Магнитосферная суббуря проявляется в верхней атмосфере высоких широт не только в виде полярных сияний и вариаций геомагнитного поля. Под действием высыпающихся электронов и протонов происходит изменение концентрации свободных электронов в различных областях ионосферы, нарушается ее регулярность и пространственная однородность. Повышенная ионизация в нижней ионосфере вызывает поглощение радиоволн.

Рассмотрим, что собой представляет ионосферная суббуря, как она протекает и как она связана с суббурей в полярных сияниях. Но вначале приведем самые общие сведения об ионосфере высоких широт.

Земная атмосфера характеризуется давлением, температурой, плотностью и химическим составом. Плотность атмосферы и ее давление с высотой уменьшается экспоненциально. Температура до 12—13 км над уровнем моря уменьшается до 200 К. Эта область нижней атмосферы называется тропосферой. Высота тропопаузы меняется от экватора к полюсу, как это показано на рис. 36. Выше тропосферы располагается стратосфера (до 50 км), в которой температура с высотой увеличивается до того значения, которое наблюдается на поверхности Земли. Выше этого уровня температура снова уменьшается с высотой. Эта область называется мезосферой, которая на 85 км заканчивается мезопаузой с температурой 150 К. На этой высоте температура земной атмосферы самая низкая. Выше мезопаузы температура с высотой снова увеличивается в интервале высот 30—40 км — от 150 К до 500 К. Выше этого уровня днем и ночью температура изменяется с высотой по-разному: днем она достигает 1500—2000 К, а ночью 700—1000 К. Выше 200—250 км как днем, так и ночью температура с высотой не меняется.

Состав атмосферы зависит от тех движений, которые в ней происходят. От поверхности Земли до уровня 105—110 км атмосфера хорошо перемешана благодаря достаточной вязкости атмосферного газа, который в этой области движется как единое целое. Поэтому состав с высотой на этих уровнях не меняется. Его поддерживает постоянным турбулентное перемешивание или турбулентная диффузия. На этих уровнях изменяются только относительные концентрации химически активных малых компонент, таких, как окись азота, озон и т. д. Область постоянного химического состава называется гомосферой.

Рис. 36. Высотный профиль температуры земной атмосферы

 

Рис. 37. Высотное распределение концентрации атмосферных газов N₂, O₂, Ar, O, He

 

Выше 105—110 км турбулентная диффузия уменьшается и различные атмосферные газы начинают вести себя каждый по-своему: более легкие частицы устремляются вверх, более тяжелые движутся медленнее. Чем выше, тем больше легких частиц (водород, гелий) и меньше тяжелых (кислород, азот).

Вся гетеросфера (до 105—110 км) имеет тот же состав, что и воздух у поверхности Земли: 78% молекулярного азота, 21% молекулярного кислорода и около 1% аргона. Остальные частицы (O₃, NO, N, H₂O) составляют менее 0,1% общего количества частиц.

Выше 100 км встречается атомарный кислород, который образуется из молекулярного путем диссоциации молекул O₂ излучением Солнца. Атомы кислорода появляются на высоте 80—90 км; на высоте 120—130 км количество атомарного и молекулярного кислорода уравнивается, а на 160—180 км концентрация O равна концентрации N₂. Выше 600 км обнаружены большие количества гелия и водорода, причем первый является основной компонентой атмосферы до высоты 1500 км, а затем его постепенно сменяет второй (рис. 37).

Распределение с высотой плотности атмосферы, а также температуры в термосфере (выше мезопаузы) зависит от солнечной активности и времени суток (рис. 38).

Теперь рассмотрим, как образуется ионосфера Земли.

На земную атмосферу падает излучение Солнца с длинами волн от долей Ангстрема до излучения в далеком ультрафиолете (рис. 39). Излучение в различных диапазонах длин волн проникает в атмосферу Земли на различные высоты. Это зависит от соотношения между энергией излучения (которая обратно пропорциональна длине волны) и порогами диссоциации, ионизации и других элементарных процессов.

На рис. 40 стрелками показаны длины волн излучений Солнца, наиболее важных для ионосферы (He II, He I, H_α, _β, _γ, L). Указаны также основные атмосферные газы, которые поглощают излучение данной длины волны (N₂, O₂, OH), и основные образующие при этом ионы (O₂⁺, N₂⁺, NO⁺).

Под действием солнечного излучения происходит ионизация атмосферных газов — образуются свободные электроны, оторванные от атомов, и положительные ионы. Если задать интенсивность солнечного излучения и сечения взаимодействия этого излучения с атмосферными газами, то можно рассчитать скорость ионизации при разных условиях. Излучение Солнца, естественно, зависит от его зенитного угла.

На рис. 40 показаны высотные профили скорости новообразования (количество свободных электронов, образованных за 1 с в 1 см³) для различных величин зенитного угла Солнца. Высота Z выражается через истинную высоту h и высоту однородной атмосферы Н

где h = h₀ при x = 0. Здесь Н = еВ/тс, где e и m — заряд и масса электрона, c — скорость света.

Рис. 38. Высотное распределение плотности и температуры в различные периоды времени

1, 2 — максимальная солнечная активность, полдень и полночь соответственно; 3, 4 — минимальная солнечная активность, полдень и полночь соответственно

 

Рис. 39. Глубина, на которую проникает солнечное излучение с длинами волн от 0,1 до 1000 Å

 

Рис. 40. Распределение скорости ионизации в функции высоты для различных зенитных углов Солнца

 

Рис. 41. Профили скорости ионообразования в областях Е и F при вертикальном падении солнечного излучения при низкой солнечной активности

1 — за счет излучения в диапазоне длин волн от 8 до 140 Å;

2 — от 796 до 1027 Å;

3 — сумма скоростей 1 и 2;

4 — за счет излучения от 140 до 796 Å;

5 — сумма скоростей 1, 2, 4

 

Скорость образования электронов в зависимости от высоты дана на рис. 41. Здесь, в частности, показано, что суммарная скорость ионообразования (5) ответственна за образование ионосферы. Высотные профили концентрации различных ионов (N₂⁺, O₂⁺, NO⁺, O⁺, N⁺, H_e⁺, H⁺) и электронов е показаны на рис. 42.

Электронная концентрация в разных областях ионосферы (D, Е и F) зависит от состояния атмосферы, от излучения Солнца и других факторов. Поэтому электронные высотные профили будут изменяться в зависимости от солнечной и магнитной активности, сезона и времени суток, широты.

В высоких широтах, где имеют место полярные сияния, на верхнюю атмосферу, кроме электромагнитного волнового излучения, действуют потоки заряженных частиц (электронов и протонов). Они усиливаются во время солнечных и магнитосферных бурь и вызывают ионизацию атомов и молекул, повышая таким образом концентрацию электронов на разных уровнях ионосферы в 10—100 раз. Так, в нижней ионосфере (около 92 км) электронная концентрация в течение 15 с может увеличиваться в 100 раз в периоды высыпания потоков электронов перед началом суббури в полярных сияниях.

Рис. 42. Распределение с высотой основных ионных компонент, которые образуются в результате фотодиссоциации, фотоионизации и последующих химических процессов

а — вычисленное; б — измеренное

 

В верхнюю атмосферу приходят электроны и протоны с широким диапазоном энергий. Наибольшую энергию имеют галактические космические лучи (с энергией 10⁹ эВ). Затем идут солнечные космические лучи (появляющиеся в периоды протонных вспышек и порождающие ППШ). За ними следуют протоны, которые связаны с солнечными и магнитосферными бурями и имеют энергию в несколько кэВ.

Заряженные частицы отклоняются магнитным полем Земли. Они могут проникать в нижнюю атмосферу лишь через ограниченные области вокруг полюсов.

Рис. 43. Минимальные широты и высоты, на которые могут проникать в земную атмосферу протоны (I) и электроны (II) в зависимости от их энергий и скоростей

Высота проникновения указана на соответствующих кривых. Скорость частиц дана в единицах скорости света

 

На рис. 43 по правой вертикальной оси указана минимальная широта, которой могут достичь протоны и электроны, двигаясь со скоростями, значения которых отложены по нижней горизонтальной оси. На верхней горизонтальной оси указано время, необходимое для прямолинейного движения частиц от Солнца к Земле. Слева по вертикали нанесены энергии частиц.

Ионизация заряженными частицами происходит особенно эффективно в конце пути заряженной частицы, т. е. когда время пролета частицы около атома становится сравнимым с временем пребывания электрона на борновской орбите. Когда частицы попадают в атмосферу, где газ распределен по барометрическому закону, скорость образования электронов в конце пути увеличивается очень быстро. Протоны, образующиеся при протонных вспышках на Солнце и покрывающие расстояние от Солнца до Земли за 1—3 ч, создают наибольшее количество электронов в интервале высот до 60 км, т. е. в области D ионосферы (рис. 44).

Нам необходимо остановиться на условиях протекания электрических токов в ионосфере. Ранее было сказано, что электрические токи текут в основном около уровня 100 км. Это связано с высотным распределением электропроводности. Максимум электропроводности приходится на высоту около 105 км (рис. 45).

Изменения в полярной ионосфере во время магнитосферной суббури очень тесно связаны с суббурей в полярных сияниях и полярной магнитной суббурей. Это и понятно, поскольку первопричина этих явлений одна и та же — вторгающиеся в верхнюю атмосферу высоких широт заряженные частицы и электрические поля.

Рис. 44. Распределение электронной концентрации в области D ионосферы, измеренной вблизи Осло (Норвегия) методом кросс-модуляции

Числами на графиках указано время дня в часах (время среднеевропейское 15° в. д.)

 

Рис. 45. Высотное распределение электропроводности ионосферы

На вертикальной оси указаны два значения высоты над уровнем моря

 

Как уже говорилось, в высоких широтах в отличие от средних в ионизации атмосферы, кроме электромагнитного излучения Солнца, участвуют также заряженные частицы. Если анализировать профиль электронной концентрации снизу вверх, то получится следующая картина. На самом низу ионосферы, выше 50 км, ионизация создается потоками солнечных космических лучей (протонов с энергиями в сотни МэВ). Эта ионизация вызывает поглощение радиоволн коротковолнового диапазона. Область повышенной ионизации в нижней ионосфере занимает всю полярную шапку. Это так называемое поглощение полярной шапки (ППШ), с которым связано появление форм полярных сияний определенных свойств. Особенность состоит в том, что частицы, вызывающие ППШ (протоны и α-частицы), имеют энергию от 10 до 100 МэВ и проникают на высоты 30—80 км, где производят ионизацию и возбуждение. Здесь происходит быстрая дезактивация возбужденных атомов при столкновениях с окружающим газом. Поэтому ниже 70 км почти все излучение в линии 5577 Å гасится. Отсюда наиболее поразительной оптической характеристикой этого типа свечения является то, что полосы первой отрицательной системы N₂⁺ в несколько раз сильнее, чем зеленая линия 5577 Å.

Рис. 46. Распределение частоты появления плоских E_s и E_s типа а для зимы (I) и лета (II) по данным за 1958 г. по А. С. Беспрозванной

Система координат: исправленная геомагнитная широта — местное время

 

Кроме ППШ, в высоких широтах наблюдается авроральное поглощение. Оно обусловлено повышенной ионизацией в области D заряженными частицами, которые осаждаются приблизительно в зону полярных сияний. Распределение аврорального поглощения зависит от широты, времени суток, сезона, солнечной активности и магнитной возмущенности.

Выше области D располагается область Е. В высоких широтах наряду с ионизацией, создаваемой в этой области электромагнитным излучением Солнца, под действием заряженных частиц создаются целые ионосферные слои. Это спорадические слои Е_s различных типов. Их пространственное распределение отражает размещение в пространстве потоков заряженных частиц, которые их вызывают. Основные особенности широтно-временного распределения этих типов (см. рис. 46) следующие:

1. Имеются две области увеличенной вероятности появления спорадической ионизации — авроральная зона и приполюсная область. Максимальные значения вероятности появления Е_s в первой зоне превышают 0,7, во второй составляют только 0,25—0,30.

2. Авроральная область увеличенной вероятности появления имеет сложный характер, в утренне-ночном секторе она расщепляется на две зоны повышенной вероятности образования Е_s. Более высокоширотная подобласть достигает максимума на широте 70°, более низкоширотная подобласть — на 62—63°. В щели между этими подобластями, которая центрируется на 66,5° и имеет протяженность по широте 2—3°, вероятность образования E_s минимальная. В послеполуденные и вечерние часы такое расщепление отсутствует и отмечается только один максимум в вероятности образования E_s на 69—70°.

Наибольшая вероятность образования E_s в этих двух подобластях авроральной области возможна в равное время суток: в высокоширотной она приходится на околополуночные часы, а в низкоширотной — на ранние утренние. Наблюдается существенное изменение положения подобластей и щели между ними и величины самой вероятности образования E_s в зависимости от уровня геомагнитной активности. В магнитоспокойных условиях расщепление авроральной области увеличенной вероятности образования E_s отсутствует (наблюдается один максимум в широтном ходе вероятности образования E_s). В магнитовозмущенные периоды отчетливо выражен второй максимум на 63°, сравнимый по величине с первым. Такой же широтный ход был зафиксирован и в полярных сияниях и магнитной активности.

Ионосферные слои E_s плоского типа и типа а наиболее часто проявляются в геомагнитоспокойные сутки. При умеренной активности вероятность образования E_s типа a уменьшается, в сильновозмущенных условиях он практически не наблюдается. Наблюдения показали тесную связь между увеличением электронной концентрации на высоте 120 км и уровнем геомагнитной активности. С увеличением геомагнитной активности вместо слоя E_s типа а наблюдался слой E_s типа r; когда же спокойные условия восстанавливались, снова можно было увидеть слой E_s типа a.

Спорадические слои E_s очень тесно связаны с полярными сияниями. Так, с увеличением активности последних возрастают критические частоты слоя E_s типа r. Суточный ход вероятности образования E_s типа r имеет три максимума в моменты, близкие к моментам наблюдения максимальных значений интенсивности водородной эмиссии в зените. При минимальной и максимальной солнечной активности полярные сияния, как правило, сопровождаются образованием спорадических слоев.

Рис. 47. Схематическое представление в системе координат инвариантная широта — местное время зон, в которых в зимних условиях наблюдается увеличение электронной концентрации на высоте 1000 км в магнитоспокойных и магнитовозмущенных условиях

 

Установлено, что спорадический слой Е является чувствительным индикатором дискретных полярных сияний от слабых и субвизуальных до очень ярких и активных полярных сияний во время суббури.

Влияние высыпания заряженных частиц области F высоких широт прослеживается и в подобных областях, совпадающих по широте с овалом полярных сияний, концентрация электронов также повышенная. Эта область получила название плазменного кольца. Заряженные частицы, ответственные за повышенную ионизацию в области F, вызывают и полярные сияния. Плазменное кольцо, так же как и овал полярных сияний, с увеличением магнитной активности смещается в сторону более низких широт. При этом оно расширяется. В системе координат инвариантная широта — местное время о зонах повышенной концентрации электронов на высоте 1000 км можно судить из схемы рис. 47.

Область повышенной концентрации электронов характеризуется рассеянным характером отражений радиоволн и большой ото дня ко дню изменчивостью электронной концентрации. Во время суббури эта область неоднородностей расширяется и движется в сторону более низких широт, как и овал полярных сияний. В восстановительную фазу суббури, так же как и овал сияний, смещаются обратно в направлении к полюсу.

Экваториальная граница зоны неоднородностей дневного сектора соответствует экваториальной границе полярных сияний независимо от движения последних или фазы суббури. Ширина этой зоны в дневном секторе увеличивается на несколько градусов по широте на протяжении фазы расширения магнитосферной суббури. Установлена тесная связь между движениями полярного каспа, фазой суббури и положением зоны неоднородностей.

В ночном секторе овала полярных сияний зона ионосферных неоднородностей совпадает с областью, занятой эмиссией 6300 Å, которая простирается от 2 до 10° по широте вдоль овала. В ночном секторе в отличие от дневного в этой области появляются как дискретные, так и диффузные формы полярных сияний. Напомним, что зона неоднородностей и область эмиссии 6300 Å дневного сектора содержат только дискретные формы полярных сияний. Существует очень тесная связь между шириной этой зоны и активностью суббури во все фазы магнитосферной суббури, начиная от ее начала и даже после фазы восстановления.

Зона ионосферных неоднородностей в области F в ночном секторе овала полярных сияний вызывается низкоэнергичными электронами, приходящими из плазменного слоя магнитосферы. Поэтому меридиональные вариации пояса свечения 6300 Å и зоны неоднородностей отражают изменения в конфигурации этого слоя. Установлена количественная связь между интенсивностью эмиссии 6300 Å и параметрами слоя F₂.

Теперь рассмотрим ионосферную суббурю.

В настоящее время наиболее полно изучена природа суббури в самой нижней области ионосферы — D. Как известно, интенсивное высыпание заряженных частиц вызывает активное поглощение радиоволн. Последнее делает неэффективным применение в такой момент метода вертикального зондирования ионосферы. Зато можно измерять интенсивность космического радиошума (изменения интенсивности за счет поглощения его в нижней ионосфере), а это дает информацию о состоянии нижней ионосферы.

Интенсивная ионизация в нижней ионосфере, ответственная за поглощение радиоволн, вызывается электронами с большими энергиями, чем у электронов, которые создают видимые полярные сияния. Поэтому должна наблюдаться более тесная связь между суббурей в поглощении и суббурей в рентгеновском излучении.

Рис. 48. Схема, иллюстрирующая суточную вариацию поглощения космического радиоизлучения

1 — довольно спокойный период;

2 — умеренно-возмущенный период;

3 — возмущенный период

 

Обратимся к схеме суточной вариации поглощения на типичной станции зоны полярных сияний (рис. 48). При этом выделим три типа поглощения: Е — кратковременного, импульсного типа в вечерние часы, N — сильного с внезапным началом в околополуночные и ранние утренние часы, М — с постепенным началом в поздние утренние часы. Эта классификация основана на особенностях развития полярных сияний в период поглощения каждого типа.

Поглощение типа Е связано с движением полярных сияний к полюсу в полуночном секторе в период суббури. Область поглощения расширяется к полюсу в фазе развития и сжимается к экватору в фазе восстановления.

Поглощение типа Е связано с движущимся к западу изгибом. Наибольшая продолжительность поглощения этого типа частично обусловлена сильной концентрацией вторгшихся электронов вблизи центральной области изгиба, которая перемещается со скоростью около 2 км/с. Данное поглощение менее интенсивно, чем в случае типа N, хотя яркий изгиб может покрывать значительную часть небосвода. Видимо, вторгающиеся в область изгиба частицы имеют меньшую энергию, и большая их часть тормозится выше 100 км. Тогда они вызывают интенсивное свечение и только незначительное поглощение.

Если овал полярных сияний спускается до геомагнитной широты 65° в ранние вечерние часы, то спокойное полярное сияние и движущиеся к западу изгибы наблюдаются необычно рано. Это приводит к аномально раннему возникновению поглощения типа Е. В таких случаях поглощение типа N также имеет тенденцию появляться раньше, чем обычно.

Связь между поглощением типа Е и положительными магнитными бухтами либо отсутствует, либо очень слаба. Поглощение минимально в вечерние часы, когда бухты проявляются наиболее часто. Положительные магнитные бухты регистрируются при прохождении движущихся к западу изгибов к полюсу от станции зоны полярных сияний.

Отрицательные магнитные бухты связаны с поглощением типов N и М. Отрицательная бухта наблюдается в тех случаях, когда движущийся к западу изгиб проходит немного севернее станции.

Поглощение типа М связано с дрейфующими к востоку полосами или пятнами. Этот тип поглощения характеризуется не только довольно плавным началом, но и отсутствием одновременного взрывообразного усиления яркости полярного сияния. Поглощение типа М (в отличие от Е и М) обусловлено вторжением более жестких электронов. Последние проникают глубже в атмосферу, поэтому поглощение проявляется больше, а результирующее свечение меньше (вследствие эффективной дезактивации возбужденных атомов кислорода).

Статистические исследования показали, что поглощение типа М наиболее интенсивно в поздние утренние часы и часто охватывает полуденный сектор. В поздние утренние часы оно наблюдается на широтах зоны полярных сияний, а электроструя течет вдоль овала полярных сияний, т. е. севернее области поглощения. Поэтому отсутствует хорошая корреляция между магнитной активностью (интенсивность электроструи) и поглощением типа М.

Поглощение типа М в поздние утренние часы связано с развитием типичной полярной суббури в полуночном секторе (взрывообразным движением полярных сияний, резким началом отрицательных бухт и началом поглощения типа N). Поглощения типа N в полуночном секторе взаимодействуют с поглощением типа М в поздние утренние часы.

Развитие суббури в поглощении показано на рис. 49.

Вторжение заряженных частиц в высокоширотную атмосферу во время магнитосферной суббури связано с различными явлениями. Это возникновение электрических токов, которые служат причиной полярной магнитной суббури, а также изменение (увеличение) ионизации в различных областях ионосферы, прежде всего в области D. Последнее является суббурей в поглощении радиоволн.

Эти два явления мы уже рассмотрели. Но существуют и другие проявления магнитосферной суббури. Так, во время суббури энергичные электроны, вторгающиеся в верхнюю атмосферу в полярных областях, при столкновении с частицами верхней атмосферы порождают фотоны тормозного рентгеновского излучения, которые регистрируются аэростатами на высотах около 30 км. Это так называемая суббуря в рентгеновском излучении.

Рис. 49. Распределение аврорального поглощения во время магнитосферной суббури 15 янв. 1969 г. по данным сети риометров в северном полушарии

 

Кроме этого имеются и суббури в ОНЧ-излучении и в геомагнитных микропульсациях. Радиолокационные отражения от ионосферных неоднородностей (так называемые радиосияния) также выявляют зависимость от развития магнитосферной суббури.

Существует большое сходство во временных вариациях рентгеновского излучения и поглощения космического радиоизлучения. Всплески рентгеновского излучения связаны с поглощением типа М.

Рентгеновское излучение наиболее интенсивно в окрестностях полярной электроструи, т. е. его максимум совпадает с областью расширяющейся к полюсу выпуклости в полярных сияниях. Рентгеновское излучение наблюдается непосредственно под полосой активного сияния с нижним красным краем.

Определено, что во время магнитосферной суббури энергетический спектр электронов смягчается, а к концу суббури восстанавливается. Была также зафиксирована хорошая корреляция между всплеском рентгеновского излучения и прохождением изгиба полярного сияния.

В вечернем секторе ситуация иная. Здесь всплески рентгеновского излучения не сопровождаются смягчением их энергетического спектра (во время суббури). Они, видимо, не связаны с полярными сияниями или магнитными явлениями. Маловероятно, чтобы они были связаны и с движущимся на запад изгибом полярных сияний. Вечерние всплески рентгеновского излучения, по-видимому, контактируют с потоками энергичных электронов, которые вторгаются также в полуночный сектор, но дрейфуют вокруг Земли через полуденный меридиан.

Рентгеновское излучение в зоне полярных сияний в полуденном секторе, которое наблюдается регулярно, в большинстве случаев не связано с местной магнитной активностью. Поскольку в утреннем секторе энергичные электроны, вызывающие рентгеновское излучение, высыпаются вдоль зоны полярных сияний, а электроструя протекает севернее — в овале полярных сияний, то отмечается плохая корреляция этих двух явлений. Несмотря на это, всплески рентгеновского излучения в позднем утреннем секторе связаны с полярными суббурями и происходят одновременно с резкими отрицательными геомагнитными бухтами в полуночном секторе.

Рис. 50. Схема развития суббури в рентгеновском излучении: 1 — микровсплески; 2 — пульсации; 3 — микровсплески и импульсы

 

Для утренних всплесков рентгеновского излучения часто характерны квазииррегулярные пульсации. В некоторых случаях медленные пульсирующие всплески связаны с подобными пульсациями на риометрических и магнитных записях.

На рис. 50 приведена схематическая картина развития суббури по аэростатным наблюдениям рентгеновского излучения на высотах около 30 км. Во время самой ранней ее фазы рентгеновское излучение может регистрироваться вдоль узкой полосы, где наблюдается первое проявление суббури в полярных сияниях. Затем область вторжения энергичных электронов расширяется по всем направлениям. Расширение вдоль зоны сияний в утреннюю сторону продолжается до самого конца суббури.

Следует обратить внимание на то, что рентгеновское излучение отсутствует вдоль овала полярных сияний. Оно наблюдается вдоль вечерней части овала только вместе с движущимися к западу изгибами интенсивных полярных сияний.

С усилением авроральной и магнитной активности наблюдается радиоизлучение атмосферы на частотах в несколько килогерц. Оно появляется в виде всплесков, которые хорошо коррелируют с усилением свечения атмосферы в красной линии кислорода (6300 Å). Длительность этих всплесков около 3 ч. Иногда наблюдаются всплески в несколько раз более продолжительные. Было установлено, что ОНЧ-излучения связаны с полярными суббурями.

Здесь рассмотрим два вида такого излучения, а именно шипения и хоры. Шипение — это излучение, частотный спектр которого напоминает спектр теплового шума в ограниченной полосе частот. На слух это излучение воспринимается как шипение. Хор — это последовательность дискретных излучений, близко следующих друг за другом и часто накладывающихся одно на другое (по времени). Чаще всего наблюдаемая форма хора — множество повышающихся токов в диапазоне от 1 до 5 кГц со скоростью изменения частоты около 3 кГц/с.

Шипения появляются в основном в послеполуденные и вечерние часы примерно вдоль полярной границы овала полярных сияний. Во время ранней фазы суббури в ОНЧ-излучении, соответствующей взрывной фазе суббури в полярных сияниях, шипения наблюдаются по направлению как к полюсу, так и к экватору от овала, вдоль которого распространяется движущийся к западу изгиб. Это показано на рис. 51. Шипения отмечаются также в узкой области, располагающейся перед фронтом расширяющейся выпуклости в полярном сиянии. Хоры фиксируются в пределах выпуклости в полярных сияниях и вдоль овала полярных сияний в утреннем секторе.

Во время более поздней фазы суббури в ОНЧ-излучении, соответствующей фазе восстановления в ходе развития суббури в полярных сияниях, шипения могут наблюдаться вдоль пути движущегося к западу изгиба сияния. К этому времени изгиб успевает стать заметно слабее, и нижняя ионосфера уже не поглощает шипения. Область, в которой могут наблюдаться хоры, простирается вплоть до полуденного сектора и очень близка к области усиления поглощения и появления всплесков рентгеновского излучения.

Рис. 51. Развитие суббури в ОНЧ-излучении: I — шипение; II — хоры

 

Суббуря в полярном сиянии тесно связана также с микропульсациями геомагнитного поля типа Р_i2. Это колебания с периодом 40—150 с, которые наблюдаются в средних широтах во время начальной фазы развития бухтообразных возмущений. Микропульсации геомагнитного поля являются сверхнизкочастотными электромагнитными волнами. Внезапное начало микропульсаций тесно связано с полярной суббурей, которая проявляется во всплесках рентгеновского излучения, в поглощении радиоволн и в отрицательных бухтах с резким началом. Микропульсации опережают усиление поглощения космического радиоизлучения примерно на 100 с (при быстром приближении активных форм полярных сияний к пункту наблюдения). В самом начале отрицательной бухты наблюдается короткий импульсный всплеск пульсаций поля, который длится около 15 мин. За ним следуют непрерывные микропульсации, связанные со всплесками рентгеновского излучения.

Во время положительных бухт регистрируются микропульсации особого типа, середина частотного спектра которых дрейфует в сторону больших частот. В это время в вечерние часы (где имеют место положительные бухты) вблизи горизонта через направление на полюс проходит движущийся на запад изгиб полярного сияния.

В утреннем секторе также наблюдается значительное усиление микропульсаций во время полярных сияний. Для всплесков рентгеновского излучения, как правило, характерно более резкое начало и быстрое затухание, чем микропульсации.

Рис. 52. Общая картина развития суббури в микропульсациях

 

В дневные часы (10—15 ч) микропульсации имеют квазисинусоидальный характер (как и модуляция всплесков рентгеновского излучения). Микропульсации рентгеновского излучения в полуденные часы ассоциируются с импульсными микропульсациями.

Во время взрывной фазы суббури в полярных сияниях к экватору от их овала отмечаются микропульсации типа КУП (колебания убывающего периода). Всплески Р_i2 наблюдаются вдоль узкой области дальше к полюсу от расширяющейся выпуклости полярного сияния (рис. 52). Пульсации Р_i2 наиболее четко фиксируются в средних широтах в позднем вечернем секторе.

В фазу восстановления суббури в полярном сиянии дальше к экватору от движущегося на запад изгиба полярного сияния наблюдаются колебания типа КУП. Область, в которой наблюдаются пульсации Р_i1, сильно расширяется вплоть до полуденного сектора. Это расширение тесно связано с поглощением типа M, со всплесками рентгеновского излучения и ОНЧ-излучения типа D.