Геомагнетизм и аэрономия, 2021, T. 61, № 3, стр. 347-353

1. ВВЕДЕНИЕ

Годовая асимметрия (годовая аномалия, декабрьская аномалия) – это ионосферные явления, в которых глобально усредненная концентрация электронов в данное местное время в январе больше, чем в июле [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006]. Для выделения этой асимметрии часто используют концентрацию максимума F2-слоя NmF2 по данным сети ионосферных станций [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006; Mikhailov and Perrone, 2015; Brown et al., 2018], внешнего зондирования ионосферы [Gulyaeva et al., 2014] или по данным радиозатменных измерений на спутниках FORMOSAT-3/COSMIC [Zeng et al., 2008; Sai Gowtam and Tulasi Ram, 2017a]. Кроме того, используют полное электронное содержание ионосферы [Mendillo et al., 2005; Zhao et al., 2007; Gulyaeva et al., 2014] или высотное распределение концентрации электронов в области F ионосферы [Sai Gowtam and Tulasi Ram, 2017b]. В качестве характеристики этой асимметрии, например, для NmF2, используют индекс асимметрии [Rishbeth and Müller-Wodarg, 2006]

или отношение [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006; Mikhailov and Perrone, 2015] где NmF2(N + S)_Jan и NmF2(N + S)_July – суммарные (по северному и южному полушариям) значения NmF2 в январе и июле в фиксированное местное время. Обычно в этих уравнениях используют средние за месяц или медианы за месяц NmF2 [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006; Mikhailov and Perrone, 2015; Brown et al., 2018]. Ниже для определенности использован индекс R для медиан NmF2 за месяц. Для оценки величины AI по известному индексу R можно использовать соотношение AI = = (R – 1)/(R + 1).

Для анализа свойств глобального индекса R необходимо знание закономерностей и свойств индекса R(Φ) на данной геомагнитной широте Φ. Индекс R(Φ) определен уравнением (2), в котором NmF2(N + S)_Jan и NmF2(N + S)_July – средние по всем долготам суммарные (на данной широте Φ в северном полушарии и на сопряженной широте −Φ в южном полушарии) значения NmF2 в январе и июле в фиксированные местное время и уровень солнечной активности. Индекс R(Φ) назван локальным индексом R для краткости изложения.

Для получения корректных оценок глобального и локального индексов R для данного местного времени и уровня солнечной активности необходимо иметь соответствующие данные NmF2 для января и июля на всех долготах. Данные ионосферных станций не удовлетворяют этому критерию, поскольку в южном полушарии такие станции есть только в определенных долготных секторах. Тем не менее, по данным ионосферных станций были изучены некоторые свойства индексов R или AI [Yonezawa, 1971; Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006; Mikhailov and Perrone, 2015; Brown et al., 2018]. Например, на основе анализа четырех пар станций этим способом было получено, что в целом AI больше в солнечном максимуме, чем в солнечном минимуме [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006], вопреки предыдущим выводам [Yonezawa, 1971]. Спутниковые данные и, в первую очередь, данные радиозатменных измерений NmF2, полученные с помощью спутника COSMIC (Constellation Observing System for Meteorology, Ionosphere, and Climate), позволяют получить почти глобальную картину NmF2 для определенных геофизических условий и, тем самым, судить о закономерностях пространственного распределения индексов R или AI для этих условий [Zeng et al., 2008; Sai Gowtam and Tulasi Ram, 2017a]. Так, по данным COSMIC, центрированным на 21 июня и 21 декабря 2006 г. в интервале 90 дней, был выделен отчетливый пик индекса AI на геомагнитной широте примерно 25° и показано, что в полдень в декабре глобально осредненное значение NmF2 на 30% больше, чем в июне [Zeng, 2008]. Эти результаты были получены для низкой солнечной активности [Zeng, 2008]. Попытки оценить зависимость годовой асимметрии в NmF2 (или в высотном распределении концентрации электронов в области F ионосферы) от солнечной активности по данным COSMIC на фазе роста солнечного цикла 24 позволили установить только качественную тенденцию этой зависимости [Sai Gowtam and Tulasi Ram, 2017b]. Последнее связано с тем, что для получения корректной оценки R или AI необходимо, чтобы данные для декабря (или января) и июня (или июля) соответствовали фиксированному уровню (или интервалу) солнечной активности. На фазах роста и спада солнечного цикла это требование редко удовлетворяется, поскольку за интервал в половину года изменения индекса солнечной активности обычно существенны. Например, на фазе роста солнечного цикла 24 в интервале 2008–2012 гг. самые высокие и низкие значения глобального индекса AI наблюдались в соседних 2011 и 2012 годах из-за существенной и противоположной разницы в индексах солнечной активности в июне и декабре в эти годы [Sai Gowtam and Tulasi Ram, 2017b]. Следовательно, задачу о закономерностях изменения годовой асимметрии в NmF2 от геомагнитной активности и широты нельзя считать решенной.

Один из способов решения этой задачи основан на использовании глобальной модели медианы NmF2, в которой учтены зависимости NmF2 от геофизических условий, включая зависимости NmF2 от широты и солнечной активности. Реализация этого способа на примере анализа данных медиан NmF2 в полдень по модели SDMF2 (Satellite and Digisonde Data Model of the F2 layer) [Шубин, 2017] была главной целью данной работы. Выбор модели SDMF2 обусловлен тем, что она построена по большой базе данных ионосферных станций и спутниковых радиозатменных измерений критической частоты F2-слоя foF2. Они позволили обеспечить почти глобальное покрытие данными foF2 (с шагом 15° по долготе и 5° по широте) для каждого месяца и фиксированного часа мирового времени UT при низкой и относительно высокой солнечной активности. При построении модели SDMF2 был использован метод Лежандра для пространственного разложения месячных медиан foF2, вычисленных по этой базе данных, а затем – метод Фурье для разложения полученных коэффициентов по времени UT. Кроме того, для получения скользящих медиан foF2 на данный день месяца использована линейная интерполяция медиан foF2 для данного месяца и ближайшего месяца. В результате, входными параметрами этой модели являются географические координаты, время UT, день, месяц, год и интегральный индекс F10.7(τ) солнечной активности для данного дня. Индекс F10.7(τ) является средневзвешенным индексом F10.7 (с характерным временем T = 27 дней или τ = exp(–1/T) = 0.96), отражая зависимость foF2 от предыстории изменения F10.7 [Шубин, 2017].

Для решения поставленной задачи использован вариант модели SDMF2, когда не проводится интерполяция foF2 на данный день месяца. В этом случае входными (задаваемыми) параметрами модели являются географические координаты, время UT, месяц года и индекс солнечной активности F – величина измеренного потока радиоизлучения Солнца на длине волны 10.7 см для данного месяца. При анализе годовой асимметрии используют не географические, а геомагнитные [Mikhailov and Perrone, 2015] или магнитные [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006; Brown et al., 2018] координаты. Здесь, для определенности, использованы геомагнитные координаты Φ и Λ, когда магнитное поле Земли аппроксимировано центрированным диполем для 2010 года, географические координаты полюса которого в северном полушарии: 80.01° N, 287.79° E [Koochak and Fraser–Smith, 2017].

Поэтому более конкретно целью данной работы был анализ зависимости индекса годовой асимметрии R в полдень от геомагнитной широты Φ и индекса солнечной активности F с помощью модели SDMF2. Ниже последовательно представлены результаты этого анализа, а также анализа свойств глобального индекса R по модели SDMF2 и по базовой модели медианы foF2 в международной модели IRI [Bilitza, 2018] c коэффициентами ССIR (International Radio Consultative Committee) [Jones and Gallet, 1962, 1965] и URSI (International Union of Radio Science) [Rush et al., 1984, 1989]. Далее приведены обсуждение этих результатов и основные выводы работы.

2. РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИЗА

Для получения локального индекса R(Ф) в полдень на данной геомагнитной широте Ф для фиксированного индекса солнечной активности F вычислялись средние по всем долготам значения NmF2 в полдень для января (и июля) на широте Φ в северном полушарии (и сопряженной широте −Φ в южном полушарии) для этой солнечной активности. Алгоритм такого вычисления NmF2 в полдень, например, для января на широте Φ для данного индекса солнечной активности F, следующий. Задать геомагнитные долготы Λ(i) c шагом по долготе 15° (24 значения). Для каждого пункта с геомагнитными координатами Φ, Λ(i) последовательно вычислить географические координаты φ(i), λ(i) и мировое время UT(i), которое соответствует местному полудню; по известным φ(i), λ(i), UT(i) и F вычислить foF2(i) (и, следовательно, NmF2(i)) по модели SDMF2. Далее вычислить NmF2(N)_Jan – среднее по всем долготам значение NmF2 в январе в полдень в северном полушарии на широте Ф для данного индекса солнечной активности F. Аналогично вычислить NmF2(S)_Jan, NmF2(N)_Jul, NmF2(S)_Jul, по которым вычислить суммарные значения NmF2(N + S)_Jan и NmF2(N + S) _Jul. По уравнению (2) определить искомое значение локального индекса годовой асимметрии R = R(Ф) в полдень на данной геомагнитной широте Ф для данного уровня солнечной активности F. Среднее по всем широтам значение R(Ф) дает глобальный индекс годовой асимметрии R_G в полдень для данного уровня солнечной активности F. Для вычисления глобального индекса R_G использован шаг по широте 1° Ф. Этот же шаг использован при анализе зависимости локального индекса годовой асимметрии R от геомагнитной широты Ф.

На рисунке 1 показаны зависимости локального индекса годовой асимметрии R в полдень от геомагнитной широты для двух уровней солнечной активности, полученные по модели SDMF2 и приведенному выше алгоритму. Видно, что при низкой солнечной активности (F = 75) отчетливо выделяется основной максимум R на низких широтах, точнее, на геомагнитной широте 22°–24°, где R = 1.45. На средних и высоких широтах (Ф > 40°) изменения локального индекса годовой асимметрии R с широтой относительно слабые (1.19 < R < 1.24). Индекс R при относительно высокой солнечной активности (F = 150) больше, чем при низкой солнечной активности (F = 75) на широтах Ф > 31°–33°. На более низких широтах индекс R уменьшается с ростом солнечной активности. В результате, для F = 150 основной максимум R расположен на геомагнитной широте 64°–66°, где R = 1.47. Из данных на рис. 1 можно заключить, что локальный индекс R больше единицы на всех широтах и при любом уровне солнечной активности.

По данным на рис. 2 можно более детально судить о характере зависимости индекса R от солнечной активности на геомагнитных широтах 23° и 65°, которые получены по модели SDMF2. Эти широты соответствуют максимумам R при низкой и высокой солнечной активности (рис. 1). На рисунке 2 приведены также зависимости от солнечной активности компонентов R, т.е. NmF2 для соответствующих геофизических условий (см. уравнение (2)). Видно, что на геомагнитной широте 23° индекс R уменьшается с ростом солнечной активности. Это уменьшение не сильное: от R = 1.47 для F = 70 до R = 1.30 для F = 230. На широте Ф = 23° концентрация NmF2 в полдень в январе больше, чем в июле, в северном и южном полушариях при любом уровне солнечной активности.

На геомагнитной широте 65° индекс R увеличивается с ростом солнечной активности. Это увеличение значительно: от R = 1.2 для F = 70 до R = 1.57 для F = 230 (рис. 2). На этой широте концентрация NmF2 в полдень в январе больше, чем в июле, в северном и южном полушариях при F > 75, т.е. почти при любом уровне солнечной активности. Исключение составляет только очень низкий уровень солнечной активности. На широте Ф = 65° зависимость NmF2 от солнечной активности максимальна в январе в северном полушарии, когда NmF2 увеличивается примерно в 5.3 раза при переходе от F = 70 к F = 230. Для остальных случаев (июль в северном полушарии, январь и июль в южном полушарии) такие увеличения максимальны в июле в южном полушарии, когда они достигают 3.8 раз. Следовательно, на широте Ф = 65° в полдень в северном и южном полушариях зависимость NmF2 от солнечной активности местной зимой больше, чем местным летом, и эта разница в северном полушарии гораздо сильнее, чем в южном полушарии. Это и приводит к увеличению индекса R на данной широте с солнечной активностью.

Среднее по всем широтам значение индекса R в полдень для фиксированного уровня солнечной активности F дает глобальный индекс годовой асимметрии R_G в полдень для этого уровня солнечной активности. На рисунке 3 показаны зависимости индекса R_G от солнечной активности, полученные по модели SDMF2 и модели IRI c коэффициентами CCIR и URSI. Видно, что по модели SDMF2 индекс R_G увеличивается с ростом солнечной активности. Это увеличение очень слабое: R_G = 1.26 при F = 70 и R_G = 1.37 при F = 230. По модели IRI c коэффициентами CCIR и URSI индекс R_G уменьшается с ростом солнечной активности. Использование коэффициентов CCIR приводит к более сильной зависимости R_G от солнечной активности (R_G = 1.45 при F = 70 и R_G = = 1.23 при F = 230), чем использование коэффициентов URSI (R_G = 1.35 при F = 70 и R_G = 1.25 при F = 230). Несмотря на качественное различие между индексами R_G по модели SDMF2 и модели IRI c коэффициентами URSI, их средние значения лежат в диапазоне от 1.25 до 1.37. Следовательно, средние значения индексов R_G по этим моделям не противоречат друг другу.

3. ОБСУЖДЕНИЕ

Существование максимума годовой аномалии в NmF2 в низких широтах (примерно в области гребней экваториальной аномалии) в полдень при низкой солнечной активности отмечалось ранее по радиозатменным данным спутников FORMOSAT-3/COSMIC для конкретных периодов измерений, например, по данным, центрированным на 21 июня и 21 декабря 2006 г. в интервале 90 дней, [Zeng et al., 2008] или по данным 2009 г. [Sai Gowtam and Tulasi Ram, 2017a]. Данные на рис. 1 показывают, что по модели SDMF2 этот максимум на Ф = 22°–24° является регулярной закономерностью индекса годовой аномалии R в полдень при низкой солнечной активности. Вывод о том, что в полдень на широте Φ = 22°–24° в северном и южном полушариях средняя по долготе концентрация NmF2 в январе больше, чем в июле, при любом уровне солнечной активности, получен, по-видимому, впервые.

Модель SDMF2 дает уменьшение индекса R с ростом индекса солнечной активности F в низких широтах (Φ < 31°–33°) и увеличение этого индекса c ростом F на средних и высоких широтах. Ионосферные станции сосредоточены в основном на средних широтах и в среднем они дают увеличение индекса R c ростом F [Rishbeth and Müller–Wodarg, 2006; Brown et al., 2018], что согласуется с выводами по модели SDMF2. В свою очередь, включение в анализ большего числа низкоширотных станций может привести к противоположной зависимости среднего индекса R от солнечной активности. В этом возможная причина уменьшения среднего индекса R c ростом F по данным ионосферных станций средних и низких широт [Yonezawa, 1971].

Возможность существования максимума R в полдень на широте Φ = 64°–66° отмечена, по-видимому, впервые. Этот максимум существует при любом уровне солнечной активности, он слабо выражен при низкой солнечной активности и становится основным при повышенной и высокой солнечной активности (рис. 1). Следовательно, на широте Φ = 64°–66° происходит самое сильное увеличение R с ростом индекса солнечной активности F. Это увеличение обусловлено, в основном, относительно сильным увеличением NmF2 с ростом F в январе в северном полушарии по сравнению с другими компонентами индекса R (рис. 2). По оценкам, относительно сильное увеличение NmF2 с ростом F в январе в северном полушарии является свойством ионосферы средних и высоких широт, т.е. всей области ионосферы, где наблюдается увеличение R с ростом F. На основе анализа данных только одной пары среднеширотных станций Боулдер и Хобарт (Boulder, Hobart) было получено, что увеличение индекса R (или AI) с ростом солнечной активности для медианы NmF2 более значительно, чем для NmF2 при низкой геомагнитной активности [Деминов и Деминова, 2021]. Это обусловлено тем, что на средних широтах медиана NmF2 при низкой солнечной активности обычно соответствует низкой (ap(τ) < 9) геомагнитной активности, а медиана NmF2 при высокой солнечной активности чаще соответствует умеренной (9 < ap(τ) < 20) геомагнитной активности, где ap(τ) – средневзвешенный ap-индекс геомагнитной активности с характерным временем T = = 14 ч или τ = exp(–3/T) = 0.8 [Деминов и Деминова, 2021]. Умеренная геомагнитная активность обычно ассоциируется с суббурями как наиболее частой причиной геомагнитных возмущений. Возможной причиной того, что на средних широтах индекс R при умеренной геомагнитной активности больше, чем при низкой активности, является асимметрия зима/лето в частоте возникновения суббурь [Tanskanen et al., 2011] и годовая асимметрия в плотности термосферы [Lei et al., 2013]. Первый фактор заключается в том, что местной зимой наблюдается более высокая частота суббурь, с которыми связана генерация крупномасштабных внутренних гравитационных волн (ВГВ) в авроральной области. Второй фактор обеспечивает увеличенные амплитуды ВГВ на средних широтах в январе как наиболее частую причину увеличенных значений NmF2 на средних широтах в полдень [Деминов и Деминова, 2021]. Это позволяет качественно понять некоторые особенности зависимости R от солнечной активности на средних и, по-видимому, высоких широтах. Тем не менее, остается открытым вопрос о возможных причинах максимума R на широте Φ = 64°–66°.

По модели SDMF2 глобальный индекс годовой асимметрии R_G увеличивается с ростом индекса солнечной активности F (рис. 3). Зависимость R_G от F очень слабая, что в значительной степени связано с противоположной зависимостью локального индекса R от F на низких и более высоких широтах. Это означает, что механизмы годовой асимметрии NmF2 целесообразно изучать на основе анализа широтного распределения локального индекса R, а не анализа глобального индекса R_G. Модель медианы NmF2 с коэффициентами CCIR (как составная часть модели IRI) целиком построена по данным ионосферных станций, которые занимают небольшую часть южного полушария даже на средних широтах [Jones and Gallet, 1962, 1965]. Поэтому вычисления индекса R_G по модели IRI c коэффициентами CCIR приводят к ошибочным выводам: индекс R_G уменьшается с ростом F, и такое уменьшение является достаточно сильным (рис. 3). Модель медианы NmF2 с коэффициентами URSI также построена по наземным данным, но дополнительно учтены результаты моделирования ионосферы, в том числе, над океанами [Rush et al., 1984, 1989]. В результате, индекс R_G по модели IRI с коэффициентами URSI не сильно отличается от этого индекса по модели SDMF2, но качественное отличие сохраняется: индекс R_G по модели IRI с коэффициентами URSI уменьшается с ростом солнечной активности (рис. 3). Модель SDMF2 в значительной степени построена по спутниковым данным foF2, которые обеспечили почти полное покрытие этими данными всех долгот и широт для выбранных геофизических условий [Шубин, 2017]. В этом основная причина более высокой точности индекса R_G по модели SDMF2 по сравнению с этим индексом по модели IRI с коэффициентами и CCIR, и URSI.

4. ВЫВОДЫ

На основе глобальной эмпирической модели медианы критической частоты F2-слоя (SDMF2) выполнен анализ свойств годовой асимметрии в концентрации максимума F2-слоя NmF2 в полдень. В качестве характеристики этой асимметрии использован индекс R – отношение январь/июль суммарной (в данной и геомагнитно сопряженной точке) концентрации NmF2 в полдень, которая усреднена по всем долготам. Получены следующие выводы.

1. Установлено, что в низких геомагнитных широтах (Φ < 31°–33°) индекс R уменьшается с ростом солнечной активности. На более высоких широтах индекс R увеличивается с ростом этой активности.

2. При низкой солнечной активности основной максимум R расположен на широте Φ = 22°–24°. На этой широте в северном и южном полушариях средняя по долготе концентрация NmF2 в январе больше, чем в июле, при любом уровне солнечной активности.

3. При высокой солнечной активности этот максимум R расположен на Φ = 64°–66°, где наблюдается наиболее сильная зависимость R от солнечной активности. Это обусловлено, в основном, относительно сильным увеличением NmF2 с солнечной активностью в январе в северном полушарии.

4. Глобальный (средний по всем широтам и долготам) индекс R в полдень увеличивается с ростом солнечной активности в диапазоне от 1.26 до 1.37. Дополнительный анализ показал, что в модели IRI (с коэффициентами URSI и, тем более, с коэффициентами CCIR) глобальный индекс R уменьшается с ростом солнечной активности. Это, по-видимому, обусловлено ограниченным числом экспериментальных данных при получении коэффициентов CCIR и URSI, особенно над океанами.