1. ábra, Az elektronsűrűség és a pulzációk terjedési (Alfvén) sebességének eloszlása a magnetoszféra középső tartományában. A tengelyeken az egység a földsugár (6371 km)
Ennek a geometriai ténynek a következménye, hogy az erővonalak rezonanciája a sarkok felé folyamatosan csökken. Míg a mi szélességünkön a rezonáns frekvencia szokásos értéke 45-55 mHz, addig Finnország déli részén is már csak 5-10 mHz.
Közepes és alacsony szélességeken, azaz a magnetoszféra belsejében az erővonalak hosszának napi változása csekély, a frekvencia változásának számításakor elhanyagolható. Az erővonalmenti plazmasűrűség változása annál dinamikusabb. Egy nap alatt akár a negyedére is csökkenhet. Azaz adott helyen a rezonáns frekvencia változása mindenekelőtt a plazmasűrűség változásától függ.
Éppen ez teremti meg a lehetőségét a plazmaszféra sűrűségének pulzációkkal való monitorozására. Az 1990-es évek elejére orosz, ausztrál és amerikai kutatók kidolgozták az erővonalrezoncia frekvenciájának meghatározására a gyakorlatban is jól használható módszert, az ún. gradiens módszert. Ehhez két, azonos meridián mentén fekvő, közeli (100-200 km) állomáson szimultán regisztrálják a pulzációkat. A két állomás között számolt keresztspektrumból meghatározható a jelek fáziskülönbségének spektruma. A rezonáns frekvencián a két állomás között a fáziskülönbségben maximum figyelhető meg. A maximum helyének meghatározásával a rezonáns frekvencia megbecsülhető (2. ábra, az ábrán a sárgás-vöröses sáv).
2. ábra, Az erővonalrezonancia frekvenciájának meghatározása keresztspektrum-számítással. A vízszintes tengely óra-osztású időskála. Az ábrázolt mennyiség a két állomáson rögzített jelek fáziskülönbség-spektruma.
Alkalmas geomágneses térmodell (pl. dipól modell, vagy a valóságot jobban közelítő empirikus modellek), valamint megfelelő magasság szerinti plazmaeloszlás modell felhasználásával a rezonáns frekvenciából az adott erővonalra érvényes egyenlítői plazmasűrűség szintén becsülhető.
A geomágneses pulzációk regisztrálása az ELGI-ben 1996-ban kezdődött meg egy, az ELGI és a USGS között létrejött együttműködés keretében. A kezdeti kísérleti szakasz után 2000-től rendelkezünk, a világon is egyedülálló, folyamatos adatsorral. 2001-től nemzetközi együttműködésben az északi sarkkörön túlnyúló meridionális állomásláncot kezdeményeztünk, amit azóta is az ELGI-ben koordinálunk. Az elmúlt években a regisztrátumok feldolgozására automatikus eljárást fejlesztettünk, amelynek segítségével a teljes anyag feldolgozása lehetővé vált.
Az előállt plazmasűrűségi adatok igen jól felhasználhatóak a plazmaszféra dinamikájának vizsgálatában. Ismeretes, hogy mágneses viharok a plazmaszféra erózióját, átmeneti, részleges kiürítését okozzák. A nyugalmi állapotba való visszatérés, azaz a plazmaszféra fokozatos újra feltöltődése napokat vesz igénybe. A 3. ábra a 2004. november 7-i mágneses vihar következtében a plazmaszféra kiürülését, majd fokozatos feltöltődését illusztrálja.
3. ábra, A palzmaszféra atomi tömegegységben kifejezett sűrűségének változása egy geomágneses vihar alatt és után. Az alsó ábrán a mágneses vihar lefolyása, ahogyan azt a tihanyi obszervatóriumban regisztrálták (vízszintes komponens)
A meridionális állomáslánc segítségével nem csupán egyetlen erővonal mentén bekövetkezett változások tanulmányozható, hanem a sűrűségváltozások egyszerre monitorozhatóak a plazmaszféra egy szélesebb tartományában, a mágneses egyenlítő síkjában. A 4. ábra finn, észt, lengyel, szlovák és magyar állomások adatainak felhasználásával készült, a plazmaszféra fokozatos feltöltődését mutatja 2003. július 29-én.
4. ábra, a plazmaszféra sűrűségének (ate) napi monitorozása a mágneses egyenlítő síkjában 6 földi obszervatórium adatai alapján 2003. július 29-én. A vízszintes tengelyen a mágneses helyi idő szerepel, a függőlegesen a Földtől távolság földsugárban.
Heilig Balázs
Eötvös Loránd Geofizikai Intézet
Tihanyi Geofizikai Obszervatórium
