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 |   ...   | 4 | 5 || 7 |

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

-- [ Страница 6 ] --

Гонолулу HON (желтый), Сан-Хуан SJG (зеленый), Херманюс HER (голубой) и Какиока KAK (красный). Слева в таблице приведены значения среднечасовой возмущенной вариации H для каждой обсерватории и значения Dxt-индекса за соответствующие интервалы времени. Максимальные отклонения вариаций за рассматриваемый период выделены цветом соответствующей обсерватории, максимальное отклонение Dxt-индекса также выделено цветом. Справа снизу друг на друга наложены среднечасовые возмущенные вариации H, зарегистрированные на четырех обсерваториях, и значения Dxt индекса за период 6-10 ноября 2011 г. Смысл цветов такой же, как на карте и в таблице.

Во второй части бури 10 ноября 2004 г. наблюдалось неодновременное, асимметричное развитие геомагнитных возмущений в экваториальных зонах. На рис..5. видны большие задержки между пиками активности, зарегистрированными на разных обсерваториях. Максимальное отклонение Dxt-индекса составило -264.491 нТл в 10:00: 10 ноября 2004 г.

Рис. 5.5. Вторая часть бури, 10 ноября 2004 г. Рисунок аналогичен рис. 5.4.

На рис. 5.6 приведена карта солнечных событий и информация о гелиосферном токовом слое во время первой бури. На рис. 5.7 приведены параметры солнечного ветра и межпланетного магнитного поля, полученные со спутника ACE, а также индексы Ap и Dst во время первой бури.

Рис. 5.6. Карта солнечных событий и информация о гелиосферном токовом слое во время первой бури. Красными звездочками помечены выбросы [http://dbserv.sinp.msu.ru/apev/].

Рис. 5.7. Индексы Ap, Dst, скорость, плотность и температура солнечного ветра, компоненты Bx, By и Bz межпланетного магнитного поля (спутник ACE) во время первой бури [http://dbserv.sinp.msu.ru/apev/].

На базе дискретного математического анализа нами предложен инструментарий для анализа динами развития геомагнитных бурь в режиме реального времени, используя минутные данные всей сети ИНТЕРМАГНЕТ.

Для визуализации результатов использовались технологии географической информационной системы (ГИС). ГИС-системы предназначены для сбора, хранения, анализа и графической визуализации пространственных данных и связанной с ними информации о представленных в ГИС объектах. Технология ГИС объединяет традиционные операции работы с базами данных, такими как запрос и статистический анализ, с преимуществами полноценной визуализации и географического (пространственного) анализа, которые предоставляет карта. Эти возможности отличают ГИС от других информационных систем и обеспечивают уникальные возможности для ее применения в широком спектре задач, связанных с анализом и прогнозом явлений и событий окружающего мира, с осмыслением и выделением главных факторов и причин, а также их возможных последствий, с планированием стратегических решений и текущих последствий предпринимаемых действий.

Важным преимуществом ГИС является интероперабельность различных систем.

Это означает, что одни наборы данных и системы могут быть инкорпорированы в другие, более крупные системы, и наоборот. Таким образом, результаты данной главы, полученные в среде ГИС, могут быть интегрированы в более крупные системы, например, в интеллектуальную многодисциплинарную ГИС «Данные наук о Земле по территории России и сопредельных государств» [http://gis.gcras.ru/;

Белов и др., 2007;

Belov et al., 2008;

Соловьев и др., 2007;

Березко и др., 2008, 2010б, 2011;

Beriozko et al., 2011], которая разрабатывается и развивается в ГЦ РАН. Данная интегрированная ГИС является уникальной в связи с наличием в ней БД с комплексным набором данных по РФ в области наук о Земле (геология, геофизика, геоэкология, экономическая география, дистанционное зондирование Земли из космоса и др.), а также методов интеллектуальной и комплексной обработки этих данных для решения широкого круга задач, подготовки и принятия решений в различных областях.

На рис. 5.8 показаны некоторые моменты работы созданного инструментария в процессе мониторинга первой бури. В данном случае анализировалась компонента H.

(а) (б) (в) (г) Рис. 5.8. Глобальный мониторинг первой бури в режиме реального времени на базе данных ИНТЕРМАГНЕТ (компонента H). На рисунке приведена работа системы в разные моменты времени UT: 7/11/2004 08:00 (а), 8/11/2004 04:27 (б), 9/11/2004 06:09 (в) и 9/11/2004 19:42 (г).

На карте, приведенной на рис. 5.8, в режиме анимации можно видеть распределение параметра аномальности (t) по всей совокупности обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ. Показателем аномальности на каждой обсерватории служит вертикальная мера аномальности (см. раздел 2.6) в шкале от -1 до 1 с использованием выпрямления «Энергия фрагмента обзора» (см. раздел 2.2.2). Справа снизу приведена динамическая гистограмма для каждого момента времени, которая отражает распределение обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ, соответствующее разным значениям меры аномальности (t) от -1 (нет аномалии) до 1 (сильная аномалия).

В инструментарии на рис. 5.8 для каждого момента времени также приведен динамический график компоненты Bz межпланетного магнитного поля. Можно наблюдать четкое соответствие между гистограммой наблюдаемой аномальности на обсерваториях и поведением Bz. – при резком изменении Bz наблюдается переход большинства обсерваторий в аномальное состояние.

Отдельно были проанализированы моменты времени, когда при невозмущенном солнечном ветре и ММП глобально наблюдалась повышенная геомагнитная активность на Земле. На рис. 5.9 показана работа меры (t) в соответствующие моменты времени, которые отмечены на графике Bz вертикальной синей линией. Согласно гистограммам, расположенным на рисунках снизу слева, большинство обсерваторий пребывают в состоянии повышенной активности.

(а) (б) (в) (г) Рис. 5.9. Моменты времени 8 ноября 2004 г. (а, б) и 9 ноября 2004 г. (в, г), при которых наблюдается повышенная активность на большинстве обсерваторий. Солнечный ветер и ММП при этом остаются невозмущенными.

При анализе солнечного ветра рассматривались следующие параметры – скорость (V), плотность (n) и температура (T) солнечного ветра, межпланетное магнитное поле (B, Bx, By, Bz) и геомагнитные планетарные индексы Ap и Dst. Изменения значений указанных параметров во времени приведены на рис. 5.10. Синей вертикальной линией отмечены те же четыре момента, что и на рис. 5.9.

Рис. 5.10. Изменения во времени параметров солнечного ветра, ММП и геомагнитных индексов Ap, Dst с 8/11/2004 по 11/11/2004 [http://dbserv.sinp.msu.ru/apev/] и индекса AE с 8/11/2004 по 10/11/2004 [http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp/].

Из рис. 5.10 видно, что в отмеченные моменты времени скорость, плотность и температура солнечного ветра остаются постоянными. Вариации компонент межпланетного магнитного поля близки к нулю, а значения планетарных индексов Ap и Dst демонстрируют пониженную геомагнитную активность.

Однако в действительности, практически на всех обсерваториях наблюдаются высокие значения меры активности (рис. 5.9). Для объяснения этого эффекта к рассмотрению были добавлены значения геомагнитного индекса AE с 8 по 10 ноября г. Данный индекс является количественной мерой магнитной активности в авроральной зоне северного полушария (~60°-80°N). Он отражает усиление токов в ионосфере, протекающих вдоль границы аврорального овала (электроджета). Электроджет возникает при суббурях и отражается на геомагнитных записях, регистрируемых обычно станциями в авроральной зоне. Графики индекса AE приведены снизу на рис. 5.10. Подробное описание методики расчета индексов Ap, Dst и AE приведено в Приложении 2.

Итак, отмеченные на рис.. 5.9 и 5.10 моменты времени приходятся на восстановительную фазу бури. Хотя солнечный ветер уже спокойный, суббури все еще продолжаются, при этом довольно мощные. Им соответствуют большие значения АЕ индекса. Авроральные электроджеты настолько интенсивны, что их магнитные вариации видны и на средних широтах. В результате, в активном состоянии пребывает большинство обсерваторий всей мировой сети. Геомагнитные бури всегда сопровождаются суббурями, возникающими спонтанно и подряд. Суббури не требуют никаких триггеров в солнечном ветре, т.к. возникают в хвосте магнитосферы, где во время бури накапливается и высвобождается большое количество энергии.

5.3.2. Анализ бури 15 мая 2005 г.

На рис. 5.11 приведена информация относительно второй изолированной магнитной бури, произошедшей 15 мая 2005 г. Эта буря характеризуется классическим развитием основной фазы. Изменение горизонтальной компоненты магнитного поля вдоль экватора происходит практически одновременно и симметрично. Это свидетельствует о вкладе кольцевого тока. Максимальное отклонение Dxt-индекса составило -243.836 нТл в 08:00:00 15 мая 2005 г.

Рис. 5.11. Вторая буря, 15 мая 2005 г. Рисунок аналогичен рис. 5.4 и 5.5.

На рис. 5.12 приведена карта солнечных событий и информация о гелиосферном токовом слое во время второй бури. На рис. 5.13 приведена информация о параметрах солнечного ветра и межпланетного магнитного поля во время второй бури.

Рис. 5.12. Карта солнечных событий и информация о гелиосферном токовом слое во время второй бури. Красными звездочками помечены выбросы [http://dbserv.sinp.msu.ru/apev/].

Рис. 5.13. Индексы Ap, Dst, скорость и плотность солнечного ветра, компоненты Bx, By и Bz межпланетного магнитного поля (спутник ACE) во время второй бури [http://dbserv.sinp.msu.ru/apev/].

На рис. 5.14 приведены некоторые моменты работы ГИС-системы в режиме реального времени на базе методов дискретного математического анализа. Мониторинг второй бури показал, что ее отличительной чертой является большая задержка по времени. Основной кольцевой ток начал развитие примерно через 3 часа после прихода на Землю межпланетной ударной волны и, соответственно, внезапного начала бури. Это обстоятельство объясняется обратной ориентацией межпланетного электрического поля против магнитосферы.

(б) (а) (в) (г) Рис. 5.14. Мониторинг второй бури в режиме реального времени на базе данных ИНТЕРМАГНЕТ (компонента H). На рисунке приведена работа системы в разные моменты времени UT: 14/05/2005 04:15 (а), 15/05/2005 06:45 (б), 15/05/2005 14:57 (в) и 16/05/2005 12:24 (г).

Как и в случае анализа первой бури были выделены моменты времени, когда при невозмущенном солнечном ветре и ММП глобально наблюдалась повышенная геомагнитная активность на Земле. На рис. 5.15 показана работа меры (t) в соответствующие моменты времени, которые отмечены на графике Bz вертикальной синей линией. Согласно гистограммам, расположенным на рисунках снизу слева, большинство обсерваторий пребывают в состоянии повышенной активности.

(а) (б) (в) Рис. 5.15. Моменты времени 15 мая 2005 г. (а) и 16 мая 2005 г. (б, в), при которых наблюдается повышенная активность на большинстве обсерваторий. Солнечный ветер и ММП при этом остаются невозмущенными.

Изменения значений параметров солнечного ветра, ММП и индексов Ap и Dst во времени приведены на рис. 5.16. Синей вертикальной линией отмечены три момента, что и на рис. 5.15.

Рис. 5.16. Изменения во времени параметров солнечного ветра, ММП и геомагнитных индексов Ap, Dst с 14/05/2005 по 17/05/2005 [http://dbserv.sinp.msu.ru/apev/] и индекса AE с 15/05/2005 по 17/05/2005 [http://wdc.kugi.kyoto-u.ac.jp/].

Как и в случае анализа первой бури из рис. 5.16 видно, что в отмеченные моменты времени параметры солнечного ветра сильно не меняются, а вариации компонент ММП близки к нулю. Значения индекса Ap, предназначенного для оценки возмущенности поля в планетарном масштабе, принимает минимальные значения, особенно в моменты времени 1 и 3.

Тем не менее, из рис. 5.15 видно, что практически все обсерватории мировой сети находятся в активном состоянии. К рассмотрению были добавлены значения геомагнитного индекса AE с 15 по 17 мая 2005 г. Графики индекса приведены снизу на рис. 5.16.

Как и в случае первой бури, отмеченные на рис.. 5.15 и 5.16 моменты времени приходятся на восстановительную фазу бури, которая сопровождалась мощными суббурями. Однако соответствующие значения АЕ-индекса не такие большие, как в случае первой бури, особенно в момент времени 3. Тем не менее, интенсивность авроральных электроджетов велика, их магнитные вариации отражаются и на средних широтах. Поэтому в активном состоянии пребывает большинство обсерваторий всей мировой сети.

5.3.3. Обсуждение результатов анализа Итак, в первом случае на экваторе наблюдается нерегулярное развитие геомагнитной бури с огромной задержкой в половину дня. Долготная асимметричность делает ее похожей на суббурю и напоминает Событие Кэррингтона сентября 1859 г.

[Cliver и Svalgaard, 2004]. В случае второй бури на экваторе наблюдается практически одновременное ее развитие. Долготная симметричность отражает кольцевой ток, что подтверждается значениями Dst- и Dxt-индексов.

На базе проведенного анализа динамического распределения геомагнитных возмущений во время геомагнитных бурь можно сделать следующий вывод: кольцевой ток не всегда является главным содействующим элементом в отношении экваториальных геомагнитных возмущений во время развития основной фазы сильных геомагнитных бурь [Soloviev et al., 2013].

Полученный вывод хорошо согласуется с [Yakovchouk et al., 2012]. В работе анализировались характеристики более 1000 магнитных бурь, зарегистрированных с по 2009 гг. Было показано, что глобальный минимум часового Dst/Dxt-индекса во время бури может составлять менее 75% от наблюдаемой асимметрии (наибольшей часовой разности между наблюдениями на любых двух станциях из четырех, по которым рассчитывается Dst-индекс) во время соответствующего часа (например, в случае бури 11 12 июля 2003 г.). Этот факт демонстрирует, что оценка активности, проводимая только на основе значений планетарного индекса (глобальный минимум Dst-индекса), крайне неполная [Yakovchouk et al., 2012]. Очевидно, оценка возмущенности должна производиться на каждой станции индивидуально.

Кроме того, в [Yakovchouk et al., 2012] было показано, что в среднем значение максимальной возмущенности, полученной с использованием локального (индивидуального для каждой из четырех станций) Dst-индекса, во время бури примерно на 25% превышает соответствующее значение глобального минимума Dst-индекса. Хотя для некоторых бурь эта разность может быть намного больше, данный процентный показатель дает средний коэффициент, с которым глобальный индекс Dst недооценивает значение максимального локального возмущения вдоль экватора во время бурь.

Неполнота информации о возмущенности поля может приводить к ошибочным выводам относительно механизмов формирования бури и возможностей моделирования бурь с обучением лишь на глобальных значениях Dst-индекса [Yakovchouk et al., 2012].

Индивидуальная оценка возмущенности на каждой станции представляется наиболее объективным методом для изучения геомагнитной активности и, в частности, геомагнитных бурь.

Предлагаемый метод дает возможность более детального и наглядного изучения геомагнитной активности по сравнению с использованием стандартных подходов, основанных на использовании геомагнитных индексов. Гистограмма наблюдаемой аномальности показывает, что большие отрицательные значения компоненты Bz межпланетного магнитного поля служат причиной перехода большинства обсерваторий в аномальное состояние. При нулевом значении Bz геомагнитная активность может также наблюдаться по всему земному шару из-за сильных суббурь. Такие динамические карты и гистограммы позволяют изучать тонкую структуру и распределение активности как локально, так и глобально. На высоких широтах, где магнитное поле намного более изменчиво в силу воздействия внешнего магнитного поля, региональное изучение динамики активности становится еще более интересным.

5.4. Сравнение с онлайн-мониторингом геомагнитной активности ИНТЕРМАГНЕТ С конца 2012 г. на сайте ИНТЕРМАГНЕТ [http://www.intermagnet.org] был опубликован инструментарий (рис. 5.13), позволяющий глобально осуществлять мониторинг и отслеживать динамику распределения магнитной активности за указанный промежуток времени по данным всей сети обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ.

Рис. 5.17. Демонстрация динамической карты магнитной активности на сайте ИНТЕРМАГНЕТ. Вверху приведена карта обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ, каждая из которых раскрашена в соответствии со значением диапазона вариаций за часовой интервал. Внизу приведен график часовых диапазонов вариаций для выбранной обсерватории. В данном случае выбрана обсерватория Иркутск (IRT).

На карте магнитной активности показаны диапазоны магнитных вариаций за каждый час, полученные на обсерваториях ИНТЕРМАГНЕТ по всему миру. Для изучения событий в прошлом, необходимо указать начальную дату и длительность в часах. После чего, будет сгенерирована последовательность карт, каждая из которых соответствует одному часу. Последовательность карт отображается в виде анимации. При отображении наиболее поздних событий на карту наносятся лишь те обсерватории, которые имеют возможность передавать данные в оперативном режиме.

Как и предложенный метод мониторинга геомагнитной активности с помощью меры аномальности (t), данный инструментарий также работает на совокупности всех данных ИНТЕРМАГНЕТ. Алгоритм рассчитывает максимальный разброс значений в пределах каждого часа для каждой обсерватории и наносит значения на карту мира [Viljanen et al., 2001]. В терминах ДМА, речь идет о значениях выпрямления «Осцилляция» в часовом окне Oy (t, ), где =30 мин. Последовательность таких карт отображается в виде анимации.

Разработанная система имеет узкое прикладное значение. Совокупность полученных значений за час является показателем индуцированных токов в Земле.

Такой мониторинг в первую очередь направлен на защиту трубопроводов и электросетей от внешнего магнитного влияния, выражающегося в индуцированных токах [Viljanen et al., 2001]. Инструмент разработан в Канаде после техногенной катастрофы 1989 г., которая произошла в результате сильной магнитной бури. Почти по всей стране вышла из строя электросеть, что привело к огромным экономическим потерям. Изначально этот инструмент мониторинга применялся только к данным обсерваторий, расположенных в Канаде. Канадские исследователи для локального анализа в этом направлении дополнительно привлекают модель электропроводимости Земли. Инструментарий основан на обработке предварительных данных, поэтому следует ожидать множество ложных аномалий в случае некачественных исходных данных.

5.5. Выводы 1. Впервые разработан метод распознавания и мониторинга геомагнитной активности на основе всей совокупности наземных наблюдений магнитного поля Земли с использованием ДМА и ГИС-технологий. Метод, осуществляя распознавание, позволяет следить за динамикой распространения магнитных бурь в режиме реального времени.

Оценка геомагнитной активности в различных регионах Земли дается в единой шкале.

Метод не требует выявления магнитоспокойных дней для определения Sq-вариации.

2. На базе ДМА разработана новая мера аномальности, которая дает возможность более детального и наглядного изучения развития геомагнитной активности по сравнению с геомагнитными индексами. Мера позволяет анализировать внутреннюю тонкую структуру магнитных бурь, динамику их развития, как по всему земному шару, так и в пределах отдельных регионов. На высоких широтах, где измеряемое магнитное поле намного более изменчиво в силу воздействия внешнего магнитного поля, такое региональное изучение динамики активности становится еще более интересным.

3. Тестирование предложенной меры геомагнитной активности на данных, полученных с нескольких обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ, показало ее высокую корреляцию с локальным K-индексом геомагнитной активности. Знания экспертов, осуществляющих анализ геомагнитных данных вручную, эффективно инкорпорированы в разработанные алгоритмы за счет их обучения.

4. Предлагаемый метод был опробован на примере двух сильных геомагнитных бурь, наблюдаемых во время 23-го солнечного цикла на всей мировой сети магнитных обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ. На базе проведенного анализа было показано, что кольцевой ток не всегда является главным содействующим элементом в отношении экваториальных геомагнитных возмущений во время развития основной фазы сильных геомагнитных бурь. Геомагнитные возмущения имеют общепланетарный характер, и для глубокого и детального исследования морфологических особенностей распространения геомагнитных возмущений по земному шару необходимо анализировать всю совокупность исходных обсерваторских данных. Предложенный метод впервые позволяет это делать в автоматическом режиме с минимальным временным разрешением.

5. Геомагнитная активность является наиболее прямым выражением воздействия солнечных корпускулярных потоков на атмосферу Земли, поэтому совокупный анализ магнитограмм, записанных на всевозможных широтах и долготах, при помощи предложенного метода дает возможность изучения структуры корпускулярных потоков.

6. Разработанная система оценки магнитной активности в приложении к поступающим в российско-украинский центр магнитным данным, которые проходят процедуру автоматизированного контроля качества и привязки к базовой линии, открывает возможность для достоверного изучения и оценки распределения магнитных возмущений по территории России и Украины в режиме, близком к реальному времени.

ГЛАВА 6. Применение метода дискретного математического анализа к распознаванию аномалий на данных о цунами Данная глава основана на результатах, опубликованных в работах [Гвишиани и др., 2010а;

Soloviev et al., 2012c, 2013].

6.1. Обоснование и постановка задачи Распознавание в рядах геофизических данных временных участков, которые обусловлены активизацией различных геофизических процессов, является одним из важнейших направлений в современной физике Земли. Как правило, активизация геофизических процессов проявляется в образовании аномальных участков на временных рядах геофизических данных. Так, в сейсмограммах, кратковременные участки, соответствующие процессам землетрясений, достаточно часто выглядят как аномальные;

в магнитограммах поля Земли, временные участки, соответствующие процессам магнитных бурь, также, вполне, могут интерпретироваться как аномальные.

Распознавание временных участков с сейсмическими и цунами- волновыми возмущениями в сигналах датчиков гидростатического давления донных сейсмических станций, содержащих сигналы землетрясений и цунами, является актуальной геофизической задачей. Cигналы датчиков гидростатического давления с такими составляющими являются ранними предвестниками возможных цунами. Цунами волновые возмущения, обнаруживаемые в сигналах датчиков гидростатического давления от донных сейсмических станций, которые располагаются вдали от берега, могут приниматься в качестве непосредственных предвестников цунами.

Донные сейсмические станции с датчиками гидростатического давления имеют целый ряд преимуществ по сравнению с традиционными донными станциями, которые оснащены сейсмографами. Национальное управление США по изучению океана и атмосферы (NОАА) развернула глубоководную систему обнаружения волн цунами – систему DART (Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis), состоящую из одних из наиболее передовых донных сейсмических станций. Такие станции, объединённые в глобальную систему, могут обеспечить эффективное предупреждение цунами и внести весомый вклад в изучение сейсмичности Земли. Эти утверждения основаны на том, что 80% всех землетрясений происходят под дном океанов и морей, и сеть исключительно из наземных сейсмических станций не может регистрировать землетрясения без пропусков.

Необходимость развития аналитической компоненты существующих систем предупреждения о цунами обусловлена следующими причинами:

1. Необходимость формализованной автоматизации обработки наблюдаемых данных для повышения надежности, однородности и объективности процедуры обработки;

2. Необходимость автоматизированной обработки больших массивов цифровых данных в связи со стремительным ростом пунктов наблюдения и данных мониторинга землетрясений и цунами;

3. Требования по обеспечению высокой эффективности и качества надлежащего оперативного принятия решения в случае цунами;

4. Необходимость использования нечеткой логики и нечеткой математики в рассматриваемой проблеме, по своей природе имеющей нечеткие элементы;

5. Усиление геодинамической и тектонической активности за последние несколько лет, включая происшествие сильнейших землетрясений за весь период сейсмических наблюдений в Индийском океане около побережья Индонезии (26 декабря 2004 г., M ~ 9.2) и в Тихом океане около побережья Японии (11 марта 2011 г., M ~ 9.0), которые привели к огромным человеческим и экономическим жертвам. Последнее придает формализованной, автоматизированной обработке данных в системах предупреждения о цунами еще большее значение.

Данная глава содержит описание алгоритмической системы RTFL (Recognition of Tsunamis based on Fuzzy Logic), которая обеспечивает автоматизированное распознавание временных участков, содержащих события двух видов: соответствующих приходу P волны и приходу цунами. В основе метода лежат элементы нечеткой математики.

Эффективность системы продемонстрирована в ее применении к распознаванию указанных волновых возмущений в записях сигналов донных сейсмических станций системы DART-2.

Апробация алгоритма RTFL проводилась на данных DART-2, полученных с буя №46419 (рис. 6.1) за период с 23 июля 2006 г. по 2 мая 2010 г. Рассматриваемые данные представляют собой два временных ряда:

1. Абсолютные значения давления воды (в метрах водяного столба), измеренного на дне океана (Time Series 1 – TS1);

2. Значения разницы между измеренными и модельными значениями давления (Time Series 2 – TS2).

Рис. 6.1. Мировая карта расположения станций DART с дополнительной информацией по бую № 46419.

В обоих случаях шаг наблюдений по времени составляет 15 секунд, а длина записи – 7 942 215 значений. На рис. 6.2 приведен пример сигнала от P-волны, отраженного на TS1 и TS2, на рис. 6.3 – пример сигнала от волны цунами. Задача состояла в автоматизированном распознавании всех сигналов от P-волн (Signal of P-Wave – SPW) и сигналов от волн цунами (Signal of Tsunami Wave – STW), отраженных на TS2.

Рис. 6.2. Пример SPW, отраженного на TS1 (сверху) и TS2 (снизу).

Рис. 6.3. Пример STW, отраженного на TS1 (сверху) и TS2 (снизу).

6.2. Автоматизированное распознавание алгоритмом RTFL сигналов P-волн и волн цунами на данных системы DART- Предварительная оценка эффективности работы метода осуществлялась путем сравнения результатов распознавания, полученных при помощи RTFL, с результатами ручной обработки данных.

В результате ручной обработки данных экспертами было выделено 20 событий на записи, среди которых 14 событий являются SPW, а 6 – STW. С использованием автоматизированной обработки данных, алгоритмом было выделено 21 событие, среди которых 2 события оказались лишними. Кроме того, алгоритм не распознал одно событие, представляющее собой STW. Таким образом, вероятность пропуска цели составила (1/20)*100% = 5%, а вероятность ложной тревоги составила величину (2/21)*100% = 9.5%.

Эти результаты были получены в ходе достаточно грубого выбора параметров настройки алгоритма. При проведении оптимизации следует ожидать ещё более низких значений вероятностей ошибок первого и второго родов. Таким образом, полученный результат, являющийся предварительным, можно считать крайне успешным.

Очевидно, при более тонкой настройке алгоритмов путем варьирования свободных параметров с помощью частичного или полного перебора следует ожидать повышения точности результатов. Примеры распознавания алгоритмом SPW и STW на TS приведены на рис. 6.4-6.6. Фрагмент TS2, содержащий пропущенный алгоритмом STW, приведен на рис. 6.7. По сравнению с другими STW, это событие отличается крайне слабой возмущенностью относительно общего фона.

Рис. 6.4. Пример автоматизированного распознавания SPW и следующего за ним STW на TS2. Выделенные события помечены красным цветом.

Рис. 6.5. Пример автоматизированного распознавания SPW на TS2. Выделенное событие помечено красным цветом.

Рис. 6.6. Примеры автоматизированного распознавания STW на TS2. Выделенные события помечено красным цветом.

Рис. 6.7. Событие на TS2, представляющее собой STW и не распознанное алгоритмом.

Красной линией обозначены примерные временные границы этого события.

Работа предложенного алгоритма сравнивалась с алгоритмом, построенным на базе спектрально-временного анализа, который применялся в аналогичной задаче [Гетманов и др., 2012]. В указанной работе описана последовательная реализация алгоритмов, обеспечивающая распознавание временных участков с Рэлеевскими и цунами- волновыми возмущениями в записях сигналов донных сейсмических станций.

Первый алгоритм вычисляет оценки функций частотно-временных распределений и реализует процедуры принятия решений по распознаванию с помощью сравнения оценок и эталонных функций частотно-временных распределений. Второй алгоритм производит нелинейную фильтрацию результатов процедуры принятия решений для повышения точности оценивания границ аномальных участков и снижения вероятностей ложных обнаружений и пропусков.

Как было отмечено ранее, недостатком методов спектрально-временного анализа по сравнению с предложенным подходом к распознаванию является необходимость наличия априорной информации об искомых возмущениях. В данном случае, требуется определения эталонных функций частотно-временных распределений. Предлагаемый алгоритм RTFL, построенный на базе дискретного математического анализа, в большой степени адаптивен. Он способен распознавать в регистрируемых данных аномальные явления, априори не известной и изменчивой во времени природы.

В работе [Гетманов и др., 2012] достигается сравнимый уровень ложных обнаружений и пропусков событий.

6.3. Выводы 1. Разработанный алгоритмический метод ДМА реализован для распознавания аномальных событий на временных рядах вариаций придонного давления воды, регистрируемых мировой сетью придонных датчиков гидростатического давления в открытом океане. Созданная система впервые позволяет обнаруживать в накопленных данных события, не отраженные в имеющихся мировых каталогах землетрясений и цунами в силу их небольшой магнитуды.

2. Реализованный метод применен в решении задачи распознавания на записях наблюдений системы DART-2 (глубоководная система обнаружения волн цунами) временных участков, соответствующих сигналам от подводных землетрясений (P-волн) и волн цунами. Оценка работы системы путем сравнения результатов распознавания с работой эксперта показала высокую эффективность метода.

3. Метод позволяет в автоматическом режиме, объективно, единообразно и оперативно обрабатывать огромные массивы данных, полученные со всей сети мировых наблюдений цунами за продолжительный период времени, что практически невозможно сделать вручную. При этом, его функционирование не требует сверхбольших вычислительных затрат. Разработанный комплекс может работать в режиме реального времени, обрабатывая данные по мере их поступления.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ В процессе работы над решением задач, поставленных в диссертации, были получены следующие основные результаты:

1. На базе ДМА создан новый метод распознавания и изучения аномальных событий на временных рядах различных геофизических данных. На базе конструкции нечетких сравнений строго формализованы понятия, необходимые для анализа временных рядов: нечеткая мера аномальности, нечеткие грани и нечеткая мера скачкообразности.

Эти формализации позволяют эффективно решать поставленные в рамках диссертации задачи методом ДМА. Разработанные алгоритмы обладают существенной адаптивностью и универсальностью в силу наличия свободных параметров. Используя конкретный набор значений параметров, алгоритмы осуществляют единообразное формализованное распознавание аномальных событий на временных рядах произвольной природы.

Специфика и морфология данных при этом отражены в результатах обучения.

2. Создана конкретная реализация алгоритмического метода ДМА в виде алгоритмов SP, SPs и JM для распознавания и анализа аномальных событий на временных рядах наблюдений МПЗ. Формализованы критерии эффективности метода и проведена оценка результатов распознавания. Алгоритмы позволяют получать очищенные от техногенных аномалий магнитограммы из предварительных записей практически без участия человека. Эта задача успешно решается на минутных и секундных данных наземных наблюдений и на полусекундных спутниковых данных. Эффективность реализованных алгоритмов также достигается благодаря созданной системе обучения и оценки качества работы алгоритмов. Такая автоматизированная система создана для магнитных измерений впервые. Работа алгоритма SPs сравнивалась с наиболее универсальными статистическими методами. Продемонстрированы явные преимущества предлагаемого алгоритма.

3. Создан центр геомагнитных данных на базе ГЦ РАН, что позволило объединить геомагнитные наблюдения России и Украины в единую межнациональную сеть.

Отличительной особенностью центра является внедрение автоматизированной системы распознавания техногенных аномалий, построенной на базе алгоритмического подхода ДМА. Система позволяет повысить достоверность очищенных магнитограмм даже по сравнению с зарубежными официальными центрами магнитных данных ИНТЕРМАГНЕТ.

Подход к хранению данных в реляционной СУБД обеспечивает важные преимущества по сравнению с некоторыми официальными узлами сбора данных ИНТЕРМАГНЕТ: широкие возможности поиска данных, гибкость запросов любой сложности и быстродействие их выполнения. В созданном центре реализованы хранение и обработка не только вариационных данных, но и результатов абсолютных измерений. Это дает возможность осуществлять привязку вариационных данных к абсолютным значениям фактически по мере их поступления. Такие данные, имеющие привязку к абсолютным значениям, прошедшие процедуру автоматизированного контроля качества и доступные с задержкой в несколько часов, являются ценным материалом для научного сообщества в области геомагнетизма и космофизики. На базе поступающих в центр данных решена задача непрерывной интерполяции полной напряженности магнитного поля Земли на территории России в режиме квазиреального времени.

4. Разработан новый метод распознавания и мониторинга геомагнитной активности на основе данных всей сети обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ с использованием ДМА и ГИС-технологий. Оценка геомагнитной активности в различных регионах Земли дается в единой шкале, с учетом региональной специфики. Предложенный метод позволяет осуществлять распознавание и следить за динамикой распространения магнитных бурь в режиме реального времени. Тестирование предложенной меры геомагнитной активности показало ее высокую корреляцию с региональным K-индексом геомагнитной активности.

Метод опробован на примере сильных геомагнитных бурь, наблюдаемых во время 23-го солнечного цикла на всей мировой сети магнитных обсерваторий ИНТЕРМАГНЕТ.

5. Алгоритмический метод ДМА реализован в виде алгоритма RTFL (Recognition of Tsunamis based on Fuzzy Logic) для распознавания аномальных событий на временных рядах вариаций придонного давления воды, регистрируемых мировой сетью придонных датчиков гидростатического давления в открытом океане. Алгоритм применялся для решения задач распознавания на записях наблюдений системы DART-2 временных участков, соответствующих сигналам от подводных землетрясений (P-волн) и волн цунами. Алгоритм позволяет в автоматическом режиме единообразно обрабатывать огромные массивы данных, полученные со всей сети мировых наблюдений цунами за продолжительный период времени, что практически невозможно сделать вручную.

Алгоритм дает возможность работать в режиме реального времени, обрабатывая данные по мере их поступления, и может быть применен в задачах фильтрации постороннего шума в данных DART-2, мониторинга цунами, обнаружения в накопленных данных событий, не отраженных в имеющихся мировых каталогах землетрясений и цунами, и моделирования систем предупреждения о цунами.

БЛАГОДАРНОСТИ Работа выполнялась автором в Лаборатории геоинформатики и геомагнитных исследований ГЦ РАН. Свою глубокую признательность за постоянное внимание к проводившимся исследованиям автор выражает своему научному консультанту академику РАН, проф. А.Д. Гвишиани. Автор также благодарен д.ф.-м.н. С.М. Агаяну, который является одним из основных создателей теории ДМА. Автор выражает благодарность к.ф.-м.н. Ш.Р. Богоутдинову за ценные консультации по программированию на всех этапах работы. Автор признателен академику А.О. Глико за поддержку развития направления исследования. Автор также благодарен академику французской Академии наук, проф. Ж.-Л. ЛеМоуэлю, А. Шулья (Парижский институт физики Земли, Франция), Г.-И. Линте (GFZ Потсдам, Германия), д.ф.-м.н. Н.Г. Клеймоновой (ИФЗ РАН), д.ф.-м.н.

Р.Ю. Лукьяновой (ААНИИ) и проф. К. Мурсула (Университет Оулу, Финляндия) за любезно предоставленные консультации в области физической интерпретации полученных результатов распознавания, а также за введение в обсерваторскую практику геомагнитных наблюдений. Автор благодарен к.г.-м.н. Е.П. Харину и Р.В. Кульчинскому (ГЦ РАН) за консультации в области применения индексов магнитной активности и помощь в создании программного обеспечения с использованием ГИС-технологий. В ходе совместных работ по моделированию магнитного поля Земли автор многому научился у д.ф.-м.н. А.В. Хохлова (ИТПЗ РАН), С. Мауса (NGDC NOAA, США) и М. Мандеа (CNES, Франция). Автор выражает благодарность Дж. Лову (USGS, США), М. Нозе (Киотский университет, Япония) и сотрудникам магнитной обсерватории Шамбон-ля-Форе (Франция) за детальное ознакомление с функционированием официальных геомагнитных узлов ИНТЕРМАГНЕТ. Этот опыт явился отправной точкой в создании российско украинского центра геомагнитных данных. Автор признателен к.ф.-м.н. М.Н.

Добровольскому, Д.П. Медведеву и Р.В. Сидорову (ГЦ РАН) за помощь в создании российско-украинского центра и, в особенности, за высоко профессиональные консультации в области разработки базы геомагнитных данных и программных модулей для взаимодействия с ней.

ПРИЛОЖЕНИЯ ПРИЛОЖЕНИЕ 1. Магнитометрические измерения П1.1. Определение угловых элементов геомагнитного поля П1.1.1. Определение магнитного склонения Для определения магнитного склонения в некоторой точке необходимо определить координаты этой точки с помощью астрономических методов, определить направление географического меридиана с помощью астрономических наблюдений и определить направление магнитного меридиана с помощью компаса.

Морской компас в середине XIV века представлял собой магнитную стрелку, конец которой, указывающий на север, назывался северным. Конструкция из стрелки и градуированного круга позволяла определять направление магнитного меридиана с погрешностью 1/32 части большого круга или 32 румба. В этом случае показания стрелки курсоуказателя сравнивались со значением магнитного склонения на карте, что позволяло определить направление движения в географических координатах в абсолютных единицах.

Вычисление магнитного склонения проводилось как Dм А * Ам *, где А* и Ам* азимуты географический и магнитный соответственно. Использование магнитного склонения как курсоуказателя имеет ограниченное значение, поскольку не является абсолютным указателем курса в связи со сложной структурой магнитного поля. Поэтому практическое значение компаса приобретает смысл, если в районе плавания проводились специальные магнитные съемки и была построена карта магнитного склонения.

Таким образом, методика магнитных измерений начала своей истории (XV-XVII века) состояла из построения карт магнитного склонения. Построение карт было весьма трудоемкой работой, однако настоятельная необходимость в навигационном обеспечении Великих географических открытий заставляла проводить специальные съемки и при адмиралтействах стран, обладающих большим флотом, создавать специальные картографические службы.

П1.1.2. Определение магнитного наклонения Если стрелка компаса может вращаться и в вертикальной плоскости, то в равновесном состоянии она указывает направление, отличное от горизонтального. В случае, когда вертикальная плоскость совпадает с магнитным меридианом, подвешенная стрелка указывает направление поля, повернувшись вокруг центра масс. На этом принципе основано измерение наклонения с помощью «кольца наклона».

П1.2. Абсолютные измерения геомагнитного поля Абсолютные измерения геомагнитного поля необходимы для определения вековых вариаций элементов геомагнитного поля и контроля параметров вариационных станций обсерватории. Абсолютные приборы и методы измерения геомагнитного поля за два века наблюдений менялись и совершенствовались. Пройден большой путь от компаса и метода Гаусса счета качаний магнита до электронных способов измерения геомагнитного поля.

В настоящее время на большинстве магнитных обсерваторий применяются протонные магнитометры, феррозондовые деклинометры/инклинометры и устаревшие кварцевые магнитометры Значительно реже применяются квантовые QНМ.

магнитометры, а некоторые обсерватории сохраняют в рабочем состоянии старые магнитные теодолиты. Ниже будет рассмотрен принцип действия наиболее распространенных магнитометров для измерения абсолютных значений магнитного поля и методы обсерваторских наблюдений.

П1.2.1. Кварцевый горизонтальный магнитометр Представим себе деклинометр, магнит которого находится в плоскости магнитного меридиана. Закрутим верхний конец нити на 2 радиан. Этого можно добиться, повернув домик прибора на его круглой подставке. В отсутствие закручивания нити магнит будет указывать направление на магнитный север, но при достаточном закручивании магнит повернется примерно на 1 радиан. Будем поворачивать прибор до тех пор, пока зрительная труба не окажется снова на одной линии с магнитом. Пусть – угол между первоначальным и последним положениями трубы. Это означает, что верхний конец нити повернулся на 2 + радиан, а нижний конец (т. е. магнит) – на радиан. Таким образом, момент кручения нити равен 2, где – момент кручения на 1 радиан поворота. Он равен магнитному моменту сил (если пренебречь магнитной восприимчивостью среды) 2 = H m sin.

Показания прибора снимают, повернув его по часовой стрелке, а также в обратном направлении. Полусумму этих двух отсчетов принимают за угол е. Это усреднение позволяет компенсировать любое (малое) начальное отклонение от плоскости магнитного меридиана. Асимметрия магнита на конечный результат не влияет, поскольку она вносит одинаковую ошибку в оба показания прибора, а угол J вычисляется как разность между ними.

Кварцевые магнитометры можно также применять для измерения склонения, хотя достигаемая точность результатов ниже, чем в случае использования деклинометра. Они особенно полезны в полярных районах, где не требуется определять склонение с высокой точностью.

П1.2.2. Протонный прецессионный магнитометр Начиная с 60-х годов прошлого века, протонный магнитометр занял ведущее место в приборном парке магнитных обсерваторий. Само явление прецессии ядер атомов вокруг силовых линий внешнего магнитного поля было обнаружено в 1937 г. Лазаревым и Шубниковым и впервые применено для измерения слабых магнитных полей в 1946 г.

Паккардом и Варианом. Новый метод измерения модуля вектора геомагнитного поля привлек особое внимание магнитологов в связи с высокой точностью и стабильностью параметров протонных магнитометров. Кроме того, процесс измерений необычайно прост и сводится к измерению частоты сигнала датчика.

Обычно датчик (первичный измерительный преобразователь) свободной ядерной прецессии представляет собой сосуд емкостью 200-500 мл с протоносодержащей жидкостью (вода, спирт, керосин) и цилиндрическую катушку с числом витков около 1000. Катушка выполняет две функции – создания сильного кратковременного магнитного поля (около 1-3 мТл) в объеме сосуда и последующего приема слабого сигнала прецессии протонов жидкости. Для снижения воздействия внешней электромагнитной помехи в конструкцию датчика вводят незамкнутый экран и дополнительную обмотку, подключенную встречно к измерительной катушке.

Для повышения эффекта прецессии ядерных магнитных моментов уже давно применяется динамическая поляризация ядер высокочастотным полем (известный в физике эффект Оверхаузера). Объем датчика в этом случае можно значительно уменьшить, и поэтому он требует меньшей энергии для создания поля поляризации, допускает увеличенные градиенты измеряемого геомагнитного поля и менее чувствителен к радиопомехам. В такой датчик встраивается обмотка резонансного ВЧ-возбуждения, а сосуд заполняется раствором свободного радикала для дипольного взаимодействия между спином протонов растворителя и спином свободных электронов радикала. В качестве рабочего вещества сначала использовался водный раствор нитрозодисульфоната калия (соль Ферми), но срок жизни этого раствора составлял менее часа. Добавление в раствор стабилизатора позволяет сохранять раствор несколько месяцев. Сейчас для протонных магнитометров созданы новые вещества из группы аминоксилов, рабочий срок которых увеличен до нескольких лет. Для каждого рабочего вещества требуется своя резонансная радиочастота в диапазоне от 65 до 80 МГц. Замена типа наполнителя в датчике требует соответствующей перестройки частоты и амплитуды ВЧ-сигнала возбуждения.

Датчики с динамической поляризацией обеспечивают сигнал прецессии в десятки раз большей амплитуды, что обеспечивает достаточно высокое отношение «сигнал/шум», меньшую зависимость от градиентов геомагнитного поля и поэтому имеют повышенную точность измерений. Но такие магнитометры пока имеют существенный для обсерватории недостаток в ограниченном сроке службы рабочего вещества датчика, состав которого обычно является секретом производителя. Более сложная схема прибора затрудняет ремонт и настройку магнитометра в обсерваторских условиях.

По сравнению с протонно-прецессионными методами, возбуждение прецессии под воздействием высокой частоты позволяет свести к минимуму энергопотребление и подавить шум (частота возбуждения находится далеко за пределами полосы пропускания сигнала прецессии). Кроме того, измерение частоты сигнала можно проводить одновременно с процессом поляризации, что позволяет увеличить скорость регистрации данных (до 5 измерений в секунду).

П1.3. Феррозондовые магнитометры Феррозондовый магнитометр предназначен для измерения относительных вариаций пространственных компонент вектора магнитного поля Земли. Этот прибор был сконструирован во время Второй мировой войны и был предназначен для обнаружения подводных лодок при аэросъемке. Он устроен подобно магнитному усилителю. Датчик состоит из двух параллельных соленоидов – сердечников с высокой магнитной проницаемостью, навитых в противоположных направлениях. Эти два соленоида соединены последовательно и возбуждаются переменным током (с частотой, скажем, Гц), амплитуда которого достаточна для насыщения сердечников за большую часть времени каждого полупериода. Обмотка вокруг двух соленоидов образует третью, сигнальную, катушку, которая через конденсатор соединена с резонансным усилителем и непосредственно подсоединена к усилителю постоянного тока (рис. П1.1).

Рис. П1.1. Принципиальная схема феррозондового магнитометра.

Предположим, что в направлении сердечников датчика нет поля. Сердечники должны быть подобраны так, чтобы при изменении намагниченности одного из них от насыщения в одном направлении до насыщения в другом направлении, намагниченность второго сердечника изменялась бы прямо противоположным образом. Этот процесс иллюстрируется графиками в левой части рисунка. В этом случае суммарный поток через сигнальную катушку (Ф = Ф1 + Ф2) остается нулевым. Однако существование компоненты внешнего поля, параллельной датчику, вызовет смещение, и полярность одного сердечника будет меняться не синхронно с изменением полярности другого. Между двумя изменениями полярности сигнальную катушку будет пронизывать некоторый поток. На ее выходе появляются два противоположно направленных импульса, пропорциональных скорости изменения потока. После их выпрямления в фазовом выпрямителе и сглаживания получается сигнал постоянного тока, пропорциональный приложенному полю. В некоторых приборах, устроенных по такому принципу, он непосредственно подается на выход. Однако в большинстве магнитометров этого типа имеется отрицательная обратная связь. Коэффициент усиления прибора подбирается так, чтобы благодаря катушке обратной связи поле на выходе в 100 тыс. раз превышало внешнее. При этом результирующее поле Не равно He Ha Hs, где Не и Hs – соответственно исходное поле и поле, обусловленное внешним соленоидом. Коэффициент усиления прибора выбирается так, чтобы Hs = l05He, и, следовательно, с относительной точностью 10-5 можно считать, что Нs = На, а поле Hs легко определить, измеряя ток во внешнем соленоиде. Преимуществом такой схемы является то, что конечный результат зависит только от постоянных внешнего соленоида и на него не влияют характеристики других элементов электронной схемы (если, конечно, коэффициент усиления всей схемы остается достаточно высоким). Добротность катушки слабо зависит от температуры, и в большинстве феррозондов осуществлена температурная компенсация, в результате чего температурный коэффициент уменьшается до значений порядка 1 нТл/1°С.

П1.4. Абсолютные измерения на магнитных обсерваториях Изменчивость магнитного поля во времени, особенно обусловленная геоэффективными явлениями на Солнце, может иметь характерные времена от минут до дней. Изменения быстроменяющегося поля требуют специальных приборов, которые относятся к классу вариометров. В начале XIX века была создана сеть магнитных обсерваторий, в которых в качестве вариометров использовались стрелочные магниты, которые устанавливались таким образом, чтобы их оси были перпендикулярны плоскостям, в которых лежат подверженные вариации компоненты поля. Обычно это тройка взаимоперпендикулярных осей, стрелки на которых в первом приближении направлены так, что в магнитоспокойные дни они указывают вверх, на север и на восток.


К стрелкам прикреплены маленькие зеркала, которые при небольшом отклонении стрелок отбрасывают луч света на расстояние несколько метров, увеличивая таким образом чувствительность прибора при записи луча на фотобумагу или используя более современные электронные приборы. Таким образом, изменение магнитного поля сводится к перемещению светового пятна на некоторое расстояние в мм. Калибровка мм в нТл проводится с помощью тех или иных абсолютных приборов, описанных выше. В последнее время наилучшим комплектом абсолютных приборов является следующая комбинация: протонный магнитометр для измерения НТ и феррозондовый деклинометр инклинометр для измерения D и H.

Феррозондовый деклинометр-инклинометр построен на базе высокоточного теодолита, изготовленного из немагнитных материалов. На горизонтальном поворотном круге и вертикальном поворотном круге устанавливаются феррозондовые ноль магнитометры. Датчики D показывают ноль, когда соответствующие поворотные круги располагаются так, что проекция Н компоненты на направление оси феррозондового магнитометра равна 0. Установив таким образом горизонтальный поворотный круг, начинается поворот вертикального круга до тех пор, пока феррозондовый магнитометр I не показывает также ноль. Отсчеты на лимбах показывают значения D и I в угловых единицах. При этом, направление на географический север определяется при помощи наведения на соответствующую визирную цель, расположенную на некотором удалении от обсерватории, либо выводится из расчетов астрономической навигации по положению Солнца или другой звезды. Деклинометр-инклинометр используется как для калибровки компасов, так и для периодической калибровки геомагнитных вариометров в магнитных обсерваториях, ведущих непрерывную запись вариаций магнитного поля Земли.

Таким образом, с помощью двух приборов определяются значения H, D, I, т.е. дают абсолютные значения поля в цилиндрической системе координат.

П1.5. Магнитные съемки с подвижных объектов Проблема магнитных съемок с подвижных объектов возникла в середине ХХ века, когда магнитные карты стали использоваться для решения различных прикладных задач.

Вообще говоря, магнитные съемки являются съемками одной какой-либо компоненты геомагнитного поля. Поскольку магнитное поле является векторной величиной, то чтобы построить карты компонент требуется проводить не только магнитные измерения направления. Для измерения направления необходимо иметь стационарную координатную систему и метод привязки измерительного устройства к этой системе.

Кардинальное решение этой проблемы было осуществлено в последние десятилетия ХХ века при проведении спутниковых магнитных съемок. Об этом будет сказано позже, а сейчас мы остановимся на морских и аэромагнитных съемках.

Единственной компонентой магнитного поля, для которой направление измеренной величины не имеет смысла, это измерение модуля Н Т. Для морских съемок, где движение объекта, на котором производится съемка, не столь существенно, используется протонный или квантовый магнитометр. Для аэромагнитных съемок скорость является главным фактором, поэтому при съемках используются феррозондовые магнитометры, объединенные во взаимоперпендикулярные (ортогональные) тройки. В этом случае каждая компонента измеряется независимо, но практически одновременно. В результате их общей измеряемой величиной является Н Т X 2 Y 2 Z 2. Результаты съемок обычно применяются для построения крупномасштабных карт для нужд геологоразведки.

В 1964 г. в СССР была проведена первая спутниковая магнитная съемка на высоте 300 км. Съемка была также модульной, точность измерений составляла первые десятки нТл. Между 1964 и 1979 гг. было проведено еще несколько модульных съемок, однако основная задача построения высокоточных глобальных карт поля не была достигнута, так как метод построения таких карт является разложением в ряды по сферическим гармоническим функциям потенциала геомагнитного поля. Расчет потенциала, а, значит, построение глобальных карт, не имеет единственного решения.

В 1979 г. была запущена миссия МАГСАТ, которая имела систему ориентации, позволяющую для каждого феррозондового датчика в каждый момент времени определять ориентацию этого датчика. Место измерения в пространстве определялось с помощью системы GPS.

ПРИЛОЖЕНИЕ 2. Индексы ретроспективной оценки геомагнитной активности П2.1. С-индекс Наиболее простой индекс геомагнитной активности С характеризует возмущенность геомагнитного поля в течение суток и имеет трехбалльную шкалу (0, 1, 2).

Начал определятся в 1906 г. На каждой обсерватории магнитолог «на глаз» оценивает возмущенность геомагнитного поля за сутки. Наиболее спокойные записи геомагнитного поля оцениваются нулем (рис. П2.1), наиболее бурные – числом 2 (рис. П2.2). Часто эта характеристика носит субъективный характер. Для того чтобы сгладить следы индивидуальности, в 1957 г. Бартельс на смену индекса С предложил индекс Сi.

IRT_17.03. D nT H nT Z nT 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 0 1 2 3 4 5 6 Время местное LT Рис. П2.1. Спокойные суточные вариации 17 марта 2003 г. (C = 0), Иркутская МО.

ОБ буря IRT_06-07.04. 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 UT D nT H nT Z nT Рис. П2.2. Очень большая буря с внезапным началом 6-7 марта 2000 г. (C = 2), Иркутская МО.

П2.2. Сi-индекс Для оценки магнитной активности всего земного шара был введен планетарный индекс Сi, характеризующий возмущенность в течение суток. Индекс Сi вычисляют как среднеарифметическое значение С-индексов приблизительно 30 геомагнитных обсерваторий, и поэтому он является более объективным по сравнению с С-индексом.

Значения Ci-индекса вычисляются с точностью до одной десятой и они могут принимать значения от 0.0 до 2.0.

П2.3. К- индекс Индексы С и Сi являются мерой геомагнитной активности за период одни сутки.

Однако для решения многих задач необходима мера магнитной активности за более короткий промежуток времени, лишенная какой бы то ни было субъективности. Поэтому IAGA в 1939 г. приняла решение о введении в практику магнитных обсерваторий индекса К десятибалльной шкалы.

K-индекс характеризует изменение геомагнитной активности на конкретной обсерватории в 3-часовых интервалах времени, начиная с 00 ч 00 мин UT. K-индекс выражается в баллах и принимает значения от 0 до 9. Балл 9 соответствует очень сильному геомагнитному возмущению. Учитывая, что амплитуда геомагнитного возмущения зависит от широты места наблюдения (максимальная амплитуда наблюдается в зоне полярных сияний), значению К=9 соответствует возмущение большее 2500 в зоне полярных сияний и около 300 в низких широтах (исключая экватор). Для всех других обсерваторий, расположенных в полярной шапке, средних широтах, значению K= соответствуют возмущения меньшие 2500 но большие 300 (табл. П2.1). Конкретно для каждой обсерватории соответствие между значением K=9 и амплитудой возмущения было получено при рассмотрении исключительно сильного геомагнитного возмущения, которое наблюдалось 16 апреля 1938 г. Приняли, что в этот день с 6 до 9 ч UT K-индекс всех обсерваторий равнялся 9 баллам, а максимальное значение амплитуды возмущения за этот интервал было взято за нижний предел амплитуды балла K=9.

Таблица П2.1. Соответствие амплитуд значениям К-индекса в зависимости от широты наблюдения Шкала К-индекс Ф 0 1 2 3 4 5 6 7 8 025 2550 50100 100200 200350 350600 6001000 1000-1650 16502500 2500 020 2040 4080 80160 160280 280480 480800 8001300 13002000 2000 018 1836 3672 72144 144252 252432 432720 7201188 11881800 1800 015 1530 3060 60120 120210 210360 360600 6001000 10001500 1500 8251250 1250 5 012 1225 2550 50100 100175 175300 300500 6601000 1000 6 010 1020 2040 4080 80140 140240 240400 750 7 08 815 1530 3060 60105 105180 180300 300500 600 8 06 612 1224 2448 4885 85145 145240 240400 550 9 05 510 1020 2040 4070 70120 120200 200330 500 10 05 510 1020 2040 4070 70120 120200 200330 350 11 04 48 816 1630 3050 5085 85140 140230 300 12 03 36 612 1224 2440 4070 70120 120220 П2.4. Kp- индекс Для оценки планетарной геомагнитной возмущенности в течение суток был рассмотрен индекс Сi. С течением времени возникла практическая потребность в более точной информации о планетарной геомагнитной возмущенности. Поэтому в 1949 г.

Бартельс предложил новый планетарный индекс Кр, характеризующий возмущенность в 3 часовом интервале (рис. П2.3) [http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vdat/]. Для вычисления планетарных индексов геомагнитной активности стали использовать в основном данные геомагнитных обсерваторий, расположенных в субавроральной зоне. Субавроральной называют зону, ширина которой приблизительно 20° и которая окружает зону полярных сияний с внешней стороны. Субавроральная зона удалена от любого конкретного магнитосферного или ионосферного источника и в то же время чувствительна к любому из них. Все это способствовало использованию данных только обсерваторий субавроральной зоны для вычисления планетарной геомагнитной возмущённости.

Рис. П2.3. Оценка величин Kp вручную.

Исходными данными для вычисления Кр-индекса явились данные K-индекса с обсерваторий, расположенных между 63° северной и 46° южной геомагнитных широт. Эти обсерватории обеспечивают быстрое вычисление и оперативную передачу этих данных в Международную службу индексов, которая вычисляет Кр-индекс. К ним относятся Мианук (Канада), Оттава (Канада), Ситка (Аляска), Леруик (Шотландия), Ескдейльмьюр (Англия), Лове (Швеция), Руде-Сков (Дания), Вингст (Германия), Виттевен (Нидерланды), Хартленд (Англия), Аженкур (Канада, с 1969 г.), Фредериксбург (США) и Дмберли (Новая Зеландия) (рис. П2.4, табл. П2.2). Планетарный Кр-индекс вычисляется как среднее из K-индексов с этих 13 обсерваторий и определяется с точностью до 1/3 (табл. П2.3).


Рис. П2.4. Магнитные обсерватории, поставляющие данные для вычисления Кр-индекса.

Таблица П2.2. Координаты обсерваторий, служащих источником данных для Кр-индекса Скорректи рованная Географи геомагнитная ческая Код Обсерватория широта широта Долгота Северное полушарие 62,5° MEA Meanook 54.62 246. 60,0° SIT Sitka 57.07 224. 58,9° LER Lerwick 60.13 358. 58,9° OTT Ottawa 45.4 284. Lov 56,5° LOV 59.35 17. 54,3° ESK Eskdalemuir 55.32 356. 52,7° BJE Brorfelde 55.62 11. 51,8° FRD Fredericksburg 38.2 282. 50,9° WNG Wingst 53.75 9. 50,0° HAD Hartland 50.98 355. Niemegk(4) 48,8° NGK 52.07 12. Южное полушарие 50,2° EYR Eyrewell 43,41 172. 45,2° CAN Canberra 35,30 Таблица П2.3. Соответствие индексов Kp и ap Kp 0o 0+ 1- 1o 1+ 2- 2o 2+ 3- 3o 3+ 4- 4o 4+ 4o 4+ ap 0 2 3 4 5 6 7 9 12 15 18 22 27 32 27 Kp 5- 5o 5+ 6- 6o 6+ 7- 7o 7+ 8- 8o 8+ 9- 9o ap 39 48 56 67 80 94 111 132 154 179 207 236 300 ар-индекс называют 3-часовой эквивалентной амплитудой и её величины вычисляются согласно табл. П2.3. Ap-индекс является эквивалентной среднесуточной планетарной амплитудой и определяется как среднее из 8 ар-индексов для этих суток.

Примеры представления значений Kp-индекса за год приведены на рис. П2.5.

Рис. П2.5. Значения планетарного 3-часового индекса Kp за 1996 г. (слева) и 1999 г.

(справа).

П2.5. Ср- индекс Планетарный индекс Сp введен для стандартизации индекса Ci и является производным индексом от Kp-индекса. Сp-индекс – объективный суточный планетарный магнитный индекс и имеет шкалу измерения от 0.0 до 2.5. Всякий, кто желает сохранить для Ср шкалу Сi от 0.0 до 2.0, может просто считать значения Ср от 2.0 до 2.5 как 2.0.

П2.6. С9- индекс Индекс С9 является производным индексом от индекса Ср и характеризует суточную планетарную возмущенность геомагнитного поля. Индекс С9 был введен Бартельсом для удобства при визуальном выделении рекуррентных (повторяющихся через 27 дней) геомагнитных бурь из длинного ряда наблюдений (табл. П2.4). Рекуррентные геомагнитные бури являются следствием прохождения через центральный меридиан Солнца его активных областей, которые могут сохраняться на протяжении восьми-десяти оборотов.

Таблица П2.4. Соответствие между Ср-индексом и С9-индексом Cp 0,00,1 0,20,3 0,40,5 0,60,7 0,80,9 1,01,1 1,21,4 1,51,8 1,9 2,02, C9 0 1 2 3 4 5 6 7 8 П2.7. Определение 5 q- и 5 d-дней Каждый месяц Постоянная служба геомагнитных индексов определяет пять спокойных (5q) и пять возмущенных (5d) международных дней, используя данные Kp индекса. Определение строят на основании трех критериев:

1. находят сумму восьми значений Кp за сутки;

2. вычисляют сумму квадратов восьми значений Кp;

3. определяют наибольшее значение из восьми значений Кр.

В соответствии с каждым этим критерием определяют «порядковый номер» для каждого дня каждого месяца (рис. П2.6). По трем полученным порядковым номерам для каждого дня вычисляют средний порядковый номер. Пять дней с наименьшими и пять дней с наибольшими порядковыми номерами считали как пять международных спокойных и возмущенных дней соответственно. Сейчас служба определяет еще 6-10 спокойных дней. Принято очень спокойный период обозначать буквой «С», а спокойный «К», и делается эта оценка для двух периодов 24 часа и 48 часов. Запись «СС*» означает, что оба периода (24 и 48 часов) были очень спокойные, а (*) означает, что этот день вошел в число 5 международных спокойных дней. В некоторых публикациях 5 международных спокойных дней обозначают буквами “QCC”.

Рис. П2.6. Пример определения пяти спокойных и пяти возмущенных дней в январе г.

Согласно стандартному представлению данных IAGA в месяце отбирается 5 Sq дней, а в году – 60 Sq-дней. Однако в реальности, например, в 1996 г., было всего магнитно спокойных дней, которым соответствовали следующие показатели (табл. П2.5):

Суточные индексы: Ap 3, Dst ±10, AE 100, Cp = 0, C9 = 0;

Часовые индексы: ap 6, Dst 18.

Таблица П2.5. 14 реально магнитно спокойных дней в 1996 г.

1996 Dst Dst_h Dst_h Ap AE ap ap Cp C MD D min max min max 0307 -009 -016 -004 2 100 0 4 0 0407 -001 06 -07 2 80 0 3 0 0518 -009 -01 -20 2 40 0 5 0 0613 006 04 09 2 80 0 4 0 0903 -008 -004 -013 3 120 0 3 0 1006 -003 0 -006 2 100 0 5 0 1101 -012 -008 -018 3 100 0 6 0 1102 -011 -007 -013 2 100 0 4 0 1103 -003 002 -011 2 100 0 6 0 1130 -003 0 -008 2 30 0 3 0 1205 -007 -05 -010 2 70 0 3 0 1206 -006 005 -014 1 70 0 3 0 1219 -010 -006 -018 1 30 0 3 0 1220 -001 004 -007 2 100 0 3 0 В 1999 г. этим показателям соответствовали 22 магнитно спокойных дня, при этом в некоторые из дней Cp = 0.1.

П2.8. Индексы Kn, Ks и Km На ассамблее IUGG в 1967 г. было принято решение о введении нового планетарного индекса вместо индекса Кp. Рекомендовали вычисление этого индекса провести с 1 января 1964 г.

Необходимость введения нового индекса вытекала из недостаточно точного определения планетарного 3-часового индекса Кp, вычисляемого на основании данных Kp обсерваторий, неравномерно расположенных на земном шаре (рис. П2.4), что не позволяло учесть возмущенность, источник которой локализован, например, в российском секторе.

Кроме того, за 15 лет существования K-индекса значительно улучшились наши знания относительно магнитной активности. Например, было показано, что магнитная активность имеет сезонный ход, который намного больше, чем предполагалось ранее.

Магнитные авроральные явления в основном наблюдаются одновременно в обоих полушариях. Однако различия в конфигурации главного магнитного поля Земли между одним полушарием и другим могут, вероятно, вносить значительные различия в уровень магнитной активности. Поэтому возникла также необходимость в создании независимой меры магнитной активности для каждого полушария. Для решения этой задачи было необходимо выбрать в субавроральной зоне каждого полушария наиболее пригодные для характеристики планетарной магнитной активности обсерватории, равномерно расположенные по долготе (рис. П2.7, табл. П2.6).

Рис. П2.7. Обсерватории, использующиеся для расчета индексов Kn, Ks и Km.

Таблица П2.6. Геомагнитные широты обсерваторий, использующихся для расчета индексов Kn, Ks и Km Northern Hemisphere Southern Hemisphere Observatory Corr.Geom. Lat. Observatory Corr. Geom. Lat.

53.8° 50.2° MGD Magadan EYR Eyrewell 46.4° 45.2° G1 PET Petropavlosk G6 CAN Canberra 37.4° MMB Memambetsu POD Podkammenkaya 57.2° 44.1° GNA Gnangara G2 G 52.2° 48.3° SVD Sverdlovsk AMS Amsterdam 50.0° 58.8° HAD Hartland PAF Kerguelen 52.4° G3 G8 CZT Crozet 48.8° NGK Niemegk 41.1° HER Hermanus 58.9° AIA Argentine Isl. 49.7° OTT Ottawa G 51.8° 27.8° FRD Frederiksburg TRW Trelew 55.2° NEW Newport G 53.9° G5 VIC Victoria 39.7° TUC Tucson Обсерватории были объединены в группы по две-три так, что средние магнитные долготы каждой группы почти равноотстояли друг от друга. Пять таких групп было выделено в северном полушарии (G1-G5, табл. П2.6) и четыре группы – в южном (G6-G9, табл. П2.6). Средние долготы групп приведены в табл. П2.7.

Таблица П2.7. Группы обсерваторий для расчета индексов Kn, Ks и Km N N N N N Группа G G G G G 1 2 3 4 N E 210 145 85 350 S S S S Группа G G G G 1 2 3 S E 220 160 105 По данным станций, расположенных в северном полушарии, вычисляется индекс характеризующий планетарную возмущенность в северном полушарии и Kn, эквивалентную амплитуду возмущения an. По данным станций, расположенных в южном полушарии вычисляется Ks-индекс, характеризующий планетарную возмущенность в южном полушарии и эквивалентную амплитуду as. Индекс Кm характеризует среднюю планетарную возмущенность и среднюю планетарную эквивалентную амплитуду am [http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vdat/].

Таким образом, для характеристики планетарной магнитной возмущенности в 3 часовом интервале в настоящее время существуют два индекса: Kp и Km. Оба индекса вычисляются на основании K-индексов по данным обсерваторий, число и расположение которых существенно различное. Отличаются и методики вычисления этих индексов.

Несмотря на то, что индекс Km характеризует планетарную возмущенность с большей точностью, Kp-индекс будет по-прежнему вычисляться Постоянной службой индексов до тех пор, пока сбор данных и вычисление Km-индекса на их основе не будет столь же оперативным, как вычисление Kp-индекса. Если Kp-индекс вычисляется и поступает в Мировые центры данных (МЦД) с недельным опозданием, то Km-индекс публикуется с опозданием до нескольких месяцев.

П2.9. aа- и АА-индексы аа- и АА-индексы [http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vdat/] были введены последними из всех планетарных амплитудных индексов (в 1976 г.) с целью получения однородного ряда индекса планетарной возмущенности за максимально возможный интервал времени.

Это было возможно только при сокращении числа обсерваторий до двух и при их диаметрально противоположном расположении в южном и северном полушариях на средних широтах. Такие антиподные обсерватории были найдены и их характеристики приведены в табл. П2.8.

Таблица П2.8. Обсерватории, используемые для расчета индексов аа и АА Северное полушарие Южное полушарие Годы Обсерватория Геомаг. Годы Обсерватория Геомаг.

широта широта 1868-1925 Greenwich (1,007) 1868-1919 Melbourne (0,967) 1926-1956 Abinger (0,934) 1920-1979 Toolangui (1,033) 50.00 45. 1957- … 1980- … Hartland (1,059) Canberra (1,084) Из табл. П2.8 видно, что местоположение станций с 1868 г. переносилось. Этот перенос происходил таким образом, что обсерватории на всем интервале времени оставались антиподными. В скобках указан весовой коэффициент стандартизации по широте.

3-ехчасовой К-индекс каждой обсерватории из табл. П2.8 был переведен задним числом в амплитуды. Средние значения между амплитудами пары обсерваторий и есть аа индекс. Он вычисляется в нТл и представляет уровень активности на инвариантной магнитной широте 500. АА-индекс представляет собой среднее значение аа-индекса за сутки.

Индексы аm и аа незначительно отличаются друг от друга, что говорит о хорошей точности аа-индекса при характеристике планетарной геомагнитной активности.

Сопоставление годовых значений аа-индекса с годовыми числами солнечных пятен приведено на рис. П2.8.

Рис. П2.8. Сопоставление годовых значений аа-индекса (красный цвет) с годовыми числами солнечных пятен (желтый цвет).

П2.10. Индексы AU, L, E, AO AU, AL, AE, AО – индексы геомагнитной активности, которые были предложены Девисом и Сугиурой в 1966 г. являются [http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vdat/], количественной мерой магнитной активности в авроральной зоне северного полушария (~60°-80°N). Они отражают усиление токов в ионосфере, протекающих вдоль границы аврорального овала (восточного и западного токов полярного электроджета – полярной электроструи).

Индексы AU, AL, AE, AО измеряются в гаммах и отражают весь диапазон возмущений магнитного поля Земли, т. е. при их вычислении учитываются все типы вариаций, которые регистрируются на магнитограммах с разверткой 20 мм в час.

Методика вычисления индексов AU, AL, AE, AO основана на определении величины отклонения H-составляющей геомагнитного поля от спокойного уровня – среднемесячного значения H-составляющей, вычисленного по данным пяти международных спокойных дней.

Для вычисления AU, AL, AE, AО используют геомагнитные данные обсерваторий, расположенных в северной зоне полярных сияний (рис. П2.9, табл. П2.9).

Величины отклонения H-составляющей геомагнитного поля от спокойного уровня определяются по огибающей кривой магнитограмм всех используемых станций.

Рис. П2.9. Карта обсерваторий, по которым вычисляются индексы AU, AL, AE, AО.

Таблица П2.9. Координаты обсерваторий, по которым вычисляются индексы AU, AL, AE, AО Географ. корд. Геомаг. корд.

Обсерватория (англ.) Обсерватория (рус.) Код IAGA Ш(°N) Д(°E) Ш(°N) Д(°E) Абиско Abisko ABK 68.36 18.82 66.04 115. О.Диксон Dixon Island DIK 73.55 80.57 63.02 161. Мыс Челюскин Cape Chelyuskin CCS 77.72 104.28 66.26 176. Б.Тикси Tixie Bay TIK 71.58 129.00 60.44 191. Барроу Barrow BRW 71.30 203.25 68.54 241. Коллидж College CMO 64.87 212.17 64.63 256. Йолкнайф Yellowknife YKC 62.40 245.60 69.00 292. Форт Чёрчил Fort Churchill FCC 58.80 265.90 68.70 322. Пост де Балейне Poste-de-la-Baleine PBQ 55.27 282.22 66.58 347. Narsarsuaq Нарсарсуаг NAQ 61.20 314.16 71.21 36. (Narssarssuaq) Лейрвокур Leirvogur LRV 64.18 338.30 70.22 71. Пебек Pebek PBK 70.1 170.9 64.8 226. Числовые значения любой точки верхней (максимальной) и нижней (минимальной) огибающих определяют соответственно значения AU- и AL-индексов. Эти индексы имеют четкий физический смысл. Они характеризуют интенсивность восточного (AU-индекс) и западного (AL-индекс) токов полярного электроджета. Поэтому численные значения AU индекса находятся в интервале от 0 в магнитоспокойный день до приблизительно + в возмущенный день, а для AL-индекса от 0 до -3000 соответственно.

AE-индекс (AE=AU-AL) был определен как алгебраическая разность AU- и AL индексов. Численное значение AE-индекса лежит в интервале от 0 в магнитоспокойный день до приблизительно +3000.

Значение AO-индекса определяется как (AU+AL)/2 и геометрически представляет перемещающуюся серединную точку между AU- и AL-значениями в любой заданный момент времени. Численные значения AO-индекса могут изменяться от 0 в магнитоспокойный день до приблизительно –1500 или до +1000 в магнитовозмущенный день. Пример визуализации индексов AU, AL, AE, AO приведен на рис. П2.10.

Рис. П2.10. Пример визуализации индексов AU, AL, AE, AO.

П2.11. Dst-индекс Dst-индекс был введен Сугиурой в 1964 г. [http://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vdat/].

Благодаря ясному физическому смыслу, состоящему в характеристике интенсивности симметричного кольцевого тока, типичного для восстановительной фазы магнитной бури, он быстро завоевал заслуженное признание. Dst-индекс представляет среднюю величину возмущения в часовом интервале, вычисленную по данным сети низкоширотных станций, разнесенных по долготе. Единица измерения Dst-индекса нТл.

Для вычисления Dst-индекса сначала использовали данные H-компоненты восьми станций, довольно равномерно распределенных в полосе широт Ф = ± (10° 40°), чтобы исключить возможное влияние экваториального и полярного электроджетов. Список станций, данные которых были использованы Сугиурой для вычисления Dst-индекса, приведены в табл. П2.10. Из этой таблицы видно, что пять станций отобрано в северном и три в южном полушариях. В целях более быстрого получения Dst-индекса в дальнейшем число станций было сокращено до четырех (рис. П2.11).

Таблица П2.10. Первоначальный перечень обсерваторий, чьи данные использовались для вычисления Dst-индекса Обсерватория - код Координаты географические Координаты геомагнитные 0 0 Ф 33, Херманюс - HER 34 25 ю.ш. 19 13 в.д. 80, Алибаг - ABG 18 38 с.ш. 72 53 9,5 143, Какиока - KAK 36 14 с.ш. 140 11 26,0 206, Апиа - API 13 48 ю.ш. 188 14 16,0 260, Гонолулу - HON 21 18 с.ш. 201 54 21,0 266, Сан-Хуан - SJG 18 23 с.ш. 293 53 29,9 3, 20, Пилар - PIL 31 40 ю.ш. 296 07 4, 14 24 с.ш.

М Бур - MBO 343 03 21,2 55, Рис. П2.11. Карта обсерваторий, используемых для вычисления Dst-индекса в настоящее время.

Для каждой обсерватории i измеряемая среднечасовая горизонтальная компонента геомагнитного поля складывается из следующих физических величин:

H i (T ) H 0 (T ) Sq (T ) Li (T ) Di (T ), i i где H 0 (T ) – значение Главного магнитного поля Земли на i-й станции, включая i циклические вариации, Sq (T ) – солнечносуточная вариация, i Li (T ) – лунносуточная вариация, Di (T ) – возмущенная вариация.

Di (T ) -возмущенная вариация определяется как Di (T ) H i (T ) H 0 (T ) Sq (T ) Li (T ).

i i На практике используется формула Di (T ) H i (T ) Sq (T ), i где H i (T ) H i (T ) H 0 (T ) i Часовой индекс Dst рассчитывается как Dst (T ) D(T ) / cos, где D(T) – среднее возмущение для четырех обсерваторий, нормализованное к дипольному экватору, Ф – средняя дипольная широта обсерваторий i (i = 1,…,4).

Процедура нормализации позволяет минимизировать эффект отсутствия некоторых часовых величин. Примеры визуализации индекса Dst приведены на рис. П2.12, П2.13.

Рис. П2.12. Визуализация индексов AE, AU, AL и Dst.

Рис. П2.13. Визуализация индекса Dst.

П2.12. PC- индекс PC-индекс (от polar cap) вычисляется по геомагнитным данным одной станции, расположенной вблизи полярной шапки, и оценивает геомагнитную активность в этом районе. В северном полушарии PC-индекс вычисляют по данным станции Thule, расположенной в Гренландии на 86,50 исправленной геомагнитной широте. В южном полушарии его вычисляют по данным станции Восток в Антарктиде (Ф = 83,30). РС индекс выводится как безразмерная величина, которая пропорциональна интенсивности магнитного возмущения в полярной шапке, откалибрована по межпланетному полю Em, и параметризована по сезону, времени UT и полушарию (северное или южное).

Алгоритм расчета PC-индекса Troshichev et al., 2000;

Troshichev, Lukianova, основан на статистическом анализе соотношений между параметрами солнечного ветра (скорости v, компонент By, Bz ММП) и горизонтальным вектором магнитных возмущений на околополюсной станции:

HPC = Hsin Dcos, где = DE + + UT, географическая долгота, H и D отклонения в горизонтальных компонентах H и D геомагнитного поля от спокойного уровня, DE средний угол склонения на станции (знак “плюс” для станции Восток, знак “минус” для станции Thule), угол между направлением трансполярного тока и меридианом полдень-полночь в данный момент мирового времени UT, UT это градусная мера, и она равна 0, когда станция находится на полуночном меридиане.

Поскольку реально существующая двухвихревая система токов несимметрична относительно меридиана полдень-полночь и искривляется под действием других параметров солнечного ветра (поток, плотность, температура и т. д.), то “истинный” угол HPC определяется из условия наилучшей корреляции между величинами и межпланетным электрическим полем, “проникающим” в магнитосферу:

Em = v(By2 + Bz2)1/2sin2(/2), где v скорость солнечного ветра, By и Bz азимутальная и вертикальная компоненты ММП, угол между земным магнитным диполем и ММП.

Угол, при котором корреляция достигает максимума, фиксируется как статистически достоверная величина, определяющая направление трансполярного тока.

Именно это значение, которое зависит от сезона и момента времени UT, используется в последующих расчетах PC-индекса. Для заданного значения определяется величина вектора магнитного возмущения:

HPC = Em +, где и являются функцией времени (месяца и UT).

HPC Таким образом, величина оказывается связанной с межпланетным электрическим полем, воздействующим на магнитосферу. Отсюда получаем выражение для индекса РС:

PC = (HPC )/, где масштабный коэффициент, который в настоящее время уточняется, а пока для станции Восток равен 1.

Итак, РС-индекс выводится как безразмерная величина, которая пропорциональна интенсивности магнитного возмущения в полярной шапке, откалибрована по межпланетному полю Em и параметризована по сезону, времени UT и полушарию (северное или южное).

Большие положительные величины РС-индекса указывают на интенсивное поступление энергии солнечного ветра в магнитосферу и, соответственно, на возмущенное состояние магнитосферы, небольшой или отрицательный (по утверждению авторов) РС-индекс соответствует спокойной магнитосфере.

Первоначальный РС-индекс рассчитывали как 15-минутную величину по величинам коэффициентов нормировки и угла для каждого из 12 месяцев.

Модифицированный 1-минутный РС-индекс выводится аналогичным способом. РС индекс публикуется в UT.



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 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.