образом, можно достаточно точно определить время её прибытия в различные населённые пункты.

Рис. 1.27. Схема функционирования системы DART и передачи данных [http://rtws.ru/info/sluzhba-predupr].

Донные сейсмические станции с датчиками гидростатического давления имеют целый ряд преимуществ по сравнению с традиционными донными станциями, которые оснащены сейсмографами [Башилов и др., 2008]. Отдельные сведения по особенностям сигналов и конструкций донных сейсмических станций с датчиками гидростатического давления приведены в работах [Левин и Носов, 2005;

Куликов, 1995;

Дыхан и др., 1981].

Существенным моментом системы предупреждения является распространение актуальной информации среди населения. Очень важно, чтобы население представляло, какую угрозу несёт с собой цунами. Японцы имеют множество образовательных программ по природным катастрофам, а в Индонезии население в основном было не знакомо с цунами, что и стало основной причиной большого количества жертв. Также важное значение имеет законодательная база по застройке прибрежной зоны [http://tosik17.wordpress.com/главная/цунами/].

В СССР с 1961 г. к наблюдениям волн цунами были привлечены все метеостанции, расположенные на Курильских островах. Метеостанции были оборудованы высотными ориентирами для визуального определения высот волн. В пунктах Катангли, Корсаков, Крильон, Поронайск, Южно-Курильск, Курильск, Матуа, Бабушкино за изменением уровня моря стали проводиться инструментальные наблюдения. Были открыты ведомственные посты наблюдений цунами, построен мареограф в Северо-Курильске, организованы группы цунами для обеспечения круглосуточного дежурства, установлены мареографы в бухте Касатка (Буревестник) и на м. Терпения [Поплавский и др., 1997].

Главным критерием для принятия решения о тревоге цунами в службе был магнитудно-географический критерий, когда при регистрации землетрясения на сейсмической станции достигается пороговое значение магнитуды. Поэтому функционирование службы базировалось практически лишь на сейсмических наблюдениях, производившихся станциями АН СССР, оснащенных сейсмографами с механической или гальванометрической регистрацией. Естественно, не было никакой автоматической или автоматизированной обработки данных наблюдений. Наблюдения на береговых гидрометеорологических станциях, которые производились визуально либо механическими самописцами, играли вспомогательную роль, поэтому запись уровня моря на редких мареографных установках не могла играть существенную роль для оперативного предупреждения о цунами.

В 2003 году в связи с созданием Единой государственной системы предупреждения и ликвидации чрезвычайных ситуаций (РСЧС) служба предупреждения о цунами получила статус функциональной подсистемы ФП РСЧС-Цунами.

За время существования службы на Курильских островах после землетрясений в Курило-Камчатской впадине наблюдалось 5 сильных цунами. У берегов Сахалина зарегистрирован 21 случай цунами.

Службой было выдано к настоящему времени более 80 предупреждений об угрозе цунами. Примерно 30% из выдаваемых службой предупреждений оправдывались, т.е. 70% были ложными. В 20% случаев цунами пропускались. Поэтому вопрос о необходимости технического переоснащения службы возникал неоднократно. В 1980 году постановлением Совета Министров СССР было сформулировано государственное задание по созданию в 1981-1990 г.г. Единой автоматизированной системы предупреждения о цунами (ЕАСЦ), разработке и производству новых технических средств для ее оснащения.

С этих разработок начался процесс модернизации системы предупреждения о цунами (СПЦ) (рис. 1.28, 1.29). Научно-методические основы совершенствования системы создавались, в основном, учеными АН СССР под руководством академика Соловьёва С.Л.

Рис. 1.28. Структура СПЦ.

Рис. 1.29. Пункты сейсмических и гидрофизических наблюдений и центры сбора информации и предупреждения СПЦ.

К тому периоду относится создание таких новых методических основ, как гидрофизический метод прогноза, включающий непосредственные наблюдения цунами в открытом океане и использование математических моделей распространения и трансформации волны. Сейчас можно отметить, что теоретические научно-методические и научно-технические разработки в период 1980-1990 г.г. значительно опережали возможности технологий, имевшихся в распоряжении создателей ЕАСЦ, и были лишь частично реализованы в ходе первого этапа модернизации в 1980-1991 гг.

В период с 1991 г. по 2005 г. происходила деградация службы предупреждения о цунами, обусловленная как экономическими причинами, так и разрушением землетрясениями ряда наблюдательных сейсмических станций и морских гидрологических постов. Было множество проблем, ухудшающих достоверность и своевременность предупреждений о цунами. Среди них - очень малое число сейсмических станций, отсутствие возможности одновременной обработки данных нескольких станций, что приводило к задержкам и ошибкам в определении параметров землетрясений. Было необходимо воссоздать сеть морских наблюдений.

Начавшиеся в 2006 году мероприятия по новой модернизации СПЦ также инициированы чрезвычайным стихийным бедствием - цунами в Индийском океане декабря 2004 года, унесшим жизни около 300 тысяч человек. В рамках федеральной целевой программы «Снижение рисков и смягчение последствий чрезвычайных ситуаций природного и техногенного характера в Российской Федерации до 2010 года" в 2006- гг., при активном участии МЧС России реализованы мероприятия по совершенствованию системы предупреждения о цунами.

Принятие решений об объявлении тревоги об угрозе цунами и отмены тревоги об угрозе цунами осуществляется на основе магнитудно-географического критерия и результатов обработки данных инструментальных и визуальных наблюдений уровня моря.

Магнитудно-географический метод определения опасности возникновения цунами в результате подводного землетрясения использует два критерия:

1. Географическое расположение эпицентра землетрясения в определенной области Тихого океана.

2. Превышение порогового для этой области значения магнитуды.

Если оба критерия удовлетворены, то считается, что цунами возникнет, и тревога должна безусловно объявляться.

При регистрации подводного землетрясения сейсмическая информация поступает в соответствующий пункт (центр) сейсмологической подсистемы (рис. 1.30), который рассчитывает и оценивает параметры землетрясений: координаты эпицентра, глубину гипоцентра землетрясения, магнитуду, цунамигенность землетрясения.

Рис. 1.30. Сейсмическая подсистема СПЦ.

При очагах цунами в ближней зоне соответствующего цунамизащищаемого пункта ответственность за объявление тревоги цунами возложена на Геофизическую Службу Российской Академии Наук (http://www.ceme.gsras.ru/). Поэтому, при близком сильном землетрясении, в случае признания его цунамигенным, в первую очередь, по магнитудно географическому критерию, соответствующая сейсмостанция немедленно формирует и передает в каналы связи по схеме оповещения сигналы и сообщения об угрозе цунами по регламенту работы системы. Одновременно параметры землетрясения передаются в соответствующий Центр СПЦ.

Специфика технологии функционирования СПЦ состоит в том, что если очаг цунамигенного землетрясения находится в ближней зоне относительно соответствующего пункта, то тревога по этому пункту (или району) объявляется немедленно.

Если землетрясение находится в дальней зоне Тихого океана, то имеется резерв времени для детального сравнительного анализа сейсмологических данных и данных измерений уровня моря, а также данных от зарубежных центров.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 7 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.