Геомагнетизм и аэрономия, 2020, T. 60, № 4, стр. 490-495

1. ВВЕДЕНИЕ

Потоки ускоренных электронов с энергиями 1–10 кэВ, вызывающих дискретные сияния, являются характерной особенностью авроральной области [Newell et al., 2001]. На основе статистического анализа данных метеорологических спутников было установлено, что такие потоки возникают главным образом в темноте (зимнее полушарие предпочтительнее летнего и ночь благоприятнее дня), подтверждая ключевую роль ионосферной проводимости в возникновении дискретных сияний [Newell et al., 1996, 2001]. Увеличение потоков таких ускоренных электронов в основном связано с увеличением их энергии, а не концентрации [Newell et al., 2010]. Поэтому появление потоков ускоренных электронов связывают с продольным электрическим полем, которое возникает во внешней ионосфере в относительно узком слое внутри интервала высот 5000–10 000 км, т.е. на высотах ~1R_E, где R_E – радиус Земли. В предполуночные часы частота появления продольного электрического поля максимальна для неосвещенных условий, когда концентрация электронов ионосферной плазмы понижена в области этого электрического поля [Morooka and Mukai, 2003; Cattell et al., 2013]. Следовательно, продольные электрические поля и связанные с ними потоки ускоренных электронов зависят от условий освещенности ионосферы. В авроральной области потоки энергии ускоренных электронов максимальны в вечернем – предполуночном секторе, где они статистически связаны с фоновыми продольными токами из ионосферы в магнитосферу [Korth et al., 2014].

Возникновение продольного электрического поля во внешней ионосфере связывают с аномальным сопротивлением. Это сопротивление возникает при превышении дрейфовой скоростью электронов V_D, связанной с продольным током, порогового значения для развития плазменной неустойчивости и последующем переходе этой неустойчивости и плазменных колебаний в режим насыщения [Липеровский и Пудовкин, 1983]. Такое ограничение роста плазменных колебаний означает появление дополнительного сопротивления, которое называют аномальным сопротивлением, поскольку оно обусловлено плазменными колебаниями, а не кулоновскими столкновениями электронов с ионами [Липеровский и Пудовкин, 1983].

Появление продольного электрического поля и потоков ускоренных электронов, направленных вниз в ионосферу, может привести к цепочке процессов с положительной обратной связью: нестационарное увеличение проводимости ионосферы, генерация альвеновской волны, распространение этой волны вдоль геомагнитного поля во внешнюю ионосферу, превышение продольным током альвеновской волны порогового значения для развития плазменной неустойчивости, образование в этой области продольного электрического поля и ускорение электронов в этом поле вниз в ионосферу [Trakhtengerts and Feldstein, 1991; Pokhotelov et al., 2002]. Фоновая проводимость ионосферы играет важную роль в эффективности механизма положительной обратной связи, поскольку генерация альвеновской волны обусловлена увеличением проводимости ионосферы относительно фона. Поэтому эффективность механизма положительной обратной связи максимальна для минимальной фоновой проводимости ионосферы [Pokhotelov et al., 2002]. В этом одна из причин сезонной асимметрии в появлении дискретных сияний в авроральной области [Pokhotelov et al., 2002].

Другая причина асимметрии зима/лето в появлении потоков ускоренных электронов и дискретных сияний в предполуночном секторе авроральной области может быть обусловлена разницей между летними и зимними значениями концентрации электронов n_e в области существования продольного электрического поля во внешней ионосфере. Важность этой причины оставалась неясной. Дело в том, что для этих условий обычно концентрация электронов, например, на высоте 500 км отличается не больше, чем в 2 раза, и выше примерно 3R_E вдоль геомагнитного поля разница между летними и зимними значениями n_e также незначительна [Carpenter and Anderson, 1992; Johnson and Wygant, 2003]. Интерполяция этих данных на высоту ~ 1R_E показывает, что разница между летними и зимними значениями n_e не превышает 1.5 раз в области продольного электрического поля. Эта разница слишком маленькая, чтобы заметно влиять на наблюдаемую асимметрию зима/лето в появлении потоков ускоренных электронов. Решение этой задачи было главной целью данной работы.

2. РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИЗА

Выше 500 км можно считать, что токи Холла и Педерсена несущественны, и условие непрерывности электрического тока имеет вид B∂(J/B)/∂s = 0, где J – продольный ток; B – геомагнитное поле; s – координата вдоль фиксированной силовой линии геомагнитного поля. Если дрейфовая скорость электронов V_D = (V_e − V_i), связанная с продольным током, превышает тепловую скорость электронов V_Te, то развиваются плазменные неустойчивости, которые в конечном итоге могут приводить к стимулированному высыпанию авроральных электронов [Липеровский и Пудовкин, 1983]. Условие V_D > V_Te можно представить в виде

где J_T – локальное пороговое значение продольного тока (на высоте h фиксированной силовой линии геомагнитного поля), превышение которого приводит к развитию плазменных неустойчивостей в этой локальной области; e – заряд электрона; n_e – концентрация электронов. Обычно альвеновские волны генерируются ниже 200 км. Для приближенных оценок можно считать, что амплитуда продольного тока альвеновской волны не изменяется в интервале от области генерации до высоты h₀ = 500 км, где магнитное поле В = B₀ и амплитуда продольного тока альвеновской волны J = J₀. Выше 500 км условие непрерывности продольного тока альвеновской волны имеет вид J/B = const. Это позволяет получить критическое значение амплитуды продольного тока альвеновской волны J_C на высоте h₀ для развития плазменной неустойчивости на высоте h вдоль геомагнитного поля, когда эта волна достигнет данной высоты h [Деминов и др., 2001; Деминов, 2008]: Анализ особенностей изменений J_T и J_C с высотой (вдоль геомагнитного поля) в предполуночной авроральной области для зимних и летних условий может позволить судить о причинах разницы в частоте появления ускоренных электронов для этих условий, т.е. решить поставленную задачу.

Для этого необходимо определить высотные распределения n_e и T_e в анализируемой области. Для определенности были выбраны типичные средние условия в авроральной области в предполуночные часы. Координаты пункта (географическая широта 69.6 N, географическая долгота 19.3 E, исправленная геомагнитная широта 66.7 N, параметр Мак-Илвейна L = 6.4), индекс геомагнитной активности Kp = 3, индекс солнечной активности F10.7 = 150, местное время LT = 21:00, зима (середина декабря) или лето (середина июня). Координаты данного пункта примерно соответствуют координатам радара EISCAT Tromso.

Для этих условий температуры электронов и ионов (T_e и T_i) во внешней ионосфере вдоль L = = 6.4, т.е. воль геомагнитного поля, вычислялись с помощью модели [Titheridge, 1998]. Для вычисления n_e во внешней ионосфере вдоль L = 6.4 использовано диффузионное приближение для ионосферной плазмы, состоящей из электронов и ионов O⁺ и H⁺ (см., например, [Деминов, 2008]). В качестве граничных условий для вычисления n_e в этом приближении можно задать концентрацию электронов на двух фиксированных высотах, где в ионном составе преобладают ионы O⁺ и H⁺ соответственно. В качестве одной из таких высот выбрана высота h₀ = 500 км, где преобладает O⁺. Концентрация электронов на этой высоте была вычислена с помощью локальной модели ионосферы по данным радара EISCAT Tromso, полученной по Интернет (http://madrigal.haystack.mit.edu/models). Эта модель является частью объединенной модели ISRIM (Incoherent Scatter Radar Ionospheric Model), которая основана на данных ряда радаров некогерентного рассеяния радиоволн [Holt et al., 2002; Zhang et al., 2005, 2007]. В данном случае на высоте 500 км концентрация электронов n_e равна 1.3 × 10⁵ и 7.5 × 10⁴ см^–3 для лета и зимы. Второе граничное условие для зимы: n_e = 10 см^–3 на высоте 8000 км как типичное среднее значение n_e в высоких широтах на этой высоте [Kletzing et al., 1998]. Вторым граничным условием для лета было требование, чтобы на высоте h = 3R_E концентрации электронов для лета и зимы отличались не сильно в соответствии с экспериментально наблюдаемой тенденцией [Johnson and Wygant, 2003]. В данном случае на высоте h = 3R_E концентрация электронов равна 9.9 и 7.0 см^–3 для лета и зимы. Эти граничные условия и известные температуры электронов и ионов позволяют вычислить n_e в диффузионном приближении вдоль L = 6.4 вплоть до вершины этой силовой линии.

Результаты вычисления изменений с высотой (вдоль L = 6.4) T_e, n_e, J_T и J_C для анализируемых условий показаны на рисунке 1. Видно, что T_e летом больше, чем зимой. В области преобладания ионов O⁺ это приводит к увеличенному характерному масштабу изменения n_e c высотой (шкале высот n_e) летом по сравнению с зимой. В результате отношение лето/зима для концентрации электронов равно 1.7, 5.7 и 1.4 на высотах 500 км, 1R_E и 3R_E и это отношение максимально на h ~ ~ 1R_E. Существование этого максимума связано с особенностями высоты перехода h_T, где концентрации ионов O⁺ и H⁺ одинаковы, поскольку характер изменения n_e с высотой ниже и выше h_T различен. В данном случае h_T равно 0.85R_E и 1.91R_E для зимы и лета, т.е. летом h_T примерно на 1R_E выше, чем зимой. Характер изменения порогового значения продольного тока J_T с высотой аналогичен концентрации электронов n_e, поскольку в области преобладания O⁺ изменения n_e с высотой более значительны, чем V_Te ~ (T_e)^1/2. В результате на высоте h ~ 1R_E величина J_T равна 4.2 и 0.7 А/км² для лета и зимы, отношение лето/зима для J_T максимально на этой высоте, где оно равно 6.0. Высотное распределение критического значения амплитуды продольного тока альвеновской волны J_C имеет минимум, поскольку в области преобладания ионов H⁺ изменения магнитного поля с высотой более значительны, чем J_T ~ n_eV_Te. Параметры этого минимума: J_C = = 19.9 А/км² на высоте h = h_min = 1.61R_E для лета, J_C = 4.5 А/км² на высоте h_min = 0.93R_E для зимы. Высота h_min является наиболее вероятной высотой возбуждения плазменных неустойчивостей продольным током альвеновской волны, где для лета величина J_C в 4.4 раза больше, чем для зимы.

Высоты h_min и h_T различаются не сильно. Например, для зимы h_min = 0.93R_E и h_T = 0.85R_E. Кроме того, на этих высотах обычно выполнено условие T_e = T_i. Для таких условий электростатическая ионно-циклотронная (ЭИЦ) неустойчивость является наиболее вероятной плазменной неустойчивостью на высоте h_min, и условие развития этой неустойчивости: V_D > 0.3V_Te [Kindel and Kennel, 1971; Липеровский и Пудовкин, 1983]. Параметры минимума критического значения амплитуды продольного тока альвеновской волны для порогового значения ЭИЦ неустойчивости: J_EIC = 0.3, J_C = 6.0 А/км² на высоте h = h_min = 1.61R_E для лета, J_EIC = 1.35 А/км² на высоте h_min = 0.93R_E для зимы. Итак, для рассматриваемых условий зимой для J_EIC > 1.35 А/км² на высоте h_min = 0.93R_E = 5925 км развивается ЭИЦ неустойчивость, которая может перейти в ЭИЦ турбулентность с образованием аномального сопротивления и, как следствие, продольного электрического поля, которое ускоряет сверхтепловые электроны вниз в ионосферу. Это и есть ускоренные электроны, с которыми связаны дискретные полярные сияния.

3. ОБСУЖДЕНИЕ

Стационарные крупномасштабные продольные токи в авроральной области можно рассматривать как предельный случай нестационарных альвеновских волн, для которых также выполнено условие непрерывности этого тока: J₀ = = J(B₀/B). Данные спутника Triad показывают, что типичные средние значения продольного тока вниз в ионосферу в предполуночные часы равны 0.5–1 A/км² на высоте 800 км для Kp = 2–4 [Iijima and Potemra, 1976]. Для сравнения данных этого спутника с данными на рисунке достаточно учесть разницу в величинах магнитного поля B на высоте h₀ =500 км, используемой в расчетах, и на высоте спутника Triad. В данном случае коэффициент C = B(800)/B(500) = 0.88 и критическое значение продольного тока на высоте 800 км (для развития ЭИЦ неустойчивости на высоте h_min = = 0.93R_E зимой) J_EIC = 1.2 А/км². Следовательно, это значение J_EIC = 1.2 А/км² почти не отличается от верхней границы типичных средних значений продольного тока для рассматриваемых условий по данным спутника Triad. Поэтому для зимы достаточно слабых флуктуаций параметров ионосферы с образованием альвеновских волн, чтобы реализовался комплекс процессов, приводящих к появлению ускоренных электронов и связанных с ними дискретных сияний. В свою очередь, механизм положительной обратной связи наиболее эффективен именно для зимы [Pokhotelov et al., 2002], когда высыпания ускоренных электронов через ионизацию приведут к вторичной генерации альвеновской волны и т.д. В результате возможен самоподдерживающийся режим пульсирующих высыпаний ускоренных электронов, и интервал между этими пульсациями определяется в основном временем распространения альвеновской волны от E-слоя ионосферы до турбулентного слоя. Именно этот случай, по-видимому, был реализован в эксперименте “Авроральный триггер” [Гайдуков и др., 1993].

Для лета на высоте 800 км значение J_EIC = = 5.3 А/км², что в 5 раз больше верхней границы типичных средних значений продольного тока для этих условий по данным спутника Triad. Поэтому для лета стимулированное высыпание электронов, по-видимому, возможно только для условий, которые соответствуют высокой магнитной активности.

Эти выводы не противоречат экспериментальным данным. Так, на основе статистического анализа данных метеорологических спутников было установлено, что потоки ускоренных электронов, вызывающих дискретные сияния, возникают главным образом в темноте: зимнее полушарие предпочтительнее летнего и ночь благоприятнее дня [Newell et al., 1996, 2001]. В предполуночные часы частота появления продольного электрического поля максимальна для неосвещенных условий, когда концентрация электронов ионосферной плазмы понижена в области этого электрического поля [Morooka and Mukai, 2003; Cattell et al., 2013]. Повышенная частота высыпаний ускоренных электронов в ночную авроральную область для зимы, по-видимому, является причиной зимней аномалии в концентрации максимума E-слоя в этой области, когда в среднем концентрация этого максимума зимой больше, чем летом [Деминов и Деминова, 2019]. Существование этой аномалии следует как по локальной модели ионосферы, построенной по данным радара EISCAT Tromso (как части модели ISRIM [Holt et al., 2002; Zhang et al., 2005]), так и по данным ионосферных станций [Деминов и Деминова, 2017, 2019].

Итак, основная причина большой разницы в частоте появления ускоренных электронов в авроральной области в предполуночные часы для зимних и летних условий обусловлена особенностями изменения вдоль геомагнитного поля параметров ионосферной плазмы (n_e, T_e и T_i) во внешней ионосфере. Эти особенности таковы, что разница в n_e достигает максимума на высотах h ~ R_E, где летние значения n_e больше зимних примерно в 5–6 раз. В свою очередь, высокие летние значения n_e на этих высотах в значительной степени обусловлены более высокими летними температурами электронов и ионов во внешней ионосфере. Важная роль этих температур в обеспечении асимметрии зима/лето в частоте появления ускоренных электронов отмечена, по-видимому, впервые.

Механизм положительной обратной связи играет важную роль в сезонной зависимости частоты появления ускоренных электронов в ночной авроральной области [Pokhotelov et al., 2002]. Тем не менее, пониженная концентрация электронов ионосферной плазмы на высотах h ~ R_E в ночной авроральной области именно для зимы является основной причиной асимметрии зима/лето в появлении ускоренных электронов, поскольку этим определяется условие возникновения продольного электрического поля как источника ускоренных электронов. Отметим, что возникновение продольного электрического поля во внешней ионосфере является необходимым элементом положительной обратной связи в высыпаниях авроральных электронов.

4. ВЫВОДЫ

Проведен анализ роли внешней ионосферы в обеспечении большой разницы в частоте появления ускоренных электронов в авроральной области в предполуночном секторе для зимних и летних условий. Этот анализ основан на простой модели изменения концентрации электронов n_e во внешней ионосфере вдоль геомагнитного поля в диффузионном приближении и известной модели для температур электронов T_e и ионов T_i. Для типичных средних условий в авроральной области в предполуночном секторе получены следующие выводы:

1. Критическое значение продольного тока альвеновской волны J_EIC для развития электростатической ионно-циклотронной неустойчивости на высотах порядка радиуса Земли (h ~ R_E) для зимы почти совпадает с верхним пределом средних значений стационарного крупномасштабного продольного тока. Поэтому для зимы достаточно слабых флуктуаций продольного тока, связанных с альвеновской волной, для развития комплекса процессов, приводящих к появлению ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния. Для лета значение J_EIC в 4–5 раз больше, чем для зимы, и стимулированное высыпание авроральных электронов, по-видимому, возможно только при высокой геомагнитной активности.

2. Основная причина асимметрии зима/лето в значении J_EIC связана с особенностями изменения параметров внешней ионосферы вдоль геомагнитного поля. Разница в концентрации электронов достигает максимума на высотах h ~ R_E, где летние значения этой концентрации больше зимних в 5–6 раз, что, в свою очередь, связано с более высокими летними значениями температур электронов и ионов. Важная роль этих температур в обеспечении асимметрии зима/лето в частоте появления ускоренных электронов отмечена, по-видимому, впервые.