Электронная концентрация на высотах ионосферного слоя F1 в период 2007-2014 гг. над Норильском

Структура полуэмпирической модели (ПЭМ), описывающей в аналитическом виде связь электронной концентрации N с характеристиками термосферы [Щепкин и др., 1997] , была разработана авторами ранее. Многочисленные расчеты показали хорошее согласие модели с экспериментами. Следует отметить, что именно общий характер зависимости N от газового состава и температуры термосферы дает возможность применения обсуждаемой ПЭМ для описания поведения N на высотах 120–200 км в разных условиях солнечной и геомагнитной активности в различных географических пунктах, расположенных на средних и частично на высоких широтах

[Щепкин и др., 2005, 2007, 2008] . Удобно рассмотреть такого рода вариации N , используя расчеты с помощью полуэмпирической модели, благодаря чему можно легко выделить вариации, связанные со временем года, суток, обусловленные уровнем солнечной активности и магнитной возмущенности, а также отследить широтно-долготные изменения.

В связи с получением массива данных по N ниже максимума слоя F2 с помощью дигизонда на ст. Норильск появилась возможность проанализировать полученный экспериментальный материал. Работа базируется на регулярных ежедневных часовых значениях N в диапазоне высот 120–200 км, где в большинстве случаев в дневные часы выполняется условие фотохимического равновесия. Отметим, что под

Таблица 1

Коэффициенты уравнения аппроксимации (1)

h, км Nav⋅104 см–3 х1 х2 х3 х4 х5 120 7.51 –0.1844 –7.403 4.842 0.0000 0.9708 130 8.57 –0.4140 –7.960 5.459 0.2335 0.9473 140 10.25 –0.3128 –8.238 5.310 0.2341 0.7888 150 12.07 –0.3352 –7.917 5.106 0.4142 0.7005 160 13.80 –0.3521 –7.048 4.688 0.5798 0.7009 170 15.39 –0.3646 –5.463 4.130 0.7145 0.7496 180 17.16 –0.3462 –2.644 3.430 0.7984 0.7455 190 19.19 –0.3267 1.388 2.659 0.8516 0.7008 200 22.32 –0.3604 5.298 1.983 0.9051 0.7580 определением «слой F1» следует понимать интервал высот 120–200 км, где в благоприятных условиях образуется слой F1.

Исследованы вариации полуденных величин электронной концентрации в годичном цикле на указанных высотах в периоды минимума, подъема и максимума солнечной активности (2007–2014). Рассмотрены отклонения рассчитанных значений N _р от экспериментальных N _э в разные месяцы этих лет, и приведены возможные причины, их вызывающие. Следует отметить, что полученные результаты справедливы в рамках, заданных соответствующими вариациями нейтрального газа в модели атмосферы NRLMSISE-00 [Picone et al., 2002] , использованной в работе.

МОДЕЛЬНЫЕ РАСЧЕТЫ

На фиксированных высотах слоя F1 величины N можно описать с помощью аналитического соотношения [Щепкин и др., 2008]

N / N av = x 1 + x 2 ([O]/(5[O 2 ]+[N 2 ]))^1.5+ x 3 ([O]/[N 2 ])^0.5 cos( χ )^0.5+ x 4 exp(–( T –600)/600)+ x 5 ( E / E 0 ). (1)

Здесь Nav определяет среднее значение N по всему объему данных отдельно для каждой высоты; xj — коэффициенты уравнения (1); χ — зенитный угол Солнца; Е0 — значение энергии потока ионизирующего излучения E при максимуме солнечной активности. Величины Е рассчитаны по модели [Tobiska, Eparvier, 1998]. Концентрации нейтральных частиц [O], [O2] и [N2] и температура T вычисляются по модели нейтральной атмосферы NRLMSISE-00 [Picone et al., 2002]. Для получения коэффициентов xj уравнения (1) был выбран массив ежедневных ежечасных значений N, измеренных с помощью диги-зонда на высотах 120, 130, …, 190, 200 км на ст. Норильск. Период измерений — 2003–2014 гг., моменты времени — с 7 до 18 LT. Для вычисления характеристик термосферы и значений Е использовались как ежесуточные значения индекса F10.7 (в единицах 10–22 Вт м–2 Гц–1), так и усредненные по 81 дню (за три оборота Солнца). Уровень геомагнитной активности учитывался с помощью ежедневных 3-часовых значений индекса Ар []. В результате получены коэффициенты уравнения аппроксимации (1) для периодов минимума, подъема и максимума солнечной активности, что явля- ется вкладом в существующую версию модели ПЭМ. В табл. 1 приведены значения коэффициентов в условиях минимума для ст. Норильск.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Типичные кривые годового хода полуденных значений N p на высотах 150, 180, 190 и 200 км для ст. Норильск (69.4° N, 88.1° E), рассчитанных за рассматриваемый период (2007–2014), показаны на рис. 1. В качестве примера был выбран год максимума — 2014 г. Для сравнения на каждой высоте приведены значения N 21 , т. е. усредненные за 21 день полуденные экспериментальные величины N э по всему массиву данных ( ± 10 дней с центром в данной точке). Для всех высот присутствует достаточно хорошее соответствие между рассчитанными и экспериментальными кривыми N как по величинам, так и по форме.

На нижних высотах (150 км) отчетливо просматриваются максимальные значения N р в летние месяцы и минимальные — в зимние. Такая форма кривых N ( D ) ( D — номер дня в году) характерна для высот 140–170 км. На высотах 190 и 200 км максимальные значения N р имеют место, как правило, в зимние месяцы, а летом наблюдается минимум годового хода.

Переход от одного типа кривых N ( D ) к другому происходит вблизи высоты 180 км. Здесь отмечается самая маленькая амплитуда годовых вариаций. Опи-

Рис. 1. Годовое изменение полуденных значений N _р в 2014 г. на нескольких высотах: 1 — 150 км; 2 — 180 км; 3 — 190 км; 4 — 200 км. Штриховая линия — усредненные экспериментальные значения N ₂₁. По оси Х отложены дни года

Рис. 2. Годовое изменение полуденных значений N _р на высотах 150 км, 180 км и 200 км для трех лет: 2009 г. (1), 2012 г. (2) и 2014 г. (3). Штриховые линии — значения N по модели IRI на каждой высоте для 2009 г. (4) и 2014 г. (5). По оси Х отложены дни года

Таблица 2

Среднегодовые F 10.7 в период 2007–2015 гг.

Год 2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 2014 2015 F10.7 74 69 71 80 113 120 123 146 118 санные изменения формы годовых вариаций N обусловлены высотными изменениями газового состава, происходящими на фоне изменения зависимости скоростей процессов нейтрализации заряженных частиц ионосферы от электронной концентрации.

Отсутствие данных на всех высотах в конце года ( D =300, 330, 360) объясняется тем, что в зимний период в рассматриваемом интервале высот экспериментальные значения N малы и ненадежны. Можно также отметить, что многочисленные пропуски и отсутствие данных в исследуемых массивах N в эти годы в Норильске приводят к тому, что коэффициенты корреляции между массивами рассчитанных и экспериментальных значений N для этого периода получены в пределах 0.94–0.70, причем наибольшее значение соответствует высоте 120 км, а наименьшее — высоте 200 км. Следствием этого является некоторое различие в значениях N _р и N ₂₁ на верхних высотах 190 и 200 км.

Можно заметить некоторые различия в годовом поведении электронной концентрации в Норильске в годы минимума: в целом, по расчетам с помощью модели ПЭМ, на всех высотах сохраняется тенден- ция к максимальным значениям N в летний период, что подтверждается и экспериментальными значениями. В другие годы (2010–2014) рассматриваемого периода изменение кривых N(D) соответствует описанному выше поведению в 2014 г.

На рис. 2 показаны годовые вариации полуденных значений N _р( D ), рассчитанных для высот 150, 180 и 200 км. Для каждой высоты значения N р соответствуют трем выбранным годам: 2009 г. (минимум), 2012 г. (фаза роста) и 2014 г. (максимум солнечной активности). Значения для одной отдельно взятой высоты располагаются на рисунке в соответствии с изменением индекса солнечной активности F 10.7, возраставшего в период с 2010 по 2014 г. (см. табл. 2). Кривые N р ( D ) для 2014 г. занимают на рисунке самое верхнее положение, а для 2009 г. — самое нижнее.

На рис. 2 также показаны вычисленные по модели IRI [Bilitza et al., 2017] для указанных высот годовые изменения полуденных значений N в 2009 и 2014 гг. Сходство с обсуждаемыми расчетными вариациями N заключается в том, что на высоте 150 км для всех рассмотренных лет отмечается летний максимум.

Таблица 3

Среднемесячные N _э и рассчитанные N _р на 150 и 190 км ( N· 10⁴, см^–3) для дневных часов местного времени

год	параметр	апрель							июнь
		150 км
		8 LT	10 LT	12 LT	14 LT	16 LT	18 LT	8 LT	10 LT	12 LT	14 LT	16 LT	18 LT
2007	N р	12	15	16	15	12	10	14	16	18	17	15	12
	N э	10	13	15	16	14	10	13	16	18	17	16	14
2012	N р	13	16	18	17	14	10	15	18	19	18	16	13
	N э	12	15	18	16	13	10	16	18	19	18	16	15
2014	N р	14	17	19	18	15	10	16	19	20	19	17	14
	N э	15	18	19	19	15	10	19	20	22	22	19	14
190 км
2007	N р	18	21	22	22	19	15	19	21	22	22	20	17
	N э	15	18	20	22	21	18	18	20	22	21	20	20
2012	N р	24	28	30	30	27	22	24	27	28	28	26	23
	N э	20	25	28	27	25	17	24	26	28	27	28	22
2014	N р	29	33	35	34	31	26	28	31	32	32	30	27
	N э	23	27	29	29	26	20	26	27	29	28	27	24

Таблица 4

dN (%) в 2007 г. на высотах 150 и 190 км

150 км
месяц LT	7	8	9	10	11	12	13	14	15	16	17	18
февраль	–	–	–	–	34	18	–11	–30	–41	–	–	–
март	–	–	–	–	34	24	20	7	–4	–25	–33	–50
апрель	–	33	25	16	9	4	1	–4	–7	–11	–11	–25
июнь	18	9	7	2	–2	–5	–1	–2	–3	–7	–12	–12
сентябрь	–	–	–	36	23	17	9	7	1	3	–14	–23
190 км
февраль	–	–	–	–	11	–6	–20	–31	–33	–36	13	–
март	–	–	–	25	9	–	–5	–14	–17	–29	–29	–22
апрель	30	18	17	16	12	8	4	–3	–8	–12	–14	–19
июнь	11	9	8	7	5	2	2	2	1	–3	–7	–11
сентябрь	–	45	21	17	13	4	–1	–7	–7	–10	–20	–21

Отличие же вариаций N по IRI от рассчитанных по ПЭМ — в наличии в кривых годового хода на 180 и 200 км двух максимумов в периоды равноденствий, причем весенний значительно выше осеннего. Такая форма кривых по IRI соответствует всем рассмотренным годам.

Этого не наблюдается при описании кривых N ( D ) моделью ПЭМ. Фаза в годовом цикле N изменяется на обратную на высотах около 180 км. Экспериментальные значения это подтверждают (см. рис. 1). В качестве расхождений с нашими результатами можно отметить более низкие рассчитанные по IRI значения N почти для всех рассмотренных высот исследуемого периода.

В целом можно говорить о хорошей степени аппроксимации большей части экспериментального материала. Для примера в табл. 3 приведены рассчитанные N _р и экспериментальные среднемесячные N _э (дневные часы) значения электронной концентрации для апреля и июня выбранных трех лет (2007, 2012 и 2014) на двух высотах (150 и 190 км). Данные (см. табл. 3) показывают, что между экспериментальными и рассчитанными величинами имеется вполне разумное соответствие. В то же время на высоте 190 км существует различие в значениях N р и N э , о причинах которого говорилось выше.

Отклонения dN вычисленных среднемесячных значений Nр, полученных усреднением ежедневных значений для каждого часа LT, от эксперименталь- ных рассчитывались по формуле dN=(Nр–Nэ)/Nэ.

В табл. 4 показаны отклонения dN (%) в некоторые месяцы 2007 г. на высотах 150 и 190 км.

В дополуденные часы наблюдается превышение N _р над N _э на высотах 150 и 190 км во все месяцы, после полудня и в вечерние часы экспериментальные величины выше расчетных. Причиной этого могут быть погрешности расчетов при больших (>70°) зенитных углах Солнца для ранних утренних и вечерних часов, а также особенности отклонения газового состава от его модельного описания [Щепкин и др., 2008] . В частности, зимой вечерний эффект на верхних высотах исследуемого интервала может быть обусловлен повышенной по сравнению с принятой в модели концентрацией атомарного кислорода.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Использование полуэмпирической модели, описывающей связь электронной концентрации с характеристиками термосферы, зенитным углом Солнца и интенсивностью потока ионизирующего излучения, позволило детально проанализировать поведение ионосферы на высотах ниже 200 км в условиях различной солнечной активности.

Полученные в этой работе коэффициенты уравнения регрессии ПЭМ для ст. Норильск соответствуют конкретным условиям минимума, максимума

Электронная концентрация на высотах ионосферного слоя F1… и фазы роста солнечной активности на ст. Норильск и являются важными дополнениями модели.

Проведенная аппроксимация массива N позволила исследовать годовое изменение электронной концентрации в период 2007–2014 гг. на ст. Норильск. Показано, что в годы минимума на всех высотах слоя F1 сохраняется тенденция к максимальным значениям N в летний период и к минимальным — в зимний. В последующие годы и в год максимума солнечной активности характерной особенностью поведения N является изменение фазы годовой вариации на 180° в интервале высот 170–180 км: максимальные значения наблюдаются зимой и минимальные — летом.

Дальнейшее накопление экспериментального материала позволит разработать более полную версию ПЭМ для разных геогелиофизических условий. Такая модель, в частности, важна для оценки газового состава термосферы по данным ионосферных измерений.

Работа выполнена в рамках базового финансирования проекта II.16.1.1. «Исследование влияния солнечной активности и процессов в нижней атмосфере на изменения термодинамических характеристик атмосферы, Мирового океана и климат». Результаты получены с использованием оборудования Центра коллективного пользования «Ангара» [http//ckp-rf.ru/ckp/3056].