Експериментальне дослідження поширення атмосфериків і динаміки світової грозової активності

- Лінійна - ліва - права - ліва;
- Лінійна - права - ліва;
- Лінійна - ліва,
причому для другої моди поляризація змінювалася тільки від лінійної до лівої.
Частоти резонансних максимумів, відповідних ПР, в часі монотонно спадають, асимптотично прагнучи до частот відсічення хвилеводу. Оцінки резонансних частот, відповідних нормальному падіння хвиль, дають величину 1.70 ± 0.05 кГц для першого резонансу, що відповідає ефективним висот відбиття від 85 до 91 км . Кратність частоті перше моди дотримується для вищих мод з доступною точністю.
Виявлено, що в атмосферики, що приходять зі сходу переважає поздовжня компонента, а в атмосферики, що приходять із заходу - поперечна компонента магнітного поля.
У третьому розділі обговорюються результати морського моніторингу тимчасових варіацій числа і напрямків приходу СДВ атмосфериків.
У першому параграфі розглядається методика пеленгації атмосфериків, заснована на обчисленні середнього вектора Умова-Пойнтінга для імпульсного сигналу. Запропонована методика відрізняється від відомих вузькосмугових та широкосмугових способів тим, що дозволяє працювати в тимчасовій області, а також використовувати когерентну складову імпульсних сигналів.
Реалізація запропонованої методики пеленгації на базі універсального аналого-цифрового комплексу дозволила провести вимірювання добових варіацій азимутальних розподілів та інтенсивності потоків СДВ-атмосфериків. Виміри проводилися на борту НДС "Академік Вернадський" у 1991р. Маршрут судна проходив в Індійському океані між Африканським і Азіатським світовими грозовими осередками, а також в Атлантичному океані між Африканським і Американським вогнищами. Ця обставина в обох випадках дозволило спостерігати одночасно два світові грозових вогнища з одного пункту.
До початку вимірювань шляхом моделювання алгоритму обробки була вирішена задача оцінки втрат, що виникають із-за кінцевого швидкодії апаратури. Як правило, в експериментах значення інтенсивності реєстрованого потоку знаходилися в межах від 2000 до 4000 імп / годину, що відповідає втратам від 10% до 23% вхідних подій. Максимальні значення інтенсивності потоку досягали 6000 імп / год, при цьому втрати становили 32%. Отримані оцінки перепусток є систематичними похибками і в принципі можуть бути істотно зменшені.
У дисертацію увійшли результати 39 - добових морських вимірів, коли були побудовані добові варіації щільності потоку атмосфериків і відповідних їм азимутальних розподілів блискавок, що склали ансамблі в 6, 11 і 22 діб безперервної реєстрації.
Показано, що в Індійському океані практично весь потік атмосфериків був зосереджений у двох секторах, кожен шириною близько 30-35 градусів. Ці сектори виявилися орієнтовані на континентальні й острівні світові грозові центри в Африці та Азії. Орієнтація і ширина цих секторів залишалися стабільними, відчуваючи невеликі флуктуації, не лише протягом доби, а й від доби до доби. У той же час, були відзначені істотні тимчасові варіації числа атмосфериків, що приходять з цих секторів. При наближенні до суші розміри секторів збільшувалися, а їх структура ускладнювалась. Добові варіації азимутальних розподілів проявляються у вигляді змін відносних амплітуд окремих максимумів, однак, положення цих максимумів незмінно збігається з напрямком на азійський, африканський і Американський світові грозові центри, а самі максимуми припадають, як правило, на 9, 16 і 20 годин світового часу.
Було проведено співставлення добових варіацій інтенсивності потоку атмосфериків і рівня шуму в СНЧ-діапазоні ~ на частоті близько 100 Гц `, виміряних поблизу південного узбережжя Африки. Результати вказують, що в періоди максимальної активності африканських грозових центрів, спостерігається лінійна зв'язок між СНЧ і СДВ даними. Ця обставина дозволяє передбачати рівень поля на СНЧ за допомогою простої методики рахунку СДВ-атмосфериків.
Результати морських вимірювань статистичних характеристик СДВ-атмосфериків показують, що глобальна грозова активність визначається джерелами, пов'язаними з континентальними грозовими центрами, розташованими на суші. Протягом доби домінуюча роль у глобальній грозової активності переходить від одного континентального грозового центру до іншого, "перестрибуючи" через океани, слідом за рухом термінатора.
У висновку коротко відображені основні результати і висновки, що виносяться на захист дисертації.
ОСНОВНІ РЕЗУЛЬТАТИ І ВИСНОВКИ РОБОТИ
1. Розроблено і в режимі тривалої безперервної роботи випробуваний у сухопутних і морських умовах аналого-цифровий комплекс апаратури, призначеної для вимірювань трьох компонент поля атмосферних імпульсних сигналів у смузі частот 300 Гц - 13 кГц.
1.1. Комплекс дозволив виявити поперечні резонанси порожнини Земля-іоносфера в середніх спектрах атмосфериків.
1.2. Комплекс дозволив провести трикомпонентні вимірювання електромагнітного поля СДВ-атмосфериків, а також їх азимутальних розподілів і варіацій інтенсивності потоку в реальному масштабі часу при інтенсивності потоку до 6000 імпульсів на годину.
1.3. Універсальний аналого-цифровий комплекс показав високу надійність, працюючи безперервно протягом чотирьох місяців у морських умовах на борту науково-дослідного судна.
2. Проведено експериментальні дослідження поперечних резонансів (ПР) природного хвилеводу, утвореного поверхнею Землі і нижнім краєм іоносфери. Вперше експериментально виявлено поперечні резонанси в середніх спектрах атмосфериків. Резонансні максимуми в спектрах одиничних СДВ-атмосфериків дозволили оцінювати висоту нижньої кромки іоносфери.
2.1. У спектрі всієї тимчасової реалізації атмосферики поперечні резонанси маскуються через інтерференції хвилеводних нормальних хвиль. Ця обставина ускладнює виявлення ПР.
2.2. ПР проявляються найбільш яскраво в спектрах нічних атмосфериків, хвостова частина яких містить багаторазові відображення між кордонами хвилеводу. При цьому, найбільш виразно частоти ПР видно в координатах час-частота (сонограма), що забезпечує визначення ефективного поперечного розміру хвилеводу.
3. Виконано поляризаційні дослідження сигналів нічних атмосфериків в південній півкулі. Виявлена ​​поляризаційна невзаємність поширення на трасах захід-схід, схід-захід.
3.1. Виявлено, що в атмосферики приходять зі сходу переважає поздовжня компонента горизонтального магнітного поля, а в атмосферики, що приходять із заходу - поперечна компонента.
3.2. Поляризація електромагнітного поля атмосфериків в результаті багаторазових відбиттів від іоносфери стає лівої еліптичної. У ряді випадків для першої моди спостерігається зміна напрямку обертання вектора магнітного поля з правого ~ на початку атмосферики `на ліву ~ в хвостовій частині`, в той час, як для другої моди поляризація залишається лівої на всій тривалості атмосферики.
4. Запропоновано, обгрунтовано та апробовано методику визначення пеленгів джерел імпульсних сигналів, що використовує вимірювання середнього вектора Умова-Пойнтінга в тимчасовій області. Ця методика дозволила отримувати в реальному часі гістограми азимутальних розподілів СДВ-атмосфериків, і застосовувалася при обробці сигналів окремих атмосфериків.
5. Отримано тривалі безперервні ряди спостережень інтенсивності потоку та азимутальних розподілів СДВ атмосфериків, які дозволили простежити динаміку грозової активності у світових грозових центрах.
5.1. Морський моніторинг показав, що основний внесок у світову грозову активність дають континентальні й острівні грозові центри. Варіації інтенсивності потоку імпульсів добре інтерпретуються змінами у часі активності світових грозових осередків, тоді як напряму приходу атмосфериків прямо вказують на ці грозові центри.
5.2. За результатами пеленгації виявлений дрейф африканських джерел з півдня на північ з лютого по березень 1991р. на відстань близько 1500 км . Цей результат підтверджує справедливість моделі континентальних грозових центрів. Пеленги гроз, виміряні експериментально, добре інтерпретуються і в тому випадку, коли зсув приймача щодо джерел є істотним.
5.3. Зіставлення добових варіацій інтенсивності потоку атмосфериків і рівня шуму в СНЧ-діапазоні, виміряних поблизу південного краю Африки вказує на лінійну зв'язок між ними в періоди добової активності африканських вогнищ.

РОЗДІЛ 1. АПАРАТУРА ДЛЯ ДОСЛІДЖЕНЬ ІМПУЛЬСНИХ ПОЛІВ СНЧ-СДВ ДИАПАЗОНІВ
Представлені в даній роботі експериментальні результати були отримані за допомогою двох різних комплектів апаратури, подібних за призначенням і різних за можливостями реєстрації та обробки сигналів. При побудові приймальної апаратури використовувалася схема прямого підсилення.
Для прийому, реєстрації та отримання спектральних характеристик вертикальної компоненти електричного поля СНЧ-СДВ атмосфериків в діапазоні частот від 1 до 10 кГц використовувався комплекс апаратури, описаний у параграфі 1.5. Комплекс використовувався на полігоні в с. Мартова Харківської обл. протягом 1985 - 1987 рр.. З його допомогою проводилися дослідження середніх спектрів вертикальної електричної компоненти СДВ-атмосфериків, в результаті яких були виявлені поперечні резонанси порожнини Земля-іоносфера.
Універсальний СНЧ-СДВ аналого-цифровий комплекс, описаний в параграфі 1.6 використовується у вимірах з 1990 р . Комплекс застосовувався для реєстрації та попередньої обробки трьох компонент електромагнітного поля атмосфериків в смузі частот від 0.3 до 13 кГц на сухопутних і морських вимірювальних пунктах. З його допомогою був накопичений банк даних тимчасових реалізацій трьох компонент, була випробувана широкосмугова методика пеленгації СДВ - атмосфериків в тимчасовій області, яка застосовувалася для вимірювання азимутальних розподілів джерел і їх добових варіацій в акваторіях Індійського і Атлантичного океанів протягом січня - квітня 1991 р .
Загальну структуру обох комплексів можна представити у вигляді двох основних частин: 1 `одно-трьох-` канальний широкосмуговий приймач прямого посилення * 2 `пристрій реєстрації та обробки сигналів. Спрощена функціональна схема приймально - аналізує комплексу для прийому однієї компоненти поля представлена ​​на Рис. 1.1.
У цьому розділі розглядаються принципи конструювання і вибору параметрів широкосмугового приймача прямого посилення СДВ діапазону, а також основні технічні характеристики, які пред'являються до апаратури реєстрації та обробки електромагнітного поля природних імпульсних сигналів.
1.1 Електрична антена
В якості електричної антени ~ ЕА `використовувався ємнісний зонд, який представляє собою ізольований металевий електрод, піднятий над рівнем землі на сталевий щоглі. Принцип дії антен такого типу був детально проаналізований у роботі [62]. Еквівалентна схема ємнісний антени, розміри якої малі в порівнянні з довжиною хвилі в діапазоні СНЧ-СДВ, представлена ​​на Рис. 1.2. Тут введено такі позначення:
- С - власна ємність активного електрода
- С - вхідна ємність антенного підсилювача
- R - вхідний опір антенного підсилювача
- Е = h E - потенціал, що наводиться на активному електроді антени
- E - вертикальна компонента напруженості електричного поля
- H - діюча висота ЕА, яка у випадку плоскої ідеально провідної Землі близька до подвоєною геометричній висоті підйому зонда над поверхнею `.
Отже, еквівалентом електричної антени на високих частотах є ємнісний дільник. Коефіцієнт передачі в цьому випадку не залежить від частоти сигналу, а визначається виключно ставленням ємнісних параметрів еквівалентної схеми. Щоб досягти максимального коефіцієнта передачі, необхідно зменшувати вхідну ємність антенного підсилювача. З іншого боку, у разі, коли є запас по чутливості приймача, збільшення С дозволяє розширити робочий діапазон в бік нижніх частот. При заданій частоті зрізу за рахунок збільшення С можна зменшити вхідний опір антенного підсилювача. Це підвищує його стабільність при впливі несприятливих атмосферних умов. На нижніх частотах, де справедливо умова:
wR (C + C) <<1,
має місце такий вираз:
K = iwC R,
тобто, еквівалентом нашої електричної антени є диференційна ланцюг першого порядку з крутизною спаду АЧХ в бік нижніх частот 6 дБ / окт. Власна ємність застосовуються антен становила в різних експериментах від 10 до 40 пФ. Оцінимо величину вхідного опору антенного підсилювача, необхідного для отримання рівномірної амплітудно-частотної характеристики АЧХ ~ `антени вище 1 кГц при ємності антени С = 40 пФ.
Для забезпечення необхідного високого вхідного опору і узгодження антени з з'єднувальним кабелем безпосередньо в корпус антени був встановлений підсилювач з польовим транзистором у вхідному ланцюзі, що забезпечує малу вхідну ємність [30]. Подача живлення здійснювалася по сигнальному кабелю. З метою придушення високочастотних перешкод, порушуваних в антені і в соединительном кабелі сигналами радіостанцій, результати детектування яких у вхідних ланцюгах можуть значно підвищити рівень перешкод в робочому діапазоні частот, на вході антенного підсилювача і на виході кабелю були включені пасивні інтегруючі RC-ланцюга 1-го порядку, налаштовані на частоту близько 100 кГц.
1.2 Магнітна антена
У цьому параграфі отримана оцінка ефективної площі магнітної антени ~ МА `з феромагнітним сердечником, а також випливають з неї рекомендації з вибору типу сердечника.
При вимірах низькочастотних магнітних полів в якості магнітних антен зазвичай застосовують дротові соленоїди з феромагнітним або повітряним сердечником. Головною характеристикою таких антен є величина е.р.с., що розвивається на затискачах соленоїда, при заданому зовнішньому магнітному полі фіксованої частоти. Ця величина залежить від ефективної площі магнітної рамки, яка у свою чергу визначається матеріалом сердечника, його розмірами, числом витків обмотки, їх середньою площею.
При розрахунку магнітної антени виникає завдання максимізації ефективної площі, що на перший погляд пов'язано з варіюванням чотирьох перерахованих вище параметрів. Можна показати, що ефективна площа магнітної рамки з сердечником, а значить і її чутливість, фактично визначається не чотирма, а двома параметрами.
Ефективна площа МА з сердечником дорівнює [29,42]
S = pb m N. (1.2.1)
Тут передбачається, що сердечник з матеріалу з ефективною магнітною проникністю m має форму витягнутого сфероида з півосями a> b = c, а N - число витків соленоїда.
Для еліпсоїдального сердечника кінцевих розмірів m виявляється меншим, ніж m магнітного матеріалу. Це зменшення описується відомим коефіцієнтом розмагнічування І [29, 42, 19]. Останній визначається геометричними параметрами сердечника. При цьому виявляється, що використання матеріалів з високим m виявляється вигідним тільки у випадку сильно витягнутих сердечників. На практиці експлуатація таких антен пов'язана з цілим рядом незручностей (наприклад, вібраційні перешкоди), тому як правило виконується умова і>> 1 / m.
Ефективна магнітна площа реальних антен з точністю до доданків порядку a / mb <<1 пов'язана виключно з геометричними параметрами, а вплив магнітної проникності m носить поправочний характер. Зберігаючи головний член у формулі (2.2) отримаємо порівняно просте співвідношення:
Як видно, S визначається в основному числом витків соленоїда N і довжиною сердечника 2a. Причому вона дорівнює приблизно площі повітряної рамки з тим же числом витків, якщо їх діаметр дорівнює довжині сердечника 2a. Наскільки нам відомо, ця обставина в літературі не зазначалося.
Таким чином, при m>> a / b збільшення проникності сердечника не дає помітного виграшу в чутливості. Цим, мабуть, і пояснюється близькість розмірів всіх низькочастотних МА, використовуваних у практиці вимірювань [8].
Отримана вище наближена формула (1.2.3) істотно спрощує розрахунок і дозволяє зробити наступні практичні висновки.
1) Реальні магнітні антени задовольняють умові m (b / a)>> 1, тому їх ефективна площа залежить від числа витків обмотки і довжини сердечника.
2) При фіксованій довжині стрижня 2a ефективна площа тим більше, чим більше товщина сердечника.
3) При фіксованому радіусі сердечника b ефективна площа монотонно зростає зі збільшенням довжини стрижня, поки не досягає найбільшого значення, що визначається проникністю матеріалу сердечника.
4) Магнітні антени з повітряним і феромагнітним сердечниками, що мають однакову кількість витків обмотки, мають приблизно однаковою ефективною площею, якщо діаметр повітряної рамки дорівнює довжині феромагнітного сердечника.
Таким чином, проблема сердечника для магнітної антени зводиться до вибору одномірної конструкції з феромагнітним сердечником або двовимірної - з повітряним, при лінійних розмірах одного порядку.
Остання обставина враховувалася при виборі повітряної рамки в якості МА для широкосмугових вимірювань. Це дозволило без втрати чутливості позбутися таких проблем, як насичення феромагнітного сердечника зовнішнім
постійному магнітному полем Землі, власні шуми фериту тощо, притаманних МА з феромагнітними сердечниками.
В якості прийомних антен магнітного поля використовувалися екрановані повітряні рамкові антени, що входять складу промислового СДВ приймача ПК-66. Для забезпечення необхідної широкої смуги робочого діапазону рамки були модифіковані шляхом видалення елементів резонансного контуру, вбудованих в корпуси антен. Обмотка антени містить 60 витків дроту, діаметр антени становить 80 см .
1.3 Антенний підсилювач для магнітної антени
Не менш важливою вимогою до датчика магнітного поля при вимірюванні імпульсів є передача сигналів без спотворення їх тимчасової форми. При відсутності ~ або малості `нелінійних спотворень форма сигналу залежить від частотних спотворень, що визначаються властивостями комплексного коефіцієнта передачі приймального тракту. Частотні спотворення в індукційній соленоїдальних антени обумовлені тим, що е.р.с., що виникає в ній, пропорційна похідної за часом від індукції падаючого магнітного поля:
Е.р.с. = - K - cosq, ~ 1.3.1 `
де B - індукція магнітного поля, K - постійний коефіцієнт, що залежить від числа витків котушки і конструкції магнітної антени, q - кут між вектором магнітної індукції і нормаллю до площини намотування МА. Е.р.с., порушувана в антені на фіксованій частоті дорівнює:
Е.р.с. = Iw KB cosq, (1.3.2) -
де w - кругова частота коливань, i - уявна одиниця; залежність від часу передбачається виду exp (-iwt). Ми бачимо, що е.р.с. на виході МА наростає лінійно зі зростанням частоти, а уявна одиниця описує фазовий зсув е.р.с. на 90 по відношенню до падаючого магнітному полю. Еквівалентом магнітної антени на низьких частотах служить диференціальна ланцюг першого порядку. Щоб компенсувати лінійне наростання з частотою модуля коефіцієнта передачі і постійний фазовий зсув на 90 у всій області робочих частот щодо падаючого магнітного поля, застосовуються різноманітні досить складні конструктивні та схемотехнічні методи [29, 1].
Нами була запропонована і реалізована проста схема антенного підсилювача магнітної антени, що забезпечує сталість амплітудно-частотної характеристики АЧХ ~ `і усунення фазового зсуву на 90 фазо-частотної характеристики ~ ФЧХ` наскрізного тракту "антена - антенний підсилювач" по полю в широкому діапазоні частот. Це необхідно для передачі сигналів без спотворень форми. Принципова схема пристрою, за основу якої взято підсилювач струму ~ див. наприклад [13] `, наведена на Рис. 1.3. Тут використані наступні позначення:
МА - магнітна антена;
R - опір зворотного зв'язку;
R - активний опір обмотки;
C - паразитна межвітковой ємність;
А1 - операційний підсилювач.
Проаналізуємо роботу даної схеми. Магнітна антена ~ МА `підключена до входу операційного підсилювача, який працює в режимі посилення струму, що досягається за рахунок введення негативного зворотного зв'язку через опір R, за рахунок якої на інвертуючому вході підтримується потенціал, рівний потенціалу неінвертірующего входу, тобто нулю. З іншого боку, потенціал инвертирующего входу утворюється сумою що впадає у вхідні ланцюг і випливає через опір зворотного зв'язку струмів. Ці струми повинні бути рівні за величиною і протилежні за знаком. Вхідний струм циркулює в контурі, утвореному короткозамкненою котушкою МА з індуктивністю L.
i = е.р.с. / Z, (1.3.3)
де Z = iwL - комплексний опір МА. Підставивши вирази для е.р.с. (1.3.2) і Z у формулу для вхідного струму (1.3.3), отримаємо, що струм у короткозамкненою МА пропорційний індукції падаючого магнітного поля і не залежить від частоти:
i = iw KB cosq / iwL = KB cosq / L
Вихідна напруга знайдемо з умови рівності впадає і випливає струмів на інвертуючому вході операційного підсилювача:
i = U / R = - i.

Звідси отримуємо
U =-RKB cosq / L.
Отже, коефіцієнт передачі пристрою по полю дорівнює:
K = U / B =-RK cosq / L. (1.3.4)
Як видно з отриманого виразу, коефіцієнт передачі пристрою по магнітному полю дійсний і не залежить від частоти. Це означає, що АЧХ пристрій рівномірна, а внесений фазовий зрушення на всіх частотах рівний 180 градусам.
Отриманий результат справедливий у випадку, якщо компоненти антенного підсилювача і магнітна антена володіють ідеальними характеристиками. У дійсності такі параметри, як паразитні ємності МА, кінцеве активний опір намотувальних проводів, кінцевий коефіцієнт посилення операційного підсилювача обмежують діапазон частот, в якому залишається справедливим рівність ~ 1.3.4 `.
Розглянемо вплив кінцевого активного опору МА на коефіцієнт передачі пристрою. Повний коефіцієнт передачі по полю в цьому випадку записується в наступному вигляді:
KB = - Rjc K cosq iw / (Ra + iwL).
При wL. Ra ми отримуємо коефіцієнт передачі для ідеального випадку (1.3.4). При wL, Ra коефіцієнт передачі по полю пропорційний частоті вхідного сигналу:
KB = Rjc cosq iw / Ra.

Звідси видно, що величина активного опору, включеного послідовно з МА визначає нижню частоту зрізу пристрою.
Тепер розглянемо вплив паразитної ємності МА на коефіцієнт передачі пристрою. Напруга на виході МА одно:
Uc = е.р.с. / (1-w LC `, ~ 1.3.5`
Коефіцієнт передачі пристрою:
Uds [/ е.р.с. = - Rjc / Zrjyn, 1.3.6 `
де Zrjyn - повний опір контуру у вхідному ланцюзі.
Zrjyn = iwL / (1-w LC)
Підставляючи вирази для Uc і Z в рівність ~ 1.3.6 `отримаємо
Uds [/ е.р.с. = - Rjc / iwL,
Цей вираз, з урахуванням (1.3.2), еквівалентно ~ 1.3.4), тобто коефіцієнт передачі пристрою не залежить від паразитної ємності. Отриманий висновок можна було зробити з наступних простих міркувань: оскільки на інвертуючому вході підтримується нульовий потенціал, то через паразитне ємність C не течуть струми зсуву, і, отже, її величина на коефіцієнт передачі не впливає.
Тим не менш, при конструюванні реальних антенних підсилювачів слід враховувати що внаслідок кінцевого швидкодії операційних підсилювачів паразитна ємність антени може спотворити коефіцієнт передачі на високих частотах.
Схема підсилювача для магнітної антени, яка використовувалася у вимірах наведена на Рис.1.4. Амплітудно-частотна характеристика тракту МА - антенний підсилювач по полю, знята за допомогою соленоїдальних випромінювача, представлена ​​на рис.1.5.
1.4 Фільтри нижніх і верхніх частот
Фільтри нижніх і верхніх частот застосовуються в приймальному тракті, призначеному для аналізу атмосфериків, з метою придушення сигналів перешкод, частота яких лежить за межами робочого діапазону. В області частот нижче 1 кГц перешкоди представлені випромінюванням на частотах гармонік силовий промислової електромережі. В області частот вище 10 кГц - сигналами навігаційних і радіомовних радіостанцій СДВ - ДВ діапазонів.
При створенні апаратури для дослідження вертикальної електричної компоненти електромагнітного поля атмосфериків в якості ФВЧ і ФНЧ були обрані активні фільтри другого порядку, які мають крутизною спаду модуля амплітудно-частотної характеристики за смугою пропускання дорівнює 12 дБ / окт. За допомогою фільтрів найпотужніша перешкода від силової мережі частотою 50 Гц була пригнічена майже на 50 дБ, а також істотно ослаблені перешкоди від навігаційних станцій СДВ діапазону, що дозволило привести динамічний діапазон сигналу у відповідність з параметрами використовувався для реєстрації магнітограф АЛЕ-62.
При використанні цифрової обробки прийнятих сигналів проводиться їх перетворення до числової послідовності ~ дискретизація `. Відповідно до теореми Котельникова, частота дискретизації повинна перевищувати подвійну значення максимальної частоти складові якої присутні в сигналі. Щоб обмежити спектр сигналу, його пропускають через фільтр нижніх частот. Важливу роль для зменшення ~ виключення `спотворень за рахунок накладення спектру при дискретизації і цифровій обробці в ЕОМ відіграють параметри фільтру нижніх частот. Оскільки реальний фільтр має не нескінченною крутизною спаду АЧХ (такий фільтр фізично не реалізуємо), необхідно враховувати присутність в сигналі частотних складових, що лежать вище частоти зрізу ФНЧ.
При конструюванні універсального аналого-цифрового комплексу частота дискретизації в аналого-цифрових перетворювачах була обрана рівної 100 кГц при верхній межі робочого частотного діапазону, що дорівнює 13 кГц. Досить високе значення частоти дискретизації дозволило практично виключити погрішність аналого-цифрового перетворення, викликану накладенням частот "фолдінга" в спектрі і застосувати ФНЧ невисокого порядку, більш простого в налаштуванні, більш стабільного по параметрах і, що важливо для вимірювання азимутів, що вносить менші фазові спотворення. В якості фільтрів верхніх і нижніх частот були обрані фільтри Баттерворта 6-го порядку, що забезпечують затухання поза смуги пропускання рівне 36 дБ / окт. При проектуванні фільтрів застосовувалися схеми ланок на операційних підсилювачах і методики розрахунку, наведені в [25].
1.5 Комплекс апаратури для дослідження вертикального електричного поля СДВ-атмосфериків
Комплекс призначений для реєстрації і спектральної обробки вертикальної компоненти електричного поля СДВ атмосфериків. До його складу входять:
· Вертикальна електрична антена, що представляє собою ізольований металевий диск діаметром 30 см ., Встановлений на щоглі висотою 3 м .
· Широкосмуговий антенний підсилювач з вхідним опором близько 6 МОм і динамічним діапазоном не менше 60 дБ,
· Фільтри верхніх і нижніх частот з частотами зрізу відповідно 1 і 10 кГц і загасанням 12 дБ / окт.,
· Магнітограф АЛЕ-62.
Блок-схема і передавальна характеристика всього приймально - реєструючого тракту, яка контролювалася через еквівалент антени, наведено на Рис. 1.6. і 1.7.
Прийом та реєстрація сигналів відбувалася в такий спосіб. Сигнал з антени через інтегруючу RC ланцюг, надходив на антенний підсилювач. З виходу антенного підсилювача по екранованому кабелю, довжиною близько 50 м , Сигнал подавався на фільтри верхніх і нижніх частот, налаштовані відповідно на 1 і 10 кГц.
Між виходом кабелю і входом смугового активного фільтра була включена інтегруюча RC-ланцюг аналогічна ланцюга, встановленої на вході антенного підсилювача. Відфільтрований і посилений до необхідного рівня сигнал записувався на магнітограф АЛЕ-62 в режимі прямого запису, який забезпечував необхідну смугу частот і динамічний діапазон не менше 40 дБ.
Спектральна обробка записів, виконаних на магнітограф АЛЕ-62, проводилася за допомогою спектроаналізатора СК4-72 / 2. Для обробки імпульсів спільно з аналізатором спектру використовувався пристрій затримки зупинки запису.
Цей пристрій дозволяє регулювати положення атмосферики щодо початку аналізованої тимчасової реалізації, при цьому зберігається його передній фронт і передісторію імпульсу. Крім цього, з'являється можливість очистити від перешкод частина реалізації, що зберігається в пам'яті СК4-72, не зайняту аналізованих імпульсом.

1.6 Універсальний аналого-цифровий комплекс для досліджень багатокомпонентних імпульсних полів СНЧ-СДВ діапазонів
При створенні універсального аналого-цифрового комплексу було поставлено завдання високошвидкісного трьохкомпонентного аналізу імпульсних полів СНЧ-СДВ діапазонів. Відомий аналізатор спектру СК4-72, забезпечує паралельний спектральний аналіз сигналів у смузі частот від 0 до 20 кГц, при цьому дозвіл по частоті в діапазоні 100 Гц - 20 кГц дорівнює 100 Гц. СК4-72 забезпечує досить високу швидкодію і широкі можливості з обробки сигналів, наприклад: різні види усереднення спектрів і сигналів, визначення їх параметрів, можливість сполучення з електронно-обчислювальною машиною. Однак використання цього приладу для одночасного аналізу декількох компонент поля виключено, оскільки пов'язано з необхідністю встановлення окремого комплекту для кожної компоненти. Останнім часом стали доступні персональні ЕОМ, що володіють високою швидкодією, такі, як "Електроніка -85" ~ PDP-11 `, IBM PC XT / AT, а також високошвидкісні аналого-цифрові перетворювачі. У зв'язку з цим виявилося можливим створення мобільної апаратури для реєстрації та цифрового аналізу електричних сигналів в діапазоні частот аж до десятків і сотень кілогерц.
У цьому параграфі описаний комплекс апаратури, призначений для прийому, реєстрації, введення в ЕОМ і цифрової обробки сигналів вертикальної електричної і двох горизонтальних магнітних компонент імпульсного електромагнітного поля СНЧ-СДВ діапазонів по трьох каналах одночасно. Функціональна схема комплексу представлена ​​на Рис. 1.8. До складу апаратно-програмного комплексу входять:
1) вертикальна електрична антена *
2) дві магнітні екрановані повітряні рамкові антени *
3) широкосмугові антенні підсилювачі для кожної з антен;
4) трьохканальний тракт смугових фільтрів; до складу кожного каналу входять:
· Фільтр Баттерворта верхніх частот 6-го порядку з крутизною загасання за межами смуги пропускання 36 дБ / окт.;
· Фільтр Баттерворта нижніх частот 6-го порядку, з крутизною загасання за межами смуги пропускання 36 дБ / окт.;
· Масштабуючий підсилювач із ступінчастою регулюванням коефіцієнта посилення *
· Дванадцятирозрядний АЦП типу Ф4223 в кожному каналі *
5) цифрове буферне пристрій, що служить для запам'ятовування трьох компонент сигналу у вигляді послідовності цифрових відліків, візуального контролю їх тимчасової форми на екрані осцилографа і передачі цифрових реалізацій через послідовний або паралельний порт в ЕОМ *
6) ПЕОМ @ Електроніка - 85 @ *
7) комплекс програм, написаних на Асемблері і Фортрані, які забезпечують введення даних і їх обробку в ЕОМ в реальному часі.
Технічні та експлуатаційні характеристики комплексу наступні:
· Смуга частот сигналів, що приймаються: 0.3 - 13.0 кГц *
· Межі ступінчастого регулювання посилення одночасно по трьох каналах: 0 - 48 дБ з дискретністю 6 дБ *
· Динамічний діапазон у всіх каналах: не гірше 66 дБ *
· Відмінності в АЧХ і ФЧХ між каналами не перевищують відповідно 2 дБ і 3 градусів (див. нижче).
· Частота дискретизації% 100 кГц *
· Тривалість запоминаемой цифровий реалізації по кожному каналу% 40.96 мсек;
Режим роботи комплексу - чекає. Запис інформації відбувається при перевищенні сигналом в каналі електричної компоненти заданого порогу. Після запису в пам'ять буферного пристрою тимчасові форми трьох компонент прийнятого сигналу контролюються одночасно за допомогою осцилографа. Після прийняття рішення оператором сигнал або стирається, або передається у пам'ять ЕОМ. Передбачено також автоматичний режим, при якому кожний прийнятий сигнал передається в ЕОМ без попередньої візуальної оцінки. Інформація у вигляді файлів, що містять цифрові реалізації трьох компонент імпульсу або результати обробки накопичується на гнучких магнітних дисках або на жорсткому магнітному диску типу @ Вінчестер @.
Вимірювання фазо-частотних характеристик проводилося за допомогою фігур Ліссажу в два етапи. Спочатку за допомогою імітаторів поля були отримані фазові характеристики кожної з антен разом з антенними підсилювачами (для магнітних антен застосовувався соленоїдальних випромінювач, а для електричної антени - електричний випромінювач). Оскільки частота зрізу електричної антени лежить поблизу 80 Гц, а магнітної - близько 200 Гц, в робочому діапазоні частот приймача помітні фазові спотворення не спостерігалися. Потім проводилися вимірювання різниці фаз між окремими каналами приймача. Виявилося, що взаємні відхилення зосереджені поблизу частот зрізу ФВЧ і ФНЧ, досягаючи 3 (між Е - і Н - каналами в околиці 10 кГц, де максимальні відмінності і в АЧХ, див. рис 1.9).
Фазові нев'язки каналів можуть зіграти помітну роль при проведенні вузькосмугових вимірювань, якщо ж використовується широкосмугова методика, то їх вплив суттєво послаблюється. У цій дисертації (див. гл.3) компоненти E-і H-полів застосовуються попарно при обчисленні інтегральних проекцій вектора Умова-Пойнтінга P = EKH (пеленгування джерел). Очевидно, що фазові нев'язки Dv (f) зумовлять відносну похибку вимірювання проекцій вектора P, рівну на фіксованій частоті:

,
де - Різниця фаз між каналами E і H. Оскільки в запропонованій нами широкосмугового методикою вимірювань проводиться інтегрування за частотою, результуюча похибка становитиме:
,
Ця похибка оцінюється зверху при = = Const величиною

Насправді фази відрізняються у вузьких смугах поблизу частот зрізу приймача, тому справедлива більш реалістична оцінка:

де F - повна смуга робочих частот приймального тракту, а dF - область частот, де спостерігаються фазові спотворення.
Таким чином, виміряне значення = 3, дає верхню оцінку відносної похибки 0.13%, (порядку похибки квантування по амплітуді), а більш реалістична оцінка з урахуванням смуги частот виявляється на порядок меншою.
Наведені оцінки дозволяють надалі виключити з розгляду вплив фазових нев'язок широкосмугових каналів.
Основним призначенням цифрової частини приймального пристрою є перетворення виділених аналогових сигналів в послідовність цифрових відліків, забезпечення візуального контролю часових форм зареєстрованих імпульсів і введення в ЕОМ, де проводиться їх обробка.
При розробці функціональної схеми цифрової частини приймача бралися до уваги параметри досліджуваних сигналів, умови, що накладаються на частоту дискретизації і швидкодія портів введення-виведення ЕОМ @ Електроніка-85 @. Оскільки частота квантування була обрана рівної 100 кГц, а число каналів, по яких ведеться одночасна реєстрація дорівнює трьом, сумарна швидкість введення інформації в ЕОМ повинна перевищувати 300 кГц. Це оцінка мінімального швидкодії, тому що ми не врахували, що крім введення необхідно в реальному часі виконувати найпростішу обробку ~ порівняння поточного відліку з пороговим значенням і т. п. `. Таке швидкодія не забезпечується стандартними каналами введення-виведення використовувалася ЕОМ @ Електроніка-85 @. Щоб узгодити за швидкодією вихідні сигнали АЦП і порти введення-виведення, була обрана схема з буферизацією вхідного потоку цифрових даних. Буферне пристрій виконує наступні функції:
· - Виробляє імпульси запуску АЦП *
· - Після спрацьовування компаратора запам'ятовує у внутрішній пам'яті в цифровому вигляді три тимчасові реалізації довжиною 4096 12-тіразрядних відліків в двійково-додатковому коді *
· - Забезпечує збереження "передісторії" імпульсів * тривалість якої регулюється в межах від 0 до 15/16Т, де Т-тривалість всієї реалізації *
· - Забезпечує висновок записаних в пам'яті сигналів на екран осцилографа з метою їх візуального контролю *
· - Забезпечує передачу інформації в ЕОМ за стандартними паралельного ~ ІРПР `або послідовному ~ RS-232` інтерфейсам *
· - За допомогою вбудованого годинника - календаря фіксує повну інформацію про час з точністю до десятків мілісекунд і дати в момент приходу імпульсу, яка служить для ідентифікації кожного атмосферики;
· - В режимі візуального контролю, після прийняття рішення оператором по вигляду тимчасових реалізацій, які безперервно виводяться на екран осцилографа, інформація або передається в ЕОМ, або стирається з буферної пам'яті, після чого пристрій переходить в режим очікування приходу наступного імпульсу;
· - В автоматичному режимі забезпечує передачу в ЕОМ кожного імпульсу, за яким відбулося спрацьовування компаратора.
1.7 Основні результати і висновки глави
1. Вибрані типи і параметри антен ~ ємнісний електричний зонд і магнітна повітряна рамка), схеми антенних підсилювачів і приймальних пристроїв, що забезпечують:
· Смугу 0.3 - 13 кГц,
· Посилення до 50 дб,
· Нерівномірність АЧХ не більше 2 дБ,
· Відмінність між фазовими характеристиками каналів не більше 3 градусів.
2. Оригінальна методика оцінки ефективної площі магнітних антен з феромагнітним сердечником, що враховує реальні конструкції антен і дозволила виробити рекомендації з вибору типу сердечника антени (феромагнітний або повітряний).
3. Була запропонована і реалізована проста схема антенного підсилювача, що забезпечує дійсний коефіцієнт передачі приймального пристрою по магнітному полю, що дозволило виключити фазові та частотні спотворення, властиві індукційним магнітним антен, в широкій смузі частот.
4. Розроблені комплекси апаратури були виготовлені, налаштовані й відкалібровані в польових умовах. Вони показали високу працездатність і використовувалися в сухопутних і тривалих безперервних морських вимірах, попередньому аналізі і запису для наступної обробки трьох (вертикального електричного і двох взаємно перпендикулярних магнітних) компонент природних атмосферних електромагнітних імпульсних полів СНЧ-СДВ діапазону.

РОЗДІЛ 2. Виявлення та експериментальне дослідження поперечних резонансів хвилеводу земля-іоносфера
Існування поперечних резонансів ~ ПР `порожнини Земля-іоносфера обговорювалося раніше у ряді теоретичних [67, 7, 26] і експериментальних [71, 3] робіт. У роботі [67] наведено рішення задачі про порушення хвилеводу Земля-іоносфера падаючої з космосу плоскої електромагнітної хвилею. Отримані спектри мали резонансні максимуми, частоти яких визначалися висотою проміжку, параметрами верхньої стінки і кутом падіння хвилі.
В експериментальній роботі [71] приземної хвилевід збуджувався струмами, породженими в нижній іоносфері потужним модульованим короткохвильовим випромінюванням наземного передавача за рахунок нелінійних процесів у плазмі. Частота модуляції сканувалася в межах від 1 до 7 кГц, при цьому спектри прийнятого на Землі поля мали характерні максимуми на частотах 2, 4, 6 кГц, які інтерпретувалися авторами як поперечні резонанси.
Одним з методів дослідження розповсюдження радіохвиль СДВ діапазону в порожнині Земля-іоносфера є використання природних широкосмугових джерел випромінювання, (грозових розрядів), що породжують атмосферики. У цій роботі атмосферики, які поширюються під іоносферою, застосовуються для експериментального вивчення ПР, а також поляризації електромагнітного поля, що формується в хвилеводі випромінюванням блискавок. Розрахунки спектрів ПР, порушуваних вертикальними і горизонтальними джерелами, які знаходяться всередині хвилеводу, проводилися в роботах [26, 32]. Як показали ці розрахунки, спектри вимушених коливань, створюваних точковим імпульсним джерелом у плоскому проміжку Земля-іоносфера, мають складний вид, зокрема, тонка структура спектральних максимумів залежить від відстані блискавка - спостерігач. Одним з можливих способів виділення ПР може служити нагромадження енергетичних спектрів процесу, яке є регулярізірующей процедурою, що приводить їх до деяких середнім значенням. Ця методика використовується у цій роботі.
Як прояв ПР у спектрі окремого атмосферики, в [24] обговорювалося "Твік" - квазисинусоидального сигнал, якому передує відбивний атмосферики, тривалістю від декількох десятків до ста мілісекунд і вище. Твіки спостерігаються тільки вночі, або при сонячних затемнення [70]. Зазвичай вимірювання твіков проводилися за допомогою аналогових сонографії з метою вивчення їх дисперсії [80], визначення загасання хвиль в хвилеводі [61]. У роботі [24] були оцінені параметри нижньої іоносфери в припущенні про резонансну природі твіков. Поляризаційні особливості електромагнітного поля твіков досліджувалися в роботі [12], у якій за результатами вимірювань вертикальної електричної та двох взаємно ортогональних горизонтальних магнітних компонент у північній півкулі був зроблений висновок про ліву еліптичної поляризації хвостовій частині твіков. Цей результат свідчить про істотну гіротропія іоносферної стінки хвилеводу. Спроби пояснити особливості твіков були зроблені в ряді теоретичних робіт. Розрахунки проводилися як без урахування магнітного поля Землі, так і в спрощеній моделі з вертикальним магнітним полем Землі [79,12]. У роботі [16] наводяться результати чисельного розрахунку коефіцієнтів розповсюдження і загасання хвилеводних мод нічних атмосфериків, порушуваних вертикальним молніевимі розрядом. Враховувалося похиле постійне магнітне поле Землі (випадок приекваторіального поширення) і було показано, що затухання ТІ-хвиль більше ніж ТМ-хвиль при поширенні з заходу на схід і менше - в протилежному напрямку.
У цій главі будуть представлені результати експериментальних досліджень ПР, що спостерігалися в середніх і одиничних спектрах атмосфериків. Розглянуто також поляризаційні властивості атмосфериків. Отримані експериментальні дані дозволяють вказати оптимальні способи обробки атмосфериків і сформулювати підходи до розв'язання оберненої задачі електродинаміки.
2.1 Резонансні властивості порожнини Земля - ​​іоносфера
Вперше сферична порожнина, утворена поверхнею Землі і нижнім краєм іоносфери, була розглянута в якості резонансної системи в роботі [72]. Були отримані резонансні частоти, пов'язані з інтерференцією хвиль, оббіг навколо Землі, і що лежать в діапазоні одиниць - десятків герц. Відповідні "поздовжні" резонанси, названі згодом глобальними або шумановского, були виявлені в спектрах природних СНЧ полів, які збуджуються в порожнині Земля-іоносфера розрядами блискавок [40].
У роботі [7] була висловлена ​​ідея про спостереження поперечних резонансів (ПР), які на відміну від Шуманівський обумовлені послідовними відображеннями хвиль від верхньої і нижньої меж порожнини і тому визначаються її висотою h. Значення власних частот ПР лежать в області одиниць кілогерц.
У припущенні про ідеально провідної Землі радіуса a і ізотропного іоносфері радіуса d, характеризується поверхневим імпедансом d, в [20] отримано таке дисперсійне співвідношення, що визначає власну частоту резонансних коливань TM-типу для n-й зональної гармоніки: експоненціальними асимптотикам. У цьому випадку (2.1.1) набуде вигляду, що співпадає з дисперсійним рівнянням для плоскої системи [33]:
Різниця між плоскою і сферичною системами полягає в тому, що в сферичній системі існує дискретний набір кутів q, що визначається номером зональної гармоніки, в той час, як у плоскій системі кут падіння хвиль Брілюена на межі може приймати довільні значення. Власні частоти поперечного резонансу визначаються: висотою іоносфери h, кількістю варіацій поля p уздовж висоти, кутом падіння хвиль q на кордон, поверхневим імпедансом іоносфери d (Землю можна вважати ідеально провідної).
Рішення рівняння (2.1.2) дає частоти ПР у сферичної порожнини Земля - ​​іоносфера, що збігаються з власними частотами плоскої системи при відповідних кутах падіння q [34]:
У випадку невеликих кутів падіння дані рішення описують і сферичну систему. Трохи кутів q означає невеликі номери зональних гармонік (n +[-]<< ka _ 200). Для цього випадку і за умови малості d (d <<cosq)
Порушення порожнини Земля - ​​іоносфера точковим джерелом було розглянуто в [34]. У цій роботі наведені розкладання полів від елементарних електричного і магнітного диполів горизонтальної і вертикальної орієнтації, отримані методом нормальних хвиль в моделях плоскої і сферичної порожнини при обліку анізотропії іоносфери.
Тимчасова форма сигналу наочно інтерпретуються променевої або відбивної моделлю відгуку проміжку Земля - ​​іоносфера на порушення точковим імпульсним джерелом (див. напр. [80]). У плоскому хвилеводі з ідеально провідними стінками послідовні відображення випроміненого імпульсу від кордонів можна уявити набором синфазно випромінюючих віртуальних (відображених) джерел як показано на Рис. 2.1. Відстань між m - критим джерелом і спостерігачем L визначає дискретний набір кутів приходу q і взаємних затримок імпульсів, формують тимчасову форму сигналу в точці спостереження.
Оцінимо залежність миттєвої частоти прийнятого сигналу від часу. Ця залежність нагадує гіперболу при малих t і асимптотично наближається до частоти відсічення хвилеводу при прагненні t до нескінченності. Вираз (2.1.14) широко використовується для інтерпретації дисперсійних властивостей "твіков" ~ див. напр. [80] `і досить добре узгоджується з експериментальними даними.
З розглянутої моделі видно, що при достатньо великих затримках щодо початку атмосферики миттєва частота сигналу прагне до частоти відсічення хвилеводу або до власної частоти поперечного резонансу. Отже, відкидаючи початкову частину сигналу, що формується в порожнині Земля іоносфера прямою хвилею, що йде від блискавки паралельно кордонів, ми можемо вважати, що "хвостова" частина сигналу характеризує поперечний резонанс, відповідний багаторазовому відбиттю хвиль від землі та іоносфери ~ q прагне до 0 у формулі 2.1.6 `. У цьому випадку, вимірюючи спектр хвостовій частині імпульсу, можна оцінити добротність поперечного резонансу (по відношенню резонансної частоти до ширини резонансного піка) і ефективні параметри нижньої іоносфери. При цьому потрібно прийняти до уваги особливості збудження резонансної системи, обговорювані нижче.
Оскільки у розглянутій нами моделі використовуються точкові джерела, при визначенні добротності необхідно враховувати геометричну расходимость формованих хвиль, а також діаграми спрямованості випромінювання віртуальних джерел. Відсікаючи початкову частину сигналу, ми розглядаємо хвилі, що прийшли від віртуальних джерел високого порядку. З цього припущення випливає:
1) Якщо хвилі від усіх джерел приходять під кутами близькими до вертикалі, то кути в діаграмі спрямованості елементарного електричного диполя майже не змінюються, а амплітуда хвиль, що приходять залишається практично постійною (виняток становить вертикальний електричний диполь, але таке джерело не збуджує ПР, див. [ 34]);
2) загасання, викликане розбіжність, є малим, крім того його можна врахувати при оцінці добротності.
Нехай амплітуда резонансного коливання має наступну залежність від часу і відстані до джерела:
Зазначені особливості не враховувалися в роботі [24], де аналіз проводився за повної реалізації Твіка, тому описана вище методика оцінки добротності, видається більш обгрунтованою.
2.2 Результати спостережень поперечних резонансів у середніх спектрах атмосфериків
За період з 1985 по 1989 рр.. було проведено кілька серій вимірювань, метою яких було отримання спектральних характеристик атмосфериків в різний час доби. В експерименті застосовувався комплекс для вимірювання спектральних характеристик СДВ-атмосфериків, опис якого наведено в главі
1. Тимчасові реалізації природного радіосигналу СДВ діапазону записувалися на стрічку магнітограф АЛЕ-62. Вихідні магнітні записи оброблялися за допомогою спектроаналізатора СК4-72 / 2, який працював у смузі частот 0-20 кГц з роздільною здатністю 100 Гц і потім накопичувалися за допомогою блоку інтегратора ЯЧС - 76. У обробку включалися атмосферики, амплітуда яких перевищувала граничний рівень, вибраний трохи вище величини перешкоди, що формується випромінюванням гармонік силової мережі. Оскільки наш інтегратор не дозволяє оцінювати дисперсію усереднює процесу, цю оцінку можна отримати, припустивши, що вимірюється ергодичної стаціонарний процес, для якого випадкова помилка дорівнює [5]:
e = 1 / r N,
де N - кількість усереднює реалізацій. Ця оцінка похибки використовувалася при отриманні середніх спектрів і становила = 10% при N = 100. Паспортна похибка вимірювання амплітуди спектроаналізатором становить при цьому 10%.
У результаті обробки були отримані середні спектри двох типів: гладкі, що мають широкий максимум в діапазоні 4-8 кГц, і містять характерні максимуми поблизу частот 2, 4 кГц. На Рис.2.1 представлені спектри вертикального електричного поля атмосфериків, отримані в результаті усереднень за ансамблями, що складався з 80 і 84 спектрів окремих імпульсів. Тут по вертикальній осі в логарифмічному масштабі відкладена середня амплітуда спектральних складових поля і її розкид, пропорційний r N. По горизонталі відкладена частота в кГц. Для набору одного ансамблю було потрібно від 10 до 45 хвилин в залежності від сезону і часу доби. Резонансна структура середніх спектрів зберігалася в кількох поспіль йдуть серіях вимірювань. Час життя резонансної структури становить від декількох десятків хвилин до одиниць годин, що узгоджується з часом існування локальних грозових осередків [36].
Таким чином, результати спостережень дозволили зробити висновок, що ефект поперечного резонансу проявляється в середніх спектрах, якщо під час записів існував досить потужний компактний грозовий вогнище. У цьому випадку процедура усереднення згладжує тонку структуру піків спектрів окремих атмосфериків, виділяючи резонансні максимуми. Якщо ж під час спостережень грозова активність була обумовлена ​​кількома джерелами, розподіленими в широких межах по дистанції, процес усереднення призводить до "замивання" як тонкої структури спектрів, так і самих резонансних максимумів. Отже, ПР повинні проявлятися більш яскраво при спектральної обробці індивідуальних атмосфериків.
2.3 Результати спостережень ПР у спектрах окремих атмосфериків
Записи вертикальної електричної та двох взаємно ортогональних компонент горизонтального магнітного поля атмосфериків в смузі частот від 0.3 до 13 кГц були зроблені протягом 42-го рейсу НДС "Академік Вернадський" в 1991 р . Тимчасові реалізації компонент тривалістю 40 мсек. реєструвалися і накопичувалися в цифровому вигляді на дискетах за допомогою аналого-цифрового комплексу (Гл. 1.) Електрична та магнітні антени були зорієнтовані і сфазіровани таким чином, що вісь z була спрямована вертикально вгору, вісь y збігалася з курсом судна, а вісь x була направлена ​​у бік правого борту, утворюючи праву декартову систему координат.
Всього було зареєстровано близько 300 імпульсів в акваторіях Індійського і Атлантичного океанів у південній півкулі. Для запису відбиралися імпульси характерною "відбивної" форми (у класифікації, запропонованої в [47]), які спостерігалися в нічний час доби. Моменти локальних заходів і сходів Сонця протягом рейсу представлені в Табл.3.2.1. Подальша обробка отриманих записів проводилася за допомогою ЕОМ типу IBM PC AT.
Щоб виділити поперечну та поздовжню компоненти горизонтального магнітного поля, за допомогою методики, описаної у Розділі 3, визначався пеленг на джерело атмосферики, а потім складові магнітного поля перетворювалися до системи координат, в якій вісь 0r спрямована на джерело, а вісь 0v перпендикулярно їй, по наступними формулами:
H (t) =-H (t) sina + H (t) cosa;
де H (t), H (t) відповідно поперечна і поздовжня компоненти магнітного поля по відношенню до напрямку на джерело, a - азимутальний кут вектора Умова-Пойнтінга у судновій системі координат. На Рис. 2.3, 2.4 наведено тимчасові реалізації та амплітудні спектри трьох компонент поля типового нічного "відбивного" атмосферики.
У спектрах нічних відбивних атмосфериків, взятих по повній реалізації, формується складна інтерференційна картина, через що утруднене визначення резонансних частот. Із тимчасових форм компонент поля видно, що інтервали між послідовними відображеннями монотонно збільшуються, стаючи практично еквідистантно до кінця атмосферики. Цією обставиною ми скористаємося для виділення поперечного резонансу, відповідного кутах падіння хвиль близьким до нормального до кордонів (детальніше див п. 2.1.)
На Рис.2.5 представлений спектр поздовжньої магнітної компоненти хвостовій частині атмосферики, записаного 21.1.91г. в Гвінейській затоці. У обробку взята реалізація тривалістю 30.72 мсек, початок якої відстоїть від початку атмосферики на 8 мсек. Для зниження дисперсії спектральних оцінок застосовувалося тимчасове вікно Хеммінга H (k) [31], на яке попередньо множилася аналізована тимчасова реалізація:
H (k) = {(2.3.2)
де k - номер відліку, а N - тривалість цифрової реалізації. З отриманого спектра можна визначити частоти резонансів, а також їх добротності Q '. Крім того можна отримати оцінку частоти відсічення хвилеводу Земля-іоносфера, взявши відлік частоти там, де резонансний пік спадає до рівня шумів (див. Рис.2.5.) Отримана частота відсічення хвилеводу може бути використана для оцінки ефективної висоти відбиття від іоносфери за наступною формулою [ 33]:
Щоб контролювати помилки при визначенні резонансних частот і пов'язаних з поперечними резонансами добротностей, необхідно знати відстань до блискавки. Для визначення відстані ми будемо використовувати сонограммний метод (див. напр. [80]).
Для більш детального вивчення властивостей поля атмосфериків будувалися цифрові динамічні спектри (цифрові сонограми) його компонент. При цьому положення спектральних максимумів на осі частот визначалося по центру тяжіння відповідного спектрального піка, тобто по точці максимуму і двом сусіднім відліках в спектрі /
Поточний спектр при обчисленні сонограмі виходив за алгоритмом швидкого перетворення Фур'є (ШПФ) 256 - точкових послідовних реалізацій тривалістю 2.56 мсек і подальшої тимчасової зрушенням між ними, на 0.4 мсек. З метою зменшення дисперсії спектральних оцінок і придушення крайових ефектів реалізація перед виконанням ШПФ множилася на тимчасове вікно Хеммінга (2.3.2). Приклад сонограми наведено на Рис 2.6. Точки на цьому графіку відповідають положенню максимумів амплітудних спектрів в координатах час - частота. Видно, що відліки групуються в дисперсійні гілки, що спадають по частоті з віддаленням від початку імпульсу та асимптотично наближаються до значень частот відсічення. У сонограма деяких атмосфериків спостерігалося до восьми резонансних гілок рис.2.6, які ми надалі будемо називати модами (в термінології, прийнятої в теорії хвилеводів, модами зазвичай називають власні або нормальні хвилі). В основній масі атмосфериків можна було виділити не більше двох мод, придатних для аналізу.
Оцінки частот перших восьми резонансів по сонограмі рис.2.6, знайдені шляхом усереднення даних в інтервалі від 7.2 мсек до 13.6 мсек, представлені в таблиці 2.3.1. Тут у першій колонці дано номер моди, в другій - частота резонансу, в третій - стандартне відхилення значень резонансної частоти. Видно, що оцінки резонансних частот, отримані для різних мод, кратні частоті перше моди /
Дальність до джерела можна оцінити, використовуючи отримані експериментально залежності частота-час у рамках моделі плоского хвилеводу (зверніться до параграфу 2.1.) Коли затримка t вимірюється між моментами приходу складових з частотами f і f (f> f), з формул (2.1.11 - 2.1.14) можна отримати вираз для визначення дистанції:

D = ct / (cosecq2 - cosecq1). (2.3.8)
У випадку, коли затримка t приходу частотної складової вимірюється щодо початку імпульсу дана формула перетвориться до виду:
D = c (t + T / 2) / (cosecq-1) (2.3.9)
де T - тривалість реалізації за якою виходить спектр. Значення частоти відсічення f можна отримати вимірюючи спектр хвостовій частині атмосферики (див. вище.)
Приклад визначення дальності до джерела і висоти іоносфери наведено на рис.2.7, де на сонограмі в більш докладному масштабі представлені дві перші резонансні гілки рис.2.6. За цими даними для кожної точки визначалася дальність за допомогою формули (2.3.9), при цьому здійснювався послідовний підбір частоти відсічення таким чином, щоб отримати мінімальний тренд значень дальності. Отримані оцінки дистанції до блискавки, ефективної висоти відображення та їх стандартні відхилення наведено на рис.2.7.
Комплексні динамічні спектри дозволяють простежити зміну амплітуди (огинаючої) і різниці фаз між поздовжньої і поперечної компонентами магнітного поля атмосферики. Необхідно відзначити, що при наближенні до "хвоста" атмоферіка, коли кут падіння парціальних хвиль прагне до вертикалі, що розглядаються параметри відповідають поляризаційним параметрами [41], введеним для плоскої хвилі. При цьому ми відходимо від суворих визначень параметрів поляризації, які справедливі для монохроматичних сигналів, узагальнюючи їх для випадку, коли сигнал має кінцеву смугу частот внаслідок обмеженої у часі тривалості аналізованої реалізації.
На рис.2.8, 2.9 наведені графіки залежностей поточної частоти, різниць фаз і відносини амплітуд поздовжньої і поперечної компонент горизонтального магнітного поля для першої та другої моди атмосфериків, що прийшли із заходу (рис.2.8) і зі сходу (рис.2.9). На графіках, що представляють поведінку різниці фаз компонент магнітного поля, позитивні значення кута відповідають лівої (обертання горизонтального магнітного поля - за годинниковою стрілкою, при погляді слідом падаючої на землю хвилі) негативні - правою (обертання - проти годинникової стрілки), 0 і 180 - лінійної поляризації. На графіках, що представляють відношення амплітуд поздовжньої і поперечної компонент магнітного поля, значення більше одиниці характеризують переважання квазі-TE хвиль, значення менше одиниці - переважання квазі-TM хвиль [44].
У результаті аналізу банку даних, що містить записи хвильових форм 217 нічних атмосфериків, зареєстрованих у південній півкулі, були відзначені наступні закономірності їх поляризації:
1) поляризація головної частини атмосферики близька до лінійної;
2) поляризація "хвоста" атмосферики є еліптичної (часто близькою до кругової), причому напрямок обертання вектора магнітного поля для південної півкулі (якщо в системі координат корабля дивитися назустріч осі 0z) збігається з напрямком обертання годинникової стрілки;
3) перехід від головної частини до хвоста може відбуватися трьома шляхами:
· Від лінійної до лівої;
· Від лінійної до правої і потім до лівої;
· Від лінійної до лівої, правої і до лівої;
4) спостерігається поляризаційна невзаємність поширення схід-захід (В-З) - захід-схід (З-В), яка проявляється в перевазі поздовжньої компоненти магнітного поля нічних атмосфериків при поширенні В-З (див. рис.2.8) і в перевазі поперечної компоненти магнітного поля при поширенні З-В (див. рис.2.9).
2.4 Основні результати і висновки глави
Проведено експериментальні дослідження явища поперечних резонансів ~ ПР `природного хвилеводу, утвореного поверхнею Землі і нижнім краєм іоносфери, в результаті яких зроблені наступні висновки.
1. Показано експериментально, що поперечні резонанси вдається спостерігати в середніх спектрах атмосфериків.
2. Резонансні максимуми в спектрах окремих атмосфериків спостерігаються найбільш впевнено, якщо при обробці використовується хвостова частина імпульсу.
3. ПР проявляються найбільш яскраво в спектрах горизонтальних магнітних компонент поля.
4. Обгрунтована методика оцінки добротності системи Земля-іоносфера на поперечних резонансах.
5. В околиці резонансних частот е / м поле атмосфериків, зареєстрованих вночі, володіє лівої елліптіческойполярізаціей незалежно від азимута приходу. Це свідчить про суттєву гіротропія іоносферної стінки хвилеводу і підтверджує висновок про ліву поляризації хвостовій частині твіков, зроблений в роботі [12].
6. Спостерігається переважання поздовжньої компоненти магнітного поля при поширенні нічних атмосфериків зі сходу на захід і переважання поперечної компоненти при поширенні з заходу на схід.
Проведені дослідження можуть мати і практичне значення. Так, описані експерименти, дозволяють отримувати геофізичну інформацію, наприклад, оцінювати висоту нижньої межі іоносфери, її параметри за результатами вимірювання резонансних максимумів у спектрах СДВ атмосфериків. Крім того, при проектуванні систем СДВ зв'язку і навігації на частотах нижче 10 кГц слід враховувати резонансну структуру радіошумів проміжку Земля-іоносфера, обумовлену явищем ПР.

РОЗДІЛ 3. Глобальна грозова активність за результатами пеленгації СДВ атмосфериків
Дослідження електромагнітних випромінювань в діапазоні СНЧ-СДВ, порушуваних розрядами блискавок, дають цінну інформацію про властивості хвилеводу Земля - ​​іоносфера [43, 74, 53, 64], дозволяють оцінювати просторовий розподіл гроз [50, 59, 45, 51, 68, 49] , сезонну мінливість грозової активності [48, 46, 14]. Основна частина інформації про просторовий розподіл грозової активності була накопичена континентальними пунктами спостереження, розташованими, як правило, в середніх широтах і шляхом порівняння космічних і наземних записів [73, 65].
Основні джерела земної грозової активності зосереджені в тропічному поясі, в так званих світових грозових центрах, розташованих в Африці, Південній Америці, південно-східної Азії [34]. Сезонні зміни просторового розподілу блискавок в роботі [65] вимірювалися із супутникових спостережень, при цьому моменти вимірювань і області на поверхні Землі обмежувалися параметрами орбіти супутника. Відомі також роботи, в яких наведено результати тривалих вимірів азимутальних розподілів атмосфериків в Південній Америці [46] і варіацій напрямків на максимум регулярного шуму в СДВ діапазоні [9, 10] в Сибіру. Тим не менш, наведені літературні дані не дозволяють оцінити одночасно динаміку і просторову структуру глобального розподілу блискавок.
У цьому розділі розглядаються результати вимірювань тимчасових варіацій інтенсивності потоку та азимутальних розподілів атмосфериків, проведених на борту науково-дослідного судна (НДС) "Академік Вернадський". Маршрут судна (Мал. 3.1), проходив в тропічній зоні Індійського океану між Африканським і Азіатським світовими грозовими осередками, а також в Атлантичному океані між Африканським і Американським вогнищами. Ця обставина в обох випадках дозволило спостерігати одночасно два світові грозових вогнища з одного вимірювального пункту.
Для пеленгації атмосфериків була запропонована і реалізована на базі універсального аналого-цифрового комплексу методика, заснована на обчисленні компонент середнього вектора Умова-Пойнтінга в широкій смузі частот. Запропонована методика відрізняється від відомих вузькосмугових та широкосмугових способів [4, 15] тим, що дозволяє використовувати повну енергію імпульсних сигналів, а також працювати в тимчасовій області.
3.1 Методика визначення пеленгів
Для пеленгації атмосфериків зазвичай застосовуються амплітудний і фазовий методи або їх модифікації [4, 15]. У амплитудном методі сигнали горизонтальних магнітних компонент поля, прийняті ортогональними рамковими антенами, збуджують у частотно-виборчому елементі квазисинусоидального затухаючі коливання. Передбачається, що амплітуди сигналів в кожному каналі пропорційні косинусу і синусу кута приходу атмосферики. Ці сигнали після посилення подаються на відхиляють системи електронно-променевої трубки (ЕПТ), при цьому на екрані висвітлюється еліпс, нахил великої півосі якого вказує азимут приходу атмосферики. Для усунення неоднозначності методу застосовується ненаправленная електрична антена, сигнал з якої після фільтрації та підсилення подається на керуючий електрод ЕЛТ і гасить непотрібну половину еліпса.
У фазовому методі квазисинусоидального сигнали від рамкових антен (див. вище) зрушуються один щодо одного на 90, після чого сумуються. Пеленг на джерело сигналу виходить шляхом вимірювання різниці фаз між сумарним сигналом і опорним сигналом, отриманим з каналу ненаправленной електричної антени.
До недоліків цих методів, при вимірюванні пеленгів імпульсних джерел, можна віднести втрати в точності, викликані рядом причин.
1. Обидва методи є вузькосмуговими, внаслідок чого неоптимально використовується енергія імпульсу, розподілена в широкому спектрі частот.
2. Робота приймального пристрою у вузькій смузі пред'являє досить високі вимоги до якості налаштування фільтрів та стабільності їх амплітудних і фазових характеристик.
3. В обох методах передбачається, що приходить хвиля є плоскою і в ній присутні тільки поперечні компоненти поля.
Останнє припущення насправді часто не виконується, а поява поздовжньої магнітної компоненти H призводить до так званих "поляризаційним помилок" (ПЗ) пеленгації. Існують дві основні причини виникнення ПЗ [77, 78, 15]:
1) відхилення випромінювача (блискавки) від вертикалі;
2) наявність в прийнятому сигналі відбитих від анізотропної іоносфери хвиль.
Щоб виключити відбиті від іоносфери хвилі, в [39] був запропонований широкосмуговий амплітудний метод, що враховує тільки початкову частину атмосферики, що формується прямою хвилею. В даний час подібний модифікований метод [54], що дає точність 2 на дистанціях до 100 км ., Застосовується для пеленгації атмосфериків в американській національній мережі локації блискавок [66].
Для визначення напрямку приходу свистів (Вістлер) в [57, 63], у вузькій смузі обчислювався вектор Умова-Пойнтінга в тимчасовому поданні. Така методика експлуатує квазімонохроматіченость приходять сигналів і не може бути використана безпосередньо у разі широкосмугових атмосфериків.
В [58] вектор Умова-Пойнтінга будувався за спектрами трьох компонент поля СНЧ атмосфериків в смузі частот від 5 до 50 Гц і використовувався для визначення пеленгів джерел. У роботі [60] застосовувалася широкосмугова методика (від 2 до 6 кгц) з використанням спектрального розкладання компонент поля для визначення кутів приходу Вістлер, в якій враховувалася еліптичність поляризації падаючої хвилі. Основною перешкодою для застосування таких методик служили великі витрати часу, якого потребує при обчисленні спектрів всіх трьох компонент поля і двох компонент вектора Умова-Пойнтінга.
У даній роботі був запропонований і реалізований інший метод визначення пеленга імпульсних джерел випромінювання, заснований на вимірюванні середніх по частотах компонент вектора Умова - Пойнтінга, які обчислюються в тимчасовій області.
Напрямок поширення енергії монохроматичної хвилі в даній точці простору описується середнім за період коливань вектор Умова-Пойнтінга [27]:
P = 1 / 2 Re (P) = 1/2Re [E (w) * H (w)], (3.1.1)
де E (w), H (w)-комплексні спектри компонент поля. * - Позначає комплексне поєднання. На поверхні ідеально провідної Землі відмінні від нуля лише три ортогональні компоненти електромагнітного поля - H (w), H (w), E (w). Тоді з (3.1.1) отримаємо вирази для горизонтальних компонент середнього вектора У-П:
P = -1 / 2 Re (EH) = -1/2pE ppH pcos (j-j)
P = 1 / 2 Re (EH) = 1/2pE ppH pcos (j-j)?
де j, j, j - фази відповідних спектральних компонент поля.
Напрямок, протилежне орієнтації вектора Умова-Пойнтінга вказує на джерело.
Для широкосмугового імпульсного сигналу введемо інтегральний вектор Умова-Пойнтінга шляхом усереднення його компонент за частотою.
G = P (w) dw. (3.1.4)
Тут межі інтегрування визначаються робочим діапазоном частот приймального пристрою. Величина цього вектора визначає щільність загального потоку енергії, а його орієнтація вказує усереднене напрям поширення потоку енергії хвиль.
Проведемо деякі перетворення виразу (3.1.4). Внаслідок дійсності тимчасових компонент поля (h (t) = h (t)) справедливі наступні співвідношення для прямого і зворотного перетворень Фур'є комплексно-сполучених спектральних компонент:
h (t) = H (w) exp (iwt) dw | Z
Запишемо вираз для усередненого по частотах вектора УмоваПойнтінга, скориставшись зворотним перетворенням Фур'є для нормальних і комплексно-сполучених компонент поля (3.1.5):
G = 1/2Re [E (w) * H (w)] dw = dw [e (t) exp (-iwt) dt * h (t) exp (iwt) dt]
Оскільки інтегрування у внутрішніх інтеграли проводиться із незалежним змінним, твір інтегралів одно інтегралу від добутку функцій:
G = dw dt dt [e (t) * h (t)] exp (-iw (tt))

Тепер поміняємо порядок інтегрування:
G = dt dt [e (t) * h (t)] dw exp (-iw (tt))
У правій частині даної рівності ми отримали d-функцію Дірака, отже
G = - dt dt [e (t) * h (t)] d (tt)
Враховуючи властивості d-функції проінтегруємо праву частину виразу за t. Отримуємо остаточний вираз для інтегрального вектора Умова-Пойнтінга:
G = [e (t) * h (t)] dt. (3.1.6)
Співвідношення (3.1.6) відповідають добре відомому в аналізі рівності Парсеваля (теоремі Планшереля) для інтегрального перетворення Фур'є.
Використовуючи отриманий вираз (3.1.6) для випадку трьох компонент поля, отримаємо значення пеленга, яке визначається прямо з тимчасових форм компонент, при цьому виключаються трудомісткі обчислення перетворень Фур'є всіх трьох компонент радіосигналу. Остаточна формула має наступний вигляд:
e (t) h (t) dt
e = arctg [-----------------------] (3.1.7)
e (t) h (t) dt
де t - тривалість імпульсу.

Вираз (3.1.7) легко перетворюється в алгоритм обчислення пеленга за допомогою ЕОМ шляхом переходу від безперервних величин до дискретним і від інтегралів за часом до підсумовування тимчасових рядів, складених з відліків сигналів.
Фізичний сенс вимірюваної в запропонованому методі характеристики полягає в тому, що визначається зважене або ефективний напрям вектора групової швидкості імпульсу (цугу хвиль), тобто напрям поширення енергії імпульсу.
Маючи у своєму розпорядженні записи реальних атмосфериків, можна порівняти різні методики обробки, згадувані вище. При цьому використовуємо також і частотні залежності пеленгів, які визначаються за допомогою вузькосмугового методу вектора Умова-Пойнтінга, тобто за формулами (3.1.2, 3.1.3). Перед побудовою обговорюваних залежностей визначимо усереднений азимут приходу e у часовій області за пропонованою широкосмугового методикою за формулою (3.1.7), а потім приведемо компоненти магнітного поля до циліндричній системі координат (r, v, z) з початком, що збігається з джерелом атмосферики, по формулами (2.3.1.)
На Ріс.3.2.а (угорі) представлена ​​залежність пеленга від частоти, певна по відношенню реальних частин спектральних компонент вектора Умова-Пойнтінга Аp (w); на Ріс.3.2.б (у центрі) - спектри реальної частини поздовжньої P (w) і поперечної P (w) складових вектора Умова-Пойнтінга; на Ріс.3.2.в (внизу) - амплітудні спектри поздовжньої H (w) і поперечної H (w) компонент магнітного поля. Тимчасові форми E (t), H (t) та H (t) цього атмосферики представлені на Рис. 3.3. Імпульс був зареєстрований в Індійському океані 15 лютого 1991р. в 13часов. 14мін. 50 сек. московського часу, що відповідає нічним умовам у пункті спостереження.
Нульове значення відповідає азимуту, визначеним за запропонованою широкосмугового методикою інтегрального вектора Умова-Пойнтінга. Видно, що це значення знаходиться в області мінімальних відхилень у залежності, що відповідає вузькополосному методу. Можна виділити два піддіапазони: СНЧ - нижче 2 кГц і СДВ - вище 6 кгц, у яких варіації значень пеленгів, отримані вузькосмуговим методом, мінімальні. В області 2 - 6 кГц, де істотно вплив поперечних резонансів, відхилення виявляються суттєвими і досягають 60 і вище. Похибка визначення пеленга також зростає в мінімумах спектральної щільності компонент поля, що легко трактувати як підвищення впливу шумів. Оскільки не було можливості локації або пеленгації джерел методами, що забезпечують більш високу точність, такими, як, наприклад, супутникові спостереження, було проведено порівняння запропонованого методу з широкосмугової амплітудної методикою, що враховує тільки початкову частину атмосферики [54] тривалістю близько 100 мксек. Перед визначенням пеленга за даною методикою тимчасові реалізації фільтрувалися в смузі частот від 7 до 13 кГц.
У таблицях 3.1.1 та 3.1.2 наведені результати пеленгації двох груп атмосфериків. Таблиця 3.1.1 містить дані записів, отриманих в Атлантичному океані (9 ю.ш.2 з.д.) в ніч з 9 на 10 квітня 1991р., В той час, як Таблиця 3.1.2 - в локальне вечірній час 26 лютого 1991р. поблизу Сінгапуру (1 с.ш.104 с.д.)
У першій групі представлені сигнали, що прийшли з відстані 1500 - 3000 км ., У другій - від ближньої грози, що спостерігалася візуально. Колонка "Азимут" містить азимут атмосферики в градусах у корабельній системі координат, певний широкосмуговим методом середнього вектора Умова-Пойнтінга. Наступна колонка містить відхилення між пеленга А і А, визначеними двома широкосмуговими методиками.
З проведених порівнянь видно гідності використаної нами методики, що складаються в наступному.
1. Методика є широкосмугової і використовує всі спектральні складові сигналу. З цього випливає, що вона більш універсальна, ніж вузькосмугові методики, оскільки виявляється не критичною до відмінностей в спектральному складі оброблюваних атмосфериків.
2. Використання вектора У-П автоматично усуває двозначність визначення пеленга, притаманну двокомпонентним методиками.
3. Використання інтегрального вектора Умова-Пойнтінга дозволяє зменшити помилки за рахунок підсумовування, коли визначальний внесок у результати вимірювань кута приходу вносять великі когерентні частотні складові поля, а області малих значень полів (а значить і вектора Умова-Пойнтінга) істотної ролі не грають.
4. Перехід до роботи в тимчасовій області дозволяє істотно підвищити швидкість обчислення пеленгів і впоратися з поставленим завданням у реальному масштабі часу без втрат у вхідному потоці імпульсів.
Таблиця 3.1.1. Результати пеленгації для 14 атмосфериків, зареєстрованих 10 квітня 1991р.
[------------------------------------------------- ------------------]
(N g / g Час, Мск. Азимут (А, градус) А-А, градус)
[------------------------------------------------- ------------------]
1 04:21:30 127.3 -1.7
2 04:21:42 -153.7 4.5
4 04:22:27 144.9 3.5
5 04:24:39 143.1 2.1
6 04:24:50 145.4 -2.1
7 04:25:55 160.3 3.3
8 04:26:30 134.6 1.1
9 04:28:55 136.9 2.3
10 04:30:20 140.6 2.6
11 04:30:27 141.2 -11.1
12 04:31:48 135.4 2.1
13 04:32:22 -155.0 -1.7
15 04:32:59 129.1 -4.1
16 04:34:20 -159.3 1.8
Таблиця 3.1.2. Результати пеленгації для 12 атмосфериків, зареєстрованих 26 лютого 1991р.
[------------------------------------------------- ------------------]
(N g / g Час, Мск. Азимут (А, градус) А-А, градус)
[------------------------------------------------- ------------------]
1 12:56:19 98.2 1.2
2 12:57:21 -82.1 -5.0
3 12:58:16 94.2 0.8
4 12:59:14 95.9 5.1
5 13:00:16 94.0 -4.6
6 13:01:01 -97.0 -0.4
7 13:01:48 85.6 -1.8
8 13:04:09 68.1 3.1
9 13:05:04 94.2 74.1
10 13:07:56 -93.6 4.5
11 13:09:01 84.6 -0.6
12 13:14:50 179.3 0.8
3.2 Оцінка похибки вимірювань інтенсивності потоку атмосфериків
На Землі в середньому за кожну секунду відбувається від 30 до 100 вертикальних розрядів блискавок [14, 69, 34]. Зареєструвати весь потік породжуваних при цьому атмосфериків виявляється неможливим внаслідок таких причин, як обмежені чутливість і швидкодія апаратури, вплив індустріальних перешкод і т.п. Щоб виключити спрацьовування апаратури від перешкод, створюваних силовий електромережею, встановлюють кінцевий пороговий рівень реєструючої апаратури. Таким чином, свідомо вноситься похибка у виміри повного потоку атмосфериків. Ця похибка при фіксованому порозі визначається розподілом амплітуд струмів в блискавках, характеристиками траси поширення радіохвиль у смузі реєстрованих частот, просторовим розподілом розрядів блискавок. Для того, щоб вірно відстежувати варіації інтенсивності потоку атмосфериків, з одного боку, необхідно знижувати поріг спрацьовування апаратури, щоб зареєструвати видалені розряди. З іншого боку, для зменшення пропусків імпульсів за рахунок кінцевого швидкодії апаратури, необхідно підвищувати поріг спрацьовування. Таким чином, компромісним рішенням даної задачі є вибір порогу, при якому втрати реєстрації за рахунок обмеженого швидкодії будуть прийнятними. Щоб оцінити просторово-часову мінливість грозової активності, внаслідок значного рівня перешкод і зменшення пропусків при реєстрації, обумовлених обмеженим швидкодією апаратури, доводиться проводити вимірювання потоку атмосфериків на "хвості" їх амплітудного розподілу. Цей поріг вибирався експериментальним шляхом і склав в наших вимірах E = 15 мВ / м. При цьому верхня оцінка пропусків внаслідок кінцевого часу обробки кожного імпульсу, розрахована шляхом моделювання алгоритму роботи реєструючого комплексу на ЕОМ, склала 32% при інтенсивності реєстрованого потоку 2 імп. / сек. (Див. Табл.3.2.1., C.97).
Щоб оцінити втрати, розглянемо процес реєстрації та обробки імпульсів. Атмосферики, амплітуда якого перевищує встановлений поріг, записується в буферну пам'ять. Тривалість запоминаемой реалізації дорівнює 0.04 сек. Для виключення перезапуску, на час запису і введення в ЕОМ, що дорівнює 0.25 сек, вхід системи блокується. Час запису на буферну пристрій і введення в пам'ять комп'ютера становить Т = 0.25 + 0.04 = 0.29 сек. Ця величина відповідає мінімальному "мертвому" часу між двома послідовно прийнятими імпульсами, коли в буферному пристрої і в пам'яті комп'ютера немає імпульсів. Після передачі інформації в пам'ять в комп'ютері відбувається обробка кожного імпульсу (центрування, визначення азимута приходу та ін) Це займає в середньому 0.25 сек. Отже, у самому невдалому випадку, коли один імпульс знаходиться в пам'яті комп'ютера перед початком обробки, а другий - у буферному пристрої, "мертве" час дорівнюватиме
Т = 0.25 + 0.04 + 0.25 = 0.54 сек.
Таким чином, в залежності від передісторії, мінімальні інтервали між сусідніми зареєстрованими імпульсами можуть лежати в межах від Т = 0.29 сек до Т = 0.54 сек.
Отримані значення мертвого часу приймача, рівне мінімум 0.29 сек можна використовувати, щоб зробити висновок про можливість реєстрації повторних зворотних розрядів в блискавці. Медіанні значення часів затримки між послідовними ударами в багаторазових зворотних розрядах, лежать в межах від декількох десятків до декількох сотень мілісекунд [76, 52, 44], отже, наша система реєструє блискавку, як одинична подія, незалежно від кількості пробоїв в ній.

Відомо, що потік природних електромагнітних імпульсів добре описується пуассонівської моделлю, що має розподіл Ерланга для інтервалів між моментами приходу сусідніх імпульсів. Отже, наведені вище величини мертвого часу не годяться для прямої оцінки відсотка втрат у вхідному потоці. Щоб розрахувати відсоток втрат, необхідно враховувати випадковий характер вхідного потоку імпульсів, а також двоступеневу схему роботи реєструючої апаратури (введення-обробка). У зв'язку зі складністю теоретичного аналізу такого процесу було проведено моделювання на ЕОМ, при якому логіка взаємодії буферного пристрою та комп'ютера була реалізована програмним способом. Вхідним потоком служили попередньо сформовані масиви випадкових затримок між імпульсами, що мають експоненційний розподіл і різні середні значення.
У Табл.3.2.1. наведено результати модельного експерименту. Тут у першій колонці вказані величини вихідного потоку (тобто кількість зареєстрованих імпульсів), у другій колонці - відсоток втрат, відповідний пуассоновском вхідному потоку атмосфериків.
Наведені вище результати чисельного експерименту дають оцінки кількості пропущених імпульсів при реєстрації модельного пуассоновского потоку за допомогою апаратури з буферизацією вхідних імпульсів, характеризується кінцевою швидкістю обробки кожного імпульсу. Як правило величини вихідних потоків, що спостерігалися в експерименті, становили від 2000 до 4000 імп / год, що відповідає втратам від 10% до 23%. Враховуючи представлені в Табл. 3.2.1 значення систематичних похибок, можна "добудувати" верхню межу потоку.
Оцінимо тепер вплив величини обраного порога на вигляд добового ходу інтенсивності реального потоку атмосфериків.
Залежності реєстрованих потоків імпульсів від величини порогу спрацьовування приймача вивчалися багатьма авторами (див. [44, 52, 28, 35] і літературу до них). Дані в цих роботах є усереднені інтегральні розподілу і відносяться до різних географічних регіонів, різних часів доби і сезонах. На жаль, літературні дані, як правило, не містять цікавить нас параметра, тут зазвичай використовуються координати поріг - ймовірність перевищення сигналом цього порога. Виняток становить лише [35], де проводився підрахунок числа прийнятих імпульсів. Проте, прямі зіставлення з нашими даними утруднені через те, що в цій роботі для вимірювань застосовувалася апаратура з різними параметрами (такими, як постійна часу реєстрації dt, смуга частот і т.п.). Наприклад, значення dt становили 10 мксек, 1 мсек або 10 (14) мсек. Ці значення dt, природно, не гарантують відсутність спрацьовувань від повторних ударів в блискавці, середні інтервали між якими за даними [69] лежать у межах від 50 до 200 мсек.
Користуючись згаданими літературними даними, дуже складно провести пряме зіставлення співвідношень величин потоків і порогів для конкретної обстановки, очікуваної в акваторії Індійського і Атлантичного океанів. Тому нами в ході вимірів був проведений двухпороговий експеримент, в результаті якого були побудовані добові варіації потоку атмосфериків при двох різних порогах: Е - стандартному і Е = Е / 4 - редукованому значеннях.
Для оцінки значень N (t, Е) застосовувалася методика, що виключає пропуски імпульсів, які зростають при зменшенні порогу. Методика вимірювань полягала в наступному. Спочатку, протягом десяти хвилин для кожного сорокахвилинний відліку в добовому ході будувалася гістограма амплітудного розподілу J (Е) атмосфериків при редукованому порозі спрацьовування E. При вимірі амплітудного розподілу бралися максимальні по модулю значення в кожному імпульсі. Наступні 30 хвилин потік вимірювався в стандартному режимі, тобто при Е. При цьому передбачалося, що протягом сорокахвилинний інтервалу часу статистичні параметри потоку атмосфериків залишаються незмінними. Оцінку очікуваного рівня потоку атмосфериків при скороченої величиною порогу спрацьовування Е можна отримати за наступною формулою:
N (t, E) = N (t, E) I / I,

де N (t, E), N (t, E) - значення потоку для стандартного і редукованого порогів; I, I - кількості атмосфериків, амплітуда яких перевищує відповідно E і E. Значення I, I обчислюються за допомогою виміряної функції амплітудного розподілу J (Е) через певні інтеграли виду:
I = J (Е) DЕ; I = J (Е) DЕ.
Результати вимірювань, проведених 21 квітня 1991 р ., Отримані поблизу західного узбережжя Африки, наведені на Рис.3.4. Тут по осі абсцис відкладено московський час t, по осі ординат - кількість імпульсів N (t, Е) у логарифмічному масштабі, зареєстрованих за півгодинний інтервал. Нижня крива відповідає реально обмірюваному потоку при стандартному значенні порогу Е. Верхня крива, позначена значками + +, відповідає оцінками значень потоку при редукованому порозі Е. Видно, що за формою отримані залежності відрізняються незначно. Величина зсуву вздовж ординати між відліками приблизно постійна і дорівнює `` = 3, тобто, при зменшенні порогу спрацьовування в 4 рази оцінка очікуваного потоку дає трикратне збільшення потоку. Проведені модельні експерименти, підкріплені результатами вимірювань реальних потоків імпульсів дозволили оцінити похибка реєстрації потоку атмосфериків за рахунок обмеженого швидкодії реєструючої апаратури. Максимальна похибка, відповідна вихідного потоку в 6000 імп / год, який досягався у вимірах, не перевищувала 32%.
3.3 Постановка експерименту
Вимірювання азимутальних розподілів і варіацій інтенсивності потоку СДВ-атмосфериків проводилися на борту науково-дослідного судна (НДС) "Академік Вернадський" у 42-му рейсі в період з лютого по квітень 1991 р . Вертикальна електрична антена була винесена на верхню точку грот-щогли судна. Дві ортогональні магнітні екрановані повітряні рамкові антени, укріплені на станині висотою 2.5м. були встановлені на верхній (пеленгаторной) палубі по правому борту судна і орієнтовані відповідно уздовж і перпендикулярно курсу судна. По кабелях довжиною близько 100 м . сигнали з електричною і магнітних антен подавалися на вхід приймача універсального комплексу, встановленого в лабораторії.
Вимірювання пеленгів велося цілодобово. Зареєстровані дані оброблялися за допомогою комп'ютера і за результатами обробки будувалися гістограми азимутальних розподілів, накопичених протягом годинного (з 12 по 17 лютого) або півгодинного інтервалу (весь інший час). Всього за добу виходило 24 або 48 гістограм азимутальних розподілів і стільки ж відліків в залежності кількості прийнятих атмосфериків. Пеленг визначався за допомогою вектора Умова - Пойнтінга по найбільш потужної високочастотної початкової частини зареєстрованого атмосферики тривалістю 2.56 мсек в широкій смузі. Роздільна здатність по азимуту при побудові гістограм становило 5. Шляхом підрахунку загальної кількості зареєстрованих імпульсів за ті ж стандартні інтервали часу вимірювалися варіації інтенсивності потоку атмосфериків. Отримані гістограми і значення потоку записувалися у вигляді файлів даних на гнучкі магнітні диски і використовувалися для подальшої обробки. Інформація про курс та координатах корабля, необхідна для обчислення азимута приходу атмосферики в географічній системі координат, надходила від штурманської служби і реєструвалася в лабораторному журналі.
У Табл.3.3.1 наведені основні дані, що описують умови проведення морських вимірювань на борту науково-дослідного судна "Академік Вернадський". У першій колонці наведені дати спостережень. Дві наступні колонки містять координати судна на 12 годин московського часу, причому спочатку йде широта (градуси і хвилини), а потім - довгота точки спостереження в тих же одиницях виміру. У двох останніх колонках наведено моменти локальних сходів і заходів сонця над пунктом прийому. Тимчасові дані Табл.3.3.1 наведені в московському декретній (а не річному) часу.
Табл. 3.3.1. Координати моменти сходів та заходів по маршруту НДС "Академік Вернадський" у 42 рейсі.

Дата (1991р.)	Широта	Довгота	Схід	Захід
	град хв	град хв	годину	годину
31-12	37 33 N	25 46 E	8.20	18.15
01-01	33 43 N	28 28 E	8.21	18.17
02-01	31 58 N	29 22 E	8.08	18.19
03-01	31 58 N	29 36 E	8.07	18.18
06-01	33 31 N	22 41 E	8.60	18.42
07-01	35 6 N	17 40 E	9.00	18.90
08-01	37 22 N	11 лютого E	9.54	19.26
09-01	37 21 N	Березень 1958 E	10.00	19.75
10-01	36 23 N	Лютий 1959 W	10.43	20.27
11-01	33 35 N	Вересня 1917 W	10.73	20.82
12-01	28 26 N	13 27 W	10.82	21.30
13-01	23 31 N	17 46 W	10.95	21.76
14-01	17 24 N	18 45 W	10.83	22.02
15-01	17 листопада N	17 35 W	10.59	22.12
16-01	Травень 1948 N	14 46 W	10.29	22.08
17-01	12 січня N	Жовтень 1933 W	9.86	21.92
18-01	21 березня S	Червень 1935 W	9.49	21.78
19-01	Липень 1944 S	Лютий 1933 W	9.12	21.63
20-01	15 Грудня S	Січень 1926 E	8.74	21.48
21-01	16 42 S	Травень 1933 E	8.36	21.33
22-01	21 липня S	Вересень 1945 E	7.96	21.17
23-01	22 жовтня S	30 грудня E	7.76	21.01
24-01	22 56 S	14 14 E	7.63	20.92
26-01	26 42 S	14 43 E	7.51	20.99
27-01	31 47 S	16 48 E	7.23	21.00
28-01	34 48 S	20 58 E	6.86	20.82
29-01	34 0 S	27 32 E	6.47	20.34
30-01	31 31 S	33 12 E	6.19	19.87
31-01	29 жовтня S	38 47 E	5.90	19.42
01-02	27 грудня S	42 54 E	5.69	19.09
02-02	25 січня S	47 1 E	5.49	18.75
06-02	24 15 S	51 22 E	5.26	18.41
07-02	23 16 S	56 34 E	4.95	18.03
08-02	22 0 S	62 33 E	4.59	17.59
09-02	21 25 S	65 12 E	4.44	17.40
10-02	19 39 S	71 58 E	4.06	16.92
11-02	19 червня S	73 57 E	3.92	16.75
12-02	17 33 S	78 27 E	3.66	16.41
13-02	15 16 S	84 27 E	3.31	15.96
14-02	13 29 S	88 53 E	3.05	15.62
15-02	11 Вересня S	94 0 E	2.75	15.24
16-02	Серпень 1957 S	99 0 E	2.46	14.86
17-02	29 липня S	101 59 E	2.29	14.64
18-02	Червень 1930 S	106 0 E	2.04	14.35
23-02	Січень 1932 S	106 38 E	2.06	14.22
24-02	0 6 S	105 38 E	2.15	14.26
25-02	Січень 1914 N	103 55 E	2.27	14.36
06-03	Лютий 1950 N	101 0 E	2.43	14.51
07-03	Травень 1940 N	93 18 E	2.96	15.00
08-03	25 квітня N	89 45 E	3.18	15.24
09-03	3 серпня N	86 18 E	3.40	15.48
10-03	30 січня N	81 54 E	3.68	15.77
11-03	0 32 N	76 12 E	4.04	16.16
12-03	Січень 1920 S	74 13 E	4.16	16.29
13-03	2 0 S	72 0 E	4.31	16.43
14-03	14 лютого S	67 23 E	4.61	16.74
15-03	14 лютого S	65 48 E	4.71	16.83
16-03	30 лютого S	62 0 E	4.96	17.08
17-03	3 червень S	59 9 E	5.14	17.27
18-03	Квітень 1938 S	55 26 E	5.38	17.51
21-03	Липень 1946 S	59 15 E	5.12	17.23
22-03	Серпень 1920 S	60 8 E	5.06	17.15
24-03	Вересень 1949 S	54 31 E	5.43	17.51
25-03	11 березня S	48 31 E	5.83	17.90
26-03	15 Грудня S	46 10 E	5.78	17.82
29-03	14 травня S	46 10 E	6.00	18.00
30-03	17 0 S	41 0 E	6.36	18.31
31-03	21 30 S	39 0 E	6.52	18.42
01-04	26 0 S	36 0 E	6.74	18.58
02-04	31 51 S	29 54 E	7.20	18.93
03-04	34 0 S	26 30 E	7.45	19.12
04-04	33 50 S	17 0 E	8.10	19.73
05-04	29 0 S	12 0 E	8.40	20.08
06-04	24 33 S	3 серпня E	8.63	20.37
07-04	20 30 S	2 квітня E	8.87	20.65
08-04	14 54 S	Січень 1954 E	8.98	20.82
09-04	28 листопада S	0 2 E	9.06	20.97
10-04	8 0 S	Березень 1936 W	9.27	21.24
11-04	Травень 1943 S	18 Червня W	9.43	21.43
12-04	22 Квітня S	Серпня 1914 W	9.54	21.57
13-04	2 0 S	Жовтня 1930 W	9.66	21.74
14-04	1 жовтня N	12 0 W	9.72	21.86
15-04	5 0 N	13 0 W	9.74	21.97
16-04	Вересня 1925 N	13 44 W	9.73	22.07
19-04	Листопад 1933 N	17 24 W	9.92	22.35
20-04	17 22 N	18 лютого W	9.86	22.48
21-04	22 0 N	17 30 W	9.74	22.52
22-04	24 0 N	16 30 W	9.62	22.49
24-04	28 0 N	15 0 W	9.40	22.50
27-04	30 30 N	30 грудня W	9.15	22.14
28-04	34 30 N	9 0 W	8.80	22.28
29-04	35 30 N	3 0 W	8.35	21.92
30-04	37 0 N	6 0 E	7.69	21.38
01-05	35 0 N	13 0 E	7.25	20.88

3.4 Результати вимірів варіацій густини потоку СДВ-атмосфериків
На Ріс.3.5.а, наведений приклад добового ходу інтенсивності потоку атмосфериків, зареєстрованих протягом 30 і 31 березня 91 г . Тут уздовж осі х відкладено московський час, а по осі y - кількість імпульсів. Нижня крива на графіку відповідає реально обмірюваному потоку, в той час, як верхня побудована з урахуванням максимальних втрат при реєстрації за рахунок обмеженого швидкодії реєструючої апаратури (див. Табл.3.2.1). Таким чином, істинне значення щільності потоку лежить між цими двома кривими.
У цей час корабель знаходився в безпосередній близькості від південно-східного узбережжя Африки і Мадагаскару (див. карту з маршрутом судна, Рис.3.1). У цьому фрагменті спостерігаються добре виражені повторювані від доби до доби максимуми в щільності потоку атмосфериків, що припадають на 18 годин Мск. Цей час узгоджується з максимумом активності Африканського світового грозового центру згідно з даними на Рис.3.6, де наведено усереднені за багаторічними метеоспостережень добові криві інтенсивності світових грозових центрів [34]. Тимчасова залежність потоку СДВ імпульсів відрізняється наявністю плато, наступного після головного максимуму. Положення цього плато збігається з американським максимумом, тим не менш, як буде показано нижче вимірами азимутів приходу атмосфериків, воно відноситься до нічної грозової активності Африки. Мінімум активності припадає на період з 6 до 13 годин Мск.
Варіації інтенсивності потоку атмосфериків, виміряні в іншій точці (поблизу Конакрі, Гвінея) за період 17-19 квітня, наведені на Рис. 3.5.б. У порівнянні з графіками на Рис. 3.5.а ці залежності мають більш складну структуру, яка обумовлена ​​впливом не одного, а двох світових грозових центрів - Африканського та Американського.
Оглядові графіки варіацій інтенсивності загального потоку атмосфериків за весь період спостережень наведені на Рис. 3.7 а-ж у верхній частині. Цифри між графіками вказують дату вимірів. У даних, виміряних за період 12-17 лютого (Ріс.3.7.а) спостерігається обмеження рівня потоку, викликане низькою швидкістю алгоритму обробки даних. Починаючи з березня ця швидкість була збільшена майже на порядок, що дозволило надалі достовірно оцінювати динаміку варіацій потоку. Саме для цього випадку в п. 3.2 були приведені оцінки втрат. На цих же малюнках наведено залежності парціальних потоків із секторів, що охоплюють світові грозові центри, а на нижніх графіках - добові залежності азимутальних центрів тяжіння потоків з цих секторів. Щоб не захаращувати графіки, на них наведені нижні оцінки інтенсивності потоку, тобто значення, отримані у вимірах.
З проведених вимірювань можна зробити наступний висновок: потоки варіюють протягом доби; ці варіації легко інтерпретуються зміною активності континентальних грозових центрів; інших грозових центрів, крім континентальних не спостерігається.
Відомо, що в області наднизьких частот (СНЧ) (Шуманівський резонанси і вище) рівень шуму внаслідок малого загасання визначається глобальної грозовою активністю Землі. У зв'язку з цим, представляє інтерес порівняти варіації інтенсивності потоку СДВ атмосфериків з варіаціями рівня шуму на СНЧ. Такі вимірювання були проведені 1 та 4 квітня 1991р. на ділянці маршруту "Академіка Вернадського", що охоплює південний край Африки. Дані за рівнями СНЧ шумів були надані П. Г. Фурманом і В. К. Муштак з дослідницької групи Санкт-Петербурзького університету, які працювали за власною програмою одночасно з автором на борту НДС "Академік Вернадський" і люб'язно погодилися провести спільні вимірювання протягом зазначених доби .
На рис.3.8 жирної кривої у відносних одиницях представлені графіки добових варіацій амплітуди електричного поля в атмосфері <| E (t) |> поблизу 100 Гц, а тонкої лінією інтенсивність потоку СДВ-атмосфериків N (t) за 1 і 4 квітня 1991р. Відліки <| Е (t) |> і N (t) представляють собою усереднені за 24 хвилини значення. Час t - московське, яке 1.4.91 збігається з місцевим, а 4.4.91 - на 1 годину відстає від місцевого часу.
З порівняння кривих видно, що у вечірні та ранкові години (період активності Африканських світових грозових центрів) спостерігається хороший збіг ходу середньої спектральної щільності шуму на СНЧ і щільності потоку атмосфериків. Для оцінки зв'язку були розраховані коефіцієнти лінійної регресії.
Порівняння коефіцієнта пропорційності A між рівнем СНЧ шуму та інтенсивністю потоку СДВ-атмосфериків за різні періоди вимірювань вказує на стабільність лінійного зв'язку від доби до доби. У той же час, з графіків видно, що ця пропорційність порушується в періоди мінімальної інтенсивності потоку атмосфериків. Це порушення пропорційності пояснюється тим, що за рахунок малого загасання при поширенні в порожнині Земля - ​​іоносфера рівень реєстрованого шуму на СНЧ визначають області грозової активності, що охоплюють всю Землю, в той час, як на СДВ дальність прийому обмежена великим загасанням, а також фіксованим рівнем спрацьовування вхідного порогового устрою і обмеженою швидкістю реєстрації. Таким чином, проведені зіставлення показують, що протягом доби існують періоди протягом яких спостерігається значна кореляція між інтенсивністю потоку СДВ атмосфериків і рівнем природних електромагнітних полів СНЧ діапазону. Ця обставина дозволяє прогнозувати величину СНЧ шуму за вимірюваннями потоку СДВ атмосфериків.
За результатами вимірювань варіацій інтенсивності загального потоку атмосфериків можна зробити наступні висновки:
1. Інтенсивність потоку СДВ атмосфериків може варіювати протягом доби від 2 до 10 разів.
2. Максимальні значення інтенсивності потоку за весь період вимірювань, з урахуванням систематичної похибки, перебували в межах від 1100 (відкритий океан) до 3800 (Гвінейська затока, Конакрі) імпульсів за півгодинний інтервал.
3. Положення піків інтенсивності загального потоку в добових варіаціях добре прив'язується до періодів максимальної активності континентальних світових грозових центрів.
4. Добовий хід інтенсивності потоку, що формується Африканським центром, відрізняється наявністю плато, що характеризує нічну континентальну грозову активність.
3.5 Варіації пеленгів джерел СДВ атмосфериків
Дані про напрямки приходу атмосфериків накопичувалися у вигляді гістограм. Пара гістограм W (A), які проясняють внесок у загальний потік атмосфериків (Мал. 3.5.б, стор 108), що приходять з різних напрямків, наведена на Рис. 3.9. Моменти часу вимірів позначені стрілками (1 і 2) на Рис. 3.5.б. Уздовж осі х на гистограммах відкладений географічний азимут приходу атмосфериків (з урахуванням орієнтації судна) і відзначені напрямки сторін світу. По осі y відкладено кількість імпульсів, прийнятих у кожному з 72 стандартних секторів шириною 5 градусів. З зіставлення малюнків видно, що ранковий пік в залежності N (t) на Ріс.3.5.а (позначений цифрою 2) породжений американськими грозами, в той час, як вечірній максимум (позначений цифрою 1) обумовлений джерелами африканського континенту.
Результати вимірювань пеленгів в Індійському океані показали, що постійно існують два переважаючих напрямку приходу атмосфериків, які узгоджуються з місцем розташування континентальних світових грозових центрів. Цей факт демонструється на Ріс.3.10, де наведено усереднені за добу азимутальні розподілу в полярній системі координат, побудовані за результатами вимірювань 14-17 лютого та 12-15 березня. Видно, що хоча основна частина потоку зосереджена в досить вузьких секторах, структура азимутальних розподілів має багатомодовий характер. Тим не менш, щоб оцінити пеленги і характерні розміри світових грозових центрів, визначимо середні значення та їх дисперсії по азимутальних розподілів за вказані інтервали часу. Середні значення пеленгів <A> і дисперсії s для k-го сектору обчислювалися з отриманих експериментально гістограм W (A) за наступними формулами:
Підсумовування по i вироблялося в межах відповідного сектору. Отримані результати усереднення гістограм азимутальних розподілів представлені на Рис.3.11. Стрілками тут відзначені середні направлення на світові грозові центри і їх кутові розміри, характеризуються середньоквадратичними відхиленнями.
Щоб простежити динаміку кутових розподілів напрямків приходу атмосфериків протягом доби і більше, були побудовані тривимірні профілі азимутальних розподілів, показані на рис.3.12 і 3.13.
Специфічною особливістю цих азимутальних розподілів є дуже висока стабільність розташування максимумів W (A) щодо осі напрямків. Протягом доби можуть спостерігатися зміни рівня максимумів і навіть їх зникнення, однак, тимчасові зміни в їх кутовому положенні дуже малі. Тут азимутальні розподілу за 15 лютого 1991 р . побудовані в координатах азимут, час і W (A). Направлення на північ, схід, південь, захід позначені вздовж абсциси, мітки уздовж ординати відповідають 6-годинним інтервалам часу. Як можна бачити, максимуми в розподілах W (A) займають одні й ті ж кутові положення, протягом усього дня, у той час як їх амплітуда істотно змінюється.
Азимутна стабільність ще більш помітна на тривалих інтервалах часу, (див. дані з 14 по 17 лютого, наведені на рис.3.13). Дані на цьому малюнку представлені в тому ж вигляді, що й на рис.3.12., Тільки кожна крива відповідає азимутальном розподілу джерел, усередненим за чотиригодинний період. Результати чотирьох послідовних доби показані разом з датами.
З наведених графіків видно, що основна частина потоку атмосфериків зосереджена в секторах, які охоплюють континентальні й острівні області, а протягом доби відбувається перерозподіл активності між ними. Щоб оцінити динаміку активності світових грозових центрів, була проведена обробка даних, за допомогою якої загальний потік був поділений за цих секторів і парціальні значення потоку представлені на оглядових графіках 3.7 а-ж поряд із загальним потоком (Загальний) кривими, позначеними відповідно Африка, Америка, Азія, Мадагаскар. У нижній частині цих малюнків зображені графіки варіацій азимутів, вказують напрям на центри тяжкості азимутальних розподілів, обмежених відповідними секторами та їх середньоквадратичних відхилень.
3.6 Інтерпретація отриманих результатів
Результати морських вимірювань переконливо показують, що глобальна грозова активність породжена джерелами, які розташовуються на суші, при цьому домінуюча роль у формуванні електромагнітного фону в досліджуваному діапазоні частот переходить від одного континентального грозового центру до іншого, "перестрибуючи" через океани. Фізично ці результати не відповідають моделі єдиного рухається планетарного грозового центру, уявлення про який стало результатом аналізу даних по Шуманівський резонанс [8].
Додаткова інформація про джерела була отримана за рахунок руху приймального пункту. Навігаційні дані дозволяють обчислити добові зміни положення судна, які в сукупності з вимірами азимутів приходу атмосфериків могли б дати оцінку розміру площі, де сконцентровані континентальні грози.
Результати такого аналізу, які були виконані за даними, отриманими в околиці Мису Доброї Надії, представлені на рис.3.14. Протягом цього часу від доби до доби відбувалося істотне зміна спостережуваних азимутів приходу атмосфериків, викликане рухом пункту спостереження. У цілому, виміряні профілі кутів приходу інтерпретувати дуже важко. Виявилося, що набагато простіше порівняти обчислені пеленги мадагаскарських, Африканських та Американських джерел з експериментальними результатами. Криві на рис.3.14. були обчислені за допомогою формул сферичної тригонометрії [6] для координат компактних грозових центрів, які взяті з Довідника з геофізики [34] і приведені в Табл.3.6.1. Точки та стрілки є результати вимірів і демонструють гарну згоду з розрахованими кривими.
Табл.3.6.1. Координати основних грозових центрів з Довідника з геофізики [34].
---------------------------------------
Назва Березень Квітень
---------------------------------------
Мадагаскар 18 S 48 E 15 S 48 E
Африка 11 S 35 E 8 N 7 W
5 N 6 W 7 N 8 E
1 S 32 E
1 S 55 W
Америка не вчить. 17 S 57 W
8 S 62 W
---------------------------------------]
Дані, отримані на достатньому видаленні від африканського континенту виявилося інтерпретувати набагато легше. На ділянках маршруту судна 14-17 лютого та 12-15 березня, були отримані оцінки середнього направлення на африканський центр грозової активності (Рис.3.11.) Для лютневого періоду середнє значення дорівнює А = 260, для березня воно склало А = 265. Оскільки проекція даних ділянок на меридіональне перетин континенту склала приблизно 15, оцінка зміщення областей грозової активності з півдня на північ в Африці за вказаний місячний період, що охопив зміну сезону, дає величину близько 1500 км , Що знаходиться в хорошому відповідно до кліматологічними даними [34].
3.7 Основні результати і висновки глави
Результати вимірювань і аналізу даних, проведені в цій главі, дозволяють зробити наступні висновки:
1. Розроблено та апробовано методику визначення пеленгів імпульсних сигналів, заснована на обчисленні середніх компонент вектора Умова-Пойнтінга в тимчасовому уявленні, дозволила провести вимірювання азимутальних розподілів і варіацій інтенсивності потоку СДВ-атмосфериків за допомогою аналого-цифрового комплексу в реальному масштабі часу при інтенсивності потоку до 6000 подій на годину.
2. Тривалі безперервні морські вимірювання показали, що основний внесок у світову грозову активність дають континентальні й острівні світові грозові центри.
· Варіації інтенсивності потоку СДВ-атмосфериків N (t) добре корелюють за часом з максимальною активністю відомих світових грозових осередків.
· Азимутальний розподілу СДВ-атмосфериків W (A) узгоджуються з варіаціями потоку N (t) і інтерпретуються тією ж моделлю континентальних джерел.
· За сезонним вимірам пеленгів W (A) відзначений сезонний дрейф африканських грозових джерел з півдня на північ, що узгоджується з геофізичними даними, виміряна його величина: 1500 км . за період з лютого по березень.
· Всі дані про континентальних грозах добре інтерпретуються і в тому випадку, коли зсув приймача щодо джерела є істотним.
3. Результати морських вимірювань показують, що глобальна грозова активність може розглядатися, як породжена джерелами, розташованими на суші в континентальних грозових центрах. Домінуюча роль у глобальній грозової активності переходить від одного грозового центру до іншого, "перестрибуючи" через океани, слідом за рухом кордону день - ніч (термінатора).
4. Зіставлення добових варіацій інтенсивності потоку атмосфериків і рівня шуму в СНЧ діапазоні, (за результатами вимірювань поблизу південного краю Африки) вказує на лінійну зв'язок між ними. Дана обставина може бути використано для оцінки рівня поля на СНЧ за допомогою простої методики рахунку СДВ-атмосфериків.