Physics of auroral phenomena : proceedings of the 36th Annual seminar, Apatity, 26 February – 01 March, 2013 / [ed. board: A. G. Yahnin, A. A. Mochalov]. - Апатиты : Издательство Кольского научного центра РАН, 2013. - 215 с. : ил., табл.

А. Е. Левитин и др. геомагнитного поля была необычайно низкая. Мы используем эту ситуацию для создания уровня отсчета часовых амплитуд компонент вектора переменного магнитного поля Земли, регистрируемых на мировой сети магнитных обсерваторий. Для каждого месяца этого необычайно магнитно спокойного года выбираем ещё и наиболее спокойный день в месяце. Мы называем часовые амплитуды такого дня уровнями отсчета для часовых амплитуд Я, D, Z компонент вектора геомагнитного поля для всех часовых их амплитуд любого такого же месяца из предыдущих до 2009 г. лет работы обсерватории и последующих после него лет. Далее, вычитаем из часовых данных предыдущих и последующих лет работы обсерватории такие полученные уровни отсчета, и учитываем вековой ход геомагнитного поля, который нами определяется, как разность между двумя самыми спокойными днями январей двух соседних годов. В результате мы получаем амплитуды компонент вектора, уже не суммарного постоянного и переменного полей, а только переменного магнитного поля земли. Мы считаем, что в отличие от количественного определения наземной геомагнитной активности использованного при создании индексов К, Кр, приведенного выше, надо дать ей другое количественное определение объективным числом. Это число пропорциональное изменению плотности магнитной энергии за данный промежуток времени. В нашем использовании часовых геомагнитных данных наземных обсерваторий это энергия часовых амплитуд компонент вектора переменного магнитного поля, измеряемых в локальных точках наземного пространства. Более подробное описание нашего метода количественной оценки геомагнитной активности содержится в данном сборнике - «Использование аномально спокойного состояния геомагнитного поля в период 2009 г. для количественного представления геомагнитной активности». Ниже мы представляем отдельные результаты такой нашей количественной оценки локальной наземной геомагнитной активности переменного магнитного поля Земли, которая демонстрирует слабые стороны отдельных индексов геомагнитной активности. Нами используется только Я-компоненета геомагнитного поля измеряемого в обсерватории ИЗМИРАН (обсерватория Москва), которая среди компонент вектора магнитного поля наиболее значимо реагирует на геомагнитную активность, она обозначается как ( Hizm ), а её энергия равна (Hizmf/8n. £ N X I I I На рис. 1 количественной геомагнитной демонстрируется результат оценки локальной наземной активности переменного 00 12 00 12 00 12 UT March, 13-15, 1989 Рис. 1 Сравнение численной оценки геомагнитной активности с индексом К. Log(Hizm2) и соответствующий ^-индекс вычисленный по данным обсерватории Москва для интервала гигантской бури 13-15 марта 1989 г. позволяет им корректно отражать реальный временной временных интервалах. магнитного поля Земли в период магнитной бури. Здесь показаны часовые амплитуды Я компоненты вектора этого поля (Hizm) на обсерватории Москва в период 1 3 - 1 5 марта 1989 г., когда наблюдалась очень мощная магнитная буря. Одновременно показаны амплитуды трех часовых ^-индексов этой обсерватории в период бури. Сопоставление временной динамики этих трех часовых индексов с динамикой часовых амплитуд Я компоненты демонстрирует не корректность К- индексов отражать временную динамику магнитной бури по сравнению с часовыми амплитудами Я компоненты. Это связано с тем, что ^-индексы определяются внутри трех часовых интервалов суток по разности максимальной и минимальной амплитуды возмущения в эти временные периоды, что не ход магнитного возмущения в трехчасовых Сопоставление Hizm2 с ZXsf-индексом во время магнитной бури Индекс Dst был создан для количественной оценки интенсивности магнитной бури. Он отражает представление исследователей, времени его создания, о природе магнитных бурь. Ими считалось, что магнитная буря создается кольцевым током, расположенным в экваториальной плоскости и максимальная амплитуда наземного возмущения от этого тока возникает в районе экватора и убывает по косинусу широты к высоким широтам. Для расчета Dst индекса были выбраны обсерватории, расположенные выше экватора, так как в экваториальной области присутствуют постоянные магнитные возмущения. Сегодня мы понимаем, что пространственная структура кольцевого тока в периоды достаточно сильных магнитных бурь далека от такой простой формы. Кроме того, мы сегодня знаем, что в создании наземного геомагнитного возмущения во время бури принимают участие не только кольцевой ток, но и другие магнитосферные и магнитосферно- 42