Космические исследования, 2019, T. 57, № 1, стр. 32-38

Зимняя аномалия в критической частоте E-слоя ночной полярной ионосферы

М. Г. Деминов 1*, Г. Ф. Деминова 1

1 Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН
г. Москва, Россия

* E-mail: deminov@izmiran.ru

Поступила в редакцию 20.03.2018
После доработки 06.05.2018
Принята к публикации 15.05.2018

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлен анализ свойств зимней аномалии в критической частоте E-слоя foE ночной (22–02 LT) полярной ионосферы на примере данных цифровой ионосферной станции Тромсе за 1995–1998 гг. Установлено, что для этих условий зимняя аномалия в foE, т.е. превышение зимних значений foE над летними, характерна не только для медианы, но и для средних за месяц значений foE. Амплитуда зимней аномалии в foE минимальна для спокойных геомагнитных условий и достигает максимума при средней и повышенной геомагнитной активности (Kp = 3–4), в основном, из-за более сильного увеличения foE с ростом геомагнитной активности зимой. Это свойство зимней аномалии качественно и даже количественно аналогично свойству асимметрии зима/лето в потоках ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния. Поэтому данные foE по ионосферным станциям могут служить индикатором таких потоков электронов в полярной ионосфере.

1. ВВЕДЕНИЕ

Зимней аномалией называют явление, при котором местной зимой концентрация электронов Ne в ионосфере больше, чем местным летом, при прочих равных условиях, включая местное время. К таким аномалиям относят зимнюю аномалию в на высотах области D ионосферы и в поглощении радиоволн [1, 2], зимнюю аномалию в области F2 ионосферы в дневные часы (в концентрации электронов в максимуме F2-слоя NmF2 и в полном электронном содержании TEC) [35], ночную зимнюю аномалию в области F ионосферы (в NmF2 и TEC) [6, 7]. Недавно по данным ионосферных станций была обнаружена зимняя аномалия в медиане критической частоты E-слоя foEmed в ночной (22–02 LT) авроральной области [8] и в ночной полярной шапке [9]. Ee амплитуда (отношение зимних значений foEmed к летним) может достигать 10−15%, но для некоторых станций авроральной области эта аномалия слабо выражена и статистически не значима [8]. На основе качественного анализа было получено, что зимняя аномалия в foEmed в ночной полярной ионосфере, т.е. в ионосфере авроральной области и полярной шапки, по-видимому, обусловлена асимметрией зима/лето потока энергии ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния в ночной полярной области [8, 9]. Тем самым было учтено, что потоки ускоренных электронов, вызывающих дискретные полярные сияния, возникают главным образом в темноте (зимнее полушарие предпочтительнее летнего и ночь благоприятнее дня), подтверждая ключевую роль ионосферной проводимости в возникновении дискретных сияний [10, 11].

Можно предположить, что зимняя аномалия в критической частоте E-слоя ночной полярной ионосферы характерна не только для медианы, но и для средних значений foE. Анализ особенностей зависимости foE от геомагнитной активности для зимы и лета может позволить определить общие тенденции изменения амплитуды зимней аномалии в foE с геомагнитной активностью. Первая проверка этих предположений на примере анализа данных одной ионосферной станции была главной целью данной работы.

2. РЕЗУЛЬТАТЫ АНАЛИЗА

Для анализа использованы значения критической частоты E-слоя foE по данным цифровой ионосферной станции Тромсе (Tromso, 69.7 N, 19.0 E) для каждого часа мирового времени в ночные часы (22–02 LT) в интервале 1995–1998 гг., которые были получены через Интернет (http:// spidr.ionosonde.net/spidr). Следует отметить, что не часто встречаются годы, в которые почти для каждого месяца есть данные foE по ионосферным станциям для полярной ионосферы в ночные часы. Для анализируемого массива данных Тромсе в ночные часы в интервале 1999–2001 гг. значения foE отсутствовали, в интервале 2002–2013 гг. они были не для всех месяцев, в интервале 2007–2013 гг. они были только для мая, июня и июля. Мы стремились использовать по возможности измеренные значения foE в ночные часы во все месяцы года в течение длительного периода. С этим связан выбор интервала 1995–1998 гг. для анализа годовых изменений foE в ночные часы по данным Тромсе. Даже в этом случае число измерений foE в данный месяц составляло примерно 50–85% возможного числа таких случаев. Период 1995–1998 гг. соответствовал относительно низкой солнечной и геомагнитной активности, когда в среднем F107 = 87, Ap = 11, где F107 – поток солнечного излучения на длине волны 10.7 см в единицах измерения этого потока, Ap – среднесуточный ap‑индекс геомагнитной активности в нТл. Отметим, что Ap = 11 примерно соответствует Kp = 2.5.

Для каждого измерения foE на ст. Тромсе в определенную дату и данное мировое время можно поставить в соответствие трехчасовой индекс ap и средний за месяц индекс геомагнитной активности Apm, центрированный на данный день данного года. По таким данным можно построить средние за каждый месяц значения foE, foEmed, ap и Apm для ночных часов (22–02 LT) в интервале 1995–1998 гг. Результат показан на рис. 1. Из данных на этом рисунке следует, что зимние значения foE и foEmed больше летних, т.е. зимняя аномалия достаточно отчетлива не только для foEmed, но и для средних за месяц значений foE. Амплитуда этой аномалии (отношение зимних значений foE к летним) составляет примерно 10 и 15% для foE и foEmed. Стандартные отклонения foE относительно средних за месяц величин этих частот изменяются в пределах 0.8–1.1 МГц с минимальными значениями летом и более высокими значениями зимой и в равноденствия.

Рис. 1.

Годовые изменения foE (сплошная линия), foEmed (штриховая линия), ap и Apm.

Для годовых изменений индексов геомагнитной активности характерны полугодовые вариации с максимумами в равноденствия [12]. Для анализируемого массива данных эти максимумы не превышают 11 нТл для средних за месяц значений индекса ap и достигают 14 нТл для индекса Apm. Следовательно, измерения foE чаще отсутствуют при высокой, чем при низкой геомагнитной активности. Из данных на рис. 1 следует, что средние значения ap-индекса лежат в диапазоне 7–11 нТл, что примерно соответствует индексам Kp = 2–2.5. Для интервала 1995–1998 гг. исправленная геомагнитная широта ст. Тромсе Ф = 66.6°. Это значение Ф получено по Интернет (https:// omniweb.gsfc.nasa.gov/vitmo). Согласно модели [13] максимум потока высыпающихся авроральных электронов расположен на Ф = 66.5° в полночь для Kp = 2.5, что соответствует координатам ст. Тромсе для этих условий. Выше отмечалось, что среднее за 1995–1998 гг. значение Kp = 2.5. Относительно низкая средняя геомагнитная активность, когда в полночь координаты ст. Тромсе близки к широте максимума потока высыпающихся авроральных электронов, по-видимому, была основной причиной достаточно частого наблюдения foE в ночные часы по данным этой станции именно в 1995–1998 гг.

Критическая частота E-слоя может быть представлена в виде

(1)
${{f}_{{\text{o}}}}{{E}^{4}} = f_{{{\text{sol}}}}^{4} + f_{{{\text{avr}}}}^{4},$
где fsol и favr − солнечный и авроральный компоненты foE, которые обусловлены двумя основными источниками ионизации атмосферы на рассматриваемых высотах: солнечным ионизирующим излучением и высыпаниями авроральных электронов в высоких широтах. При записи уравнения (1) учтено, что foE 4 ∼ (NmE)2qm и приближенно qm = qsol + qavr, где NmE – концентрация электронов в максимуме E-слоя, qm – максимум суммарной скорости ионизации атмосферы, с которым связано образование этого слоя (см., например, [14]). Следует отметить, что уравнение (1) и аналогичное ему уравнение для NmE использовались неоднократно [8, 9, 15, 16].

Частоту fsol можно считать известной, поскольку ее можно задать с помощью эмпирических моделей, например, приведенных в IRI [17] или NeQuick [18]. Для определенности зададим fsol с помощью модели Titheridge [19], которая приведена в NeQuick. Величина fsol в этой модели зависит от зенитного угла Солнца, сезона и индекса солнечной активности. В качестве такого индекса была использована величина F = (F107 + Fm)/2, где F107 и Fm – поток солнечного излучения в данный день и средняя за 81 день (центрированная на данный день) величина этого потока. Отметим, что, например, в модели крайнего ультрафиолетового излучения Солнца [20] в качестве индикатора солнечной активности также использовался индекс F. Это позволяет считать величину

(2)
${{f}_{{{\text{avr}}}}} = {{({{f}_{{\text{o}}}}{{E}^{4}} - f_{{{\text{sol}}}}^{4})}^{{{1 \mathord{\left/ {\vphantom {1 4}} \right. \kern-0em} 4}}}}$
известной для всех случаев, когда известна критическая частота foE. Средние значения foE, fsol и favr для каждого месяца позволяют судить о годовых изменениях вклада солнечного и аврорального источников ионизации атмосферы в foE (рис. 2). Из данных на рис. 2 видно, что амплитуда зимней аномалии для favr, больше, чем для foE: эта амплитуда примерно равна 10 и 12% для foE и favr. Это связано с тем, что вклад солнечного компонента fsol в foE становится заметным только для лета. Для ст. Тромсе в ночные часы (22–02 LT) вклад аврорального компонента favr в foE является преобладающим во все месяцы года, по-видимому, из-за близости Тромсе в эти часы к широте максимума потока высыпающихся авроральных электронов для типичных средних условий в 1995–1998 гг. Кроме того, относительно низкая скорость ионизации атмосферы солнечным излучением обусловлена низкой солнечной активностью и относительно высокими значениями зенитного угла Солнца, которые больше 84° над Тромсе в эти часы даже летом.

Рис. 2.

Годовые изменения средних за месяц значений foEfavr и fsol для ночных часов.

Дополнительные свойства зимней аномалии в foE в ночной полярной ионосфере можно получить на основе анализа зависимости foE от геомагнитной активности для зимы и лета. Эта зависимость представлена в виде простейшего уравнения регрессии второго порядка

(3)
${{f}_{{\text{o}}}}E = {{c}_{0}} + {{c}_{1}}ap + {{c}_{2}}a{{p}^{2}},$
где с0, с1 и с2 – коэффициенты уравнения регрессии. Эти коэффициенты определялись по массивам данных foE ст. Тромсе и ap для зимы (декабрь, январь, февраль) и лета (июнь, июль, август) в ночные (22–02 LT) часы в 1995–1998 гг. Кроме того, для лета такие коэффициенты определялись по массивам данных favr и ap, чтобы оценить зависимость аврорального компонента foE от геомагнитной активности. Результат показан на рис. 3. Для рассмотренных случаев коэффициент корреляции между вычисленными по уравнению (3) и измеренными значениями foE равен 0.42 и 0.30 для зимы и лета. Соответствующие стандартные отклонения уравнения (3) равны 0.9 и 0.8 МГц для зимы и лета. Дополнительный анализ показал, что приведенные на рис. 3 зависимости значимы при доверительном уровне 95% [21]. Тем не менее, эти зависимости отражают скорее тенденции в зависимости foE от геомагнитной активности из-за сильной дисперсии данных.

Рис. 3.

Зависимость foE от ap по уравнению регрессии (3) для зимы (1) и лета (2); аналогичная зависимость favr от ap (3).

Из данных на рис. 3 следует, что критическая частота foE увеличивается с ростом ap вплоть до максимального значения: foE = 4.2 МГц для ap = = 35 нТл зимой и foE = 3.8 МГц для ap = 44 нТл летом. При очень низкой геомагнитной активности (ap < 4 нТл) значения foE практически совпадают зимой и летом и приближенно foE = 2.5 МГц для ap = 0 в эти сезоны. Следовательно, максимальное увеличение foE из-за геомагнитной активности относительно спокойного уровня приблизительно равно 1.7 и 1.5 для зимы и лета соответственно. Амплитуда зимней аномалии Awin, т.е. отношение зимних значений foE к летним при прочих равных условиях, превышает 12% в интервале 15 < ap < 33 нТл, что примерно соответствует 3 < Kp < 4.3. Эта амплитуда достигает максимума Awin = 13.5% для ap = 24 нТл. С учетом дисперсии исходных данных можно считать, что для рассматриваемых условий амплитуда зимней аномалии в foE может достигать 12–14% при Kp = 3–4.

Для рассматриваемых условий зимой критическая частота E-слоя практически совпадает c авроральным компонентом этой частоты foE = favr, поскольку вкладом солнечного компонента этой частоты в foE для этих условий можно пренебречь (см. уравнение (1) и рис. 2). Для лета разница между foE и favr может быть заметна. Эта разница максимальна при очень низкой геомагнитной активности (ap = 0) и уменьшается с ростом геомагнитной активности (см. рис. 3). Последнее связано с разным характером зависимости компонентов favr и fsol от геомагнитной активности: компонент favr в целом увеличивается с ростом геомагнитной активности, компонент fsol не зависит от этой активности, что и приводит к уменьшению разницы между foE и favr с ростом геомагнитной активности. В результате, зимняя аномалия для favr существует и при очень низкой геомагнитной активности. Амплитуда этой аномалии Awin(avr) превышает 12% в интервале 9 < ap < 34 нТл, что примерно соответствует 2.3 < Kp < 4.3. Эта амплитуда достигает максимума 14.8% для ap = 21 нТл. С учетом дисперсии исходных данных можно считать, что для рассматриваемых условий амплитуда зимней аномалии в favr может достигать 12–15% при Kp = 2–4.

Итак, по данным ст. Тромсе зимняя аномалия в критической частоте E-слоя foE в ночные часы характерна не только для медианы, но и для средних за месяц значений этой частоты. Измерения foE чаще отсутствуют при высокой, чем при низкой геомагнитной активности. Зимняя аномалия в foE практически отсутствует при очень низкой геомагнитной активности (Kp < 1). Она, по-видимому, незначительна и при высокой геомагнитной активности (Kp > 5). Зимняя аномалия в foE максимальна при Kp = 3–4, когда ее амплитуда может достигать 12–14%. Зимняя аномалия аврорального компонента этой частоты favr заметна и при очень низкой геомагнитной активности, она максимальна при Kp = 2–4, когда ее амплитуда может достигать 12–15%.

3. ОБСУЖДЕНИЕ

Зимняя аномалия в критической частоте E-слоя foE ночной ионосферы над Тромсе, по-видимому, связана с потоками энергии ускоренных электронов, вызывающих дискретные сияния. Это следует из аналогии свойств потоков ускоренных электронов и аврорального компонента favr критической частоты E-слоя. 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), подтверждая ключевую роль ионосферной проводимости в возникновении дискретных сияний [10, 11]. В результате, в ночные часы отношение зима/лето примерно равно 1.7 для потоков энергии ускоренных электронов для типичных условий средней или умеренно высокой геомагнитной активности [22], которые примерно соответствуют Kp = 2–4. В эти часы отношение зима/лето для favr также максимально для Kp = 2–4, когда оно доcтигает величин 1.12–1.15, что примерно соответствует отношению зима/лето, равному 1.6–1.7 для P, где P – поток энергии ускоренных электронов. При получении данной оценки учтено, что качественно P$f_{{{\text{avr}}}}^{4}.$ Эта оценка показывает, что соответствие между P и favr не только качественное, но и количественное, по крайней мере, для Kp = 2–4. Такое соответствие сохраняется и для низкой геомагнитной активности, по крайней мере, качественно. При низкой геомагнитной активности отношение зима/лето для P примерно равно 1.1 [22]. При очень низкой геомагнитной активности (Kp = 0) это отношение равно 1.05 для favr, что дает оценку 1.2 для P. Следовательно, данные foE по ионосферным станциям полярной ионосферы могут служить индикатором потоков ускоренных электронов в этой области.

Выше отмечалось, что потоки ускоренных электронов, вызывающих дискретные сияния, возникают главным образом в темноте, подтверждая ключевую роль ионосферной проводимости в возникновении дискретных сияний. Увеличение потоков таких ускоренных электронов в основном связано с увеличением их энергии, а не концентрации [22]. Поэтому появление потоков ускоренных электронов связано с продольным электрическим полем, которое возникает в относительно узком слое внутри интервала высот 5000−10000 км, т.е. гораздо ближе к области E ионосферы, чем вершина данной силовой линии геомагнитного поля (см., например, [23]). Частота появления продольного электрического поля максимальна для неосвещенных условий, когда концентрация электронов ионосферной плазмы понижена в области этого электрического поля [2426]. Следовательно, потоки ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния, зависят от условий освещенности ионосферы как через локальную проводимость ионосферы, так и через концентрацию электронов ионосферной плазмы в области ускорения электронов продольными электрическими полями, показывая активную роль ионосферы в возникновении этих потоков электронов.

Еще одним аргументом, подтверждающим важную роль освещенности ионосферы в высыпаниях ускоренных электронов, являются годовые вариации средних за месяц значений числа магнитосферных суббурь Ns по данным за 1983–2008 гг., которые показывают преобладание годового компонента с максимумом зимой и минимумом летом, когда амплитуда отношения зима/лето почти равнялась 2 для Ns [27].

Следует отметить, что в известных нам эмпирических моделях потоков высыпающихся авроральных электронов асимметрия зима/лето для этих потоков отсутствует (см., например, [13]). Существование зимней аномалии в медиане foE в полярной ионосфере, по-видимому, впервые было установлено нами [8, 9]. В данной работе по данным ионосферной станции в Тромсе установлено, что зимняя аномалия в ночной полярной ионосфере существует не только для медианы foE, но и для часовых значений foE, и амплитуда этой аномалии существенно зависит от геомагнитной активности. Нам не известны другие работы, в которых упоминалась бы зимняя аномалия в foE полярной ионосферы, т.е. авроральной области и полярной шапки. Тем не менее, зимняя аномалия может быть выделена из некоторых известных моделей ионосферы.

Данные ряда радаров некогерентного рассеяния радиоволн были объединены в модель ISRIM (Incoherent Scatter Radar Ionospheric Model), которая состоит из локальных и региональных моделей [2830]. Входными параметрами этих моделей являются географические координаты пункта, день года, местное время, высота, индекс солнечной активности F10.7 в предыдущий день и индекс геомагнитной активности ap за предыдущие 3 часа. Для анализа использована локальная модель ионосферы по данным радара EISCAT Tromso, полученная по Интернет (http://madrigal.haystack.mit.edu/models). Эта модель показывает существование зимней аномалии в ночные часы в максимуме электронной концентрации в интервале высот 100–130 км. По этой модели были вычислены характеристики зимней аномалии в критической частоте E-слоя foE. Например, над Тромсе в полночь для F10.7 = 90 и ap = 15 модель ISRIM дает foE = 3.8 МГц зимой (день года 15) и foE = 2.5 МГц летом (день года 196). Для этих условий зимой оценки по данным ионосферной станции дают foE = 3.7 МГц (см. рис. 3), т.е. ионосферная станция и радар дают близкие значения foE. Для этих условий летом оценки по данным ионосферной станции дают foE = 3.3 МГц (см. рис. 3), что существенно больше оценок foE по локальной модели ISRIM, которая основана на данных радара. В результате, амплитуда зимней аномалии для foE, т.е. отношение зима/лето для этой частоты, равно 1.12 и 1.52 по данным ионосферной станции и радара соответственно, и очень высокая амплитуда зимней аномалии над Тромсе по локальной модели ISRIM достигается за счет относительно низких летних значений foE по этой модели. Дополнительный анализ показал, что, по-видимому, нет противоречия между оценками по данным ионосферной станции и по локальной модели ISRIM. Ионосферная станция является индикатором потока ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния. Станция некогерентного рассеяния радиоволн дает концентрацию электронов на рассматриваемых высотах, даже когда такие потоки ускоренных электронов отсутствуют и ионизация ночной атмосферы в рассматриваемой области обеспечивается постоянно существующими диффузными потоками электронов. Выше отмечалось, что в ночной полярной ионосфере потоки ускоренных электронов чаще возникают зимой, чем летом. Поэтому зимой среднее значение концентрации электронов ионосферной плазмы Ne на высотах 100–130 км определяется в основном потоками ускоренных электронов, что приводит к близости значений foE по данным ионосферной станции и радара. Летом в полночь на рассматриваемых широтах среднее значение Ne на высотах 100–130 км определяется в основном диффузными потоками ускоренных электронов, и средние летние значения foE по данным радара соответствуют таким диффузным потокам электронов. Диффузный поток электронов дает относительно слабый максимум foE, который обычно не выделяется ионосферной станцией, поэтому даже летом ионосферная станция является индикатором потока ускоренных электронов, с которым связано формирование отчетливого максимума foE. Итак, локальная модель ISRIM по данным радара EISCAT Tromso дает более высокую амплитуду ночной зимней аномалии в foE по сравнению с оценками по данным ионосферной станции в Тромсе. Это связано с тем, что летом foE по данным радара обусловлено в основном диффузными потоками электронов, а foE по данным ионосферной станции является индикатором потоков ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния. В локальной модели ISRIM по данным радара EISCAT Tromso концентрация электронов Ne на высотах области E в ночные часы почти линейно увеличивается с ростом геомагнитной активности, и такое увеличение Ne для зимы более значительно, чем для лета. Следовательно, локальная модель ISRIM дает увеличение амплитуды ночной зимней аномалии в foE над Тромсе с ростом геомагнитной активности.

Эмпирическая модель Storm-E [31, 32] дает поправку к foE на геомагнитную бурю, т.е. величину коэффициента C = foE/foE0, где foE0 – критическая частота E-слоя для спокойных условий. Эта модель построена для ночных часов (в интервале 18–06 MLT), и величина коэффициента C зависит от магнитной широты Ф, дня года и ap-индекса геомагнитной активности. В ночные часы на широте Тромсе коэффициент C увеличивается с ростом геомагнитной активности зимой и не зависит от геомагнитной активности летом, когда C = 1. Следовательно, модель Storm-E показывает увеличение амплитуды зимней аномалии в foE c ростом геомагнитной активности, что качественно согласуется с приведенными выше оценками по локальной модели ISRIM и по данным ионосферной станции. Количественная разница между этими оценками достаточно большая, особенно для лета. Следует отметить, что модель Storm-E включена в международную справочную модель ионосферы IRI [17] без ограничения по местному времени. В этом случае ошибки модели Storm-E могут быть значительны [33].

Итак, существование зимней аномалии в foE ночной полярной ионосферы следует из локальной модели ISRIM и глобальной модели Storm-E, но, по-видимому, не отмечалась ранее. Оценки зимней аномалии в foE ночной полярной ионосферы по данным цифровой ионосферной станции, радара некогерентного рассеяния радиоволн (модель ISRIM) и свечения атмосферы (модели Storm-E) показывают разные аспекты и свойства этой аномалии. Эти оценки являются приближенными, и необходимы дополнительные целенаправленные исследования на пути определения детальных свойств зимней аномалии в foE ночной полярной ионосферы.

Известно, что характерной особенностью ночной авроральной ионосферы являются спорадические слои Es [14, 34, 35]. Анализ возможного влияния спорадических слоев на приведенные свойства зимней аномалии в foE выходит за рамки данной работы, поскольку нами были использованы табличные данные foE, а не ионограммы, по которым можно различать foE и foEs. Предварительные оценки показывают, что ошибки в foE, связанные со спорадическими слоями, могли быть значительными при высокой геомагнитной активности из-за увеличения foEs с ростом этой активности [35]. Поэтому зависимости foE от геомагнитной активности, приведенные на рис. 3, являются скорее качественными для ap > 40 нТл. По этой же причине интервал 1995–1998 гг., выбранный для анализа годовых изменений foE в ночные часы по данным Тромсе, соответствовал относительно низкой геомагнитной активности, когда в среднем Ap = 11 нТл и вероятность наблюдения спорадических слоев была понижена.

ВЫВОДЫ

На основе анализа изменений критической частоты E-слоя foE ночной (22−02 LT) полярной ионосферы по данным цифровой ионосферной станции Тромсе за 1995–1998 гг. установлено следующее:

1. Существует зимняя аномалия в средних за месяц значениях foE для этих условий, т.е. в среднем зимние значения foE больше летних, несмотря на больший вклад солнечного излучения в foE летом.

2. Амплитуда зимней аномалии в foE ночной полярной ионосферы минимальна для спокойных геомагнитных условий и достигает максимума при средней и повышенной геомагнитной активности (Kp = 3–4), в основном из-за более сильного увеличения foE с ростом геомагнитной активности зимой. Качественная и даже количественная аналогия свойств зимней аномалии в foE со свойствами асимметрии зима/лето в потоках ускоренных электронов, с которыми связаны дискретные полярные сияния, позволяет считать, что данные foE по ионосферным станциям могут служить индикатором таких потоков электронов в полярной ионосфере.

3. Зимняя аномалия в foE ночной полярной ионосферы существует не только по данным цифровой ионосферной станции, но и по локальной модели ISRIM, основанной на данных некогерентного рассеяния радиоволн, и по глобальной модели Storm-E, основанной на данных свечения атмосферы. Эти модели также показывают увеличение амплитуды зимней аномалии в foE c ростом геомагнитной активности, но количественная разница между этими зависимостями достаточно большая, особенно для лета. В целом, определение свойств зимней аномалии разными методами позволяет исследовать разные аспекты этого далеко не полностью изученного явления.

Данные критических частот foE цифровой ионосферной станции Тромсе, индексов солнечной и геомагнитной активности были взяты с сайтов Space Physics Interactive Data Resource (SPIDR, http://spidr.ionosonde.net/spidr), Word Data Center for Solar-Terrestrial Physics, Chilton (http://www.ukssdc.ac.uk/wdcc1/), World Data Center for Geomagnetism, Kyoto (http://wdc.kugi. kyoto-u.ac.jp/). Вычисления по модели ISRIM выполнены на сайте (http://madrigal.haystack.mit. edu/models). Вычисления по модели Storm-E выполнены с помощью подпрограммы, приведенной в модели IRI на сайте (http://irimodel.org/). Работа частично поддержана Российским фондом фундаментальных исследований (грант № 17-05-00427) и Программой 28 Президиума РАН.

Список литературы

  1. Taubenheim J. Meteorological control of the D region // Space Sci. Rev. 1983. V. 34. № 4. P. 397–411.

  2. Данилов А.Д., Родевич А.Ю., Смирнова Н.В. Параметрическая модель области D, учитывающая метеорологические эффекты // Геомагнетизм и аэрономия. 1991. Т. 31. № 5. С. 881–885.

  3. Huo X.L., Yuan Y.B., Ou J.K. et al. Monitoring the global-scale winter anomaly of total electron contents using GPS data // Earth Planets Space. 2009. V. 61. № 8. P. 1019–1024.

  4. Pavlov A.V., Pavlova N.M., Makarenko S.F. A statistical study of the mid-latitude NmF2 winter anomaly // Adv. Space Res. 2010. V. 45. № 3. P. 374–385.

  5. Mikhailov A.V., Perrone L. On the mechanism of seasonal and solar cycle NmF2 variations: A quantitative estimate of the main parameters contribution using incoherent scatter radar observations // J. Geophys. Res. 2011. V. 116. A03319. doi 10.1029/2010JA016122

  6. Jakowski N., Förster M. About the nature of the night-time winter anomaly effect (NWA) in the F-region of the ionosphere // Planet. Space Sci. 1995. V. 43. № 5. P. 603–612.

  7. Jakowski N., Hoque M.M., Kriegel M., Patidar V. The persistence of the NWA effect during the low solar activity period 2007–2009 // J. Geophys. Res. − Space. 2015. V. 120. P. 9148–9160, doi 10.1002/2015JA021600

  8. Деминов М.Г., Деминова Г.Ф. Зимняя аномалия в критической частоте E-слоя в ночной авроральной области // Геомагнетизм и аэрономия. 2017. Т. 57. № 5. С. 628–634.

  9. Деминов М.Г., Деминова Г.Ф. Зимняя аномалия в критической частоте E-слоя в ночной полярной шапке // Геомагнетизм и аэрономия. 2018. Т. 58. № 1. С. 66–73.

  10. Newell P.T., Meng C.-I., Lyons K.M. Suppression of discrete aurorae by sunlight // Nature. 1996. V. 381. Issue 6585. P. 766–767.

  11. Newell P.T., Greenwald R.A., Ruohoniemi J.M. The role of the ionosphere in aurora and space weather //Rev. Geophys. 2001. V. 39. № 2. P. 137–149.

  12. Cliver E.W., Kamide Y., Ling A.G. The semiannual variation of geomagnetic activity: phases and profiles for 130 years of aa data // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. 2002. V. 64. № 1. P. 47–53.

  13. Zhang Y., Paxton L.J. An empirical Kp-dependent global auroral model based on TIMED/GUVI FUV data // J. Atmos. Sol.-Terr. Phys. 2008. V. 70. P. 1231–1242.

  14. Брюнелли Б.Е., Намгаладзе А.А. Физика ионосферы. М.: Наука, 1988.

  15. Бадин В.И., Деминов М.Г., Деминов Р.Г., Шубин В.Н. Модель медианы критической частоты E-слоя авроральной области // Солнечно-земная физика. 2013. Вып. 22. С. 24–26.

  16. Zhang Y., Paxton L.J., Bilitza D., Doe R. Near real-time assimilation in IRI of auroral peak E-region density and equatorward boundary // Adv. Space Res. 2010. V. 46. P. 1055–1063.

  17. Bilitza D. The International Reference Ionosphere – status 2013 // Adv. Space Res. V. 55. N 8. P. 1914–1927. 2015.

  18. Nava B., Coisson P., Radicella S.M. A new version of the NeQuick ionosphere electron density model // J. A-tmos. Solar-Terr. Phys. 2008. V. 70. № 15. P. 1856–1862.

  19. Titheridge J.E. Re-modeling the ionospheric E region // Kleinheubacher Berichte. 1996. V. 39. P. 687–696.

  20. Richards P.G., Woods T.N., Peterson W.K. HEUVAC: A new high resolution solar EUV proxy model // Adv. Space Res. 2006. V. 37. № 2. P. 315–322.

  21. Ramachandran K.M., Tsokos C.P. Mathematical statistics with applications. Oxford: Elsevier Academic Press. 2009.

  22. Newell P.T., Sotirelis T., Wing S. Seasonal variations in diffuse, monoenergetic, and broadband aurora // J. Geophys. Res. 2010. V. 115. A03216. doi 10.1029/2009JA014805

  23. Лайонс Л., Уильямс Д. Физика магнитосферы. Количественный подход. М.: Мир, 1987.

  24. Johnson M.T., Wygant J.R. The correlation of plasma density distributions over 5000 km with solar illumination of the ionosphere: Solar cycle and zenith angle observations // Geophys. Res. Lett. 2003. V. 30. № 24. P. 2260. doi 10.1029/2003GL018175

  25. Ohtani S., Wing S., Ueno G., Higuchi T. Dependence of premidnight field-aligned currents and particle precipitation on solar illumination // J. Geophys. Res. 2009. V. 114. A12205. doi 10.1029/2009JA014115

  26. Cattell C., Dombeck J., Hanson L. Solar cycle effects on parallel electric field acceleration of auroral electron beams // J. Geophys. Res. − Space. 2013. V. 118. P. 5673–5680. doi 10.1002/jgra.50546

  27. Mursula K., Tanskanen E., Love J.J. Spring-fall asymmetry of substorm strength, geomagnetic activity and solar wind: Implications for semiannual variation and solar hemispheric asymmetry // Geophys. Res. Lett. 2011. V. 38. L06104. doi 10.1029/2011GL046751

  28. Holt J.M., Zhang S.-R., Buonsanto M.J. Regional and local ionospheric models based on Millstone Hill incoherent scatter radar data // Geophys. Res. Lett. 2002. V. 29. doi 10.1029/2002GL014678

  29. Zhang S.-R., Holt J.M., van Eyken A.P. et al. Ionospheric local model and climatology from long-term databases of multiple incoherent scatter radars // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. L20102. doi 10.1029/2005GL023603

  30. Zhang S.-R., Holt J.M., Bilitza D.K. et al. Multiple-site comparisons between models of incoherent scatter radar and IRI // Adv. Space Res. 2007. V. 39. P. 910–917.

  31. Mertens C.J., Xu X., Bilitza D. et al. Empirical STORM-E model: I. Theoretical and observational basis // Adv. Space Res. 2013. V. 51. P. 554–574.

  32. Mertens C.J., Xu X., Bilitza D., et al. Empirical STORM-E model: II. Geomagnetic corrections to nighttime ionospheric E-region electron densities // Adv. Space Res. 2013. V. 51. P. 575–598.

  33. Bessarab F.S., Korenkov Y.N., Klimenko V.V. et al. E-region ionospheric storm on May 1–3, 2010: GSM TIP model representation and suggestions for IRI improvement // Adv. Space Res. 2015. V. 55. P. 2124–2130.

  34. Kirkwood S., Nilsson H. High-latitude sporadic-E and other thin layers – the role of magnetospheric electric fields // Space Sci. Rev. 2000. V. 91. P. 579–613.

  35. Zhang Y., Wu J., Guo L. et al. Influence of solar and geomagnetic activity on sporadic-E layer over low, mid and high latitude stations // Adv. Space Res. V. 55. P. 1366–1371. 2015.

Дополнительные материалы отсутствуют.