При объяснении некоторых явлений, которые связаны с суточными вариациями полярных сияний, было введено понятие геомагнитных полуночи и полудня. Затем появи­лось и более общее понятие геомагнитного времени.

Если данная точка определена географическими коор­динатами q и j и геомагнитными координатами q' и j', то геомагнитное время может быть выражено соотноше­нием 15°t’=j’H – j’. Здесь j’H – геомагнитная долгота полу­дня в данный момент времени. Геомагнитное время t' от­считывается от геомагнитного полудня и относительно истинного положения Солнца Н.

Используя схему определения «геомагнитного времени» в системе геомагнитных координат, приведем пример его расчета. Если в Гринвиче истинное время tG, в точ­ке Р местное истинное время составит tG+j/15°, то геогра­фическая долгота истинного положения Солнца будет 180° – 15° tG. Отсюда, учитывая также полярный угол этого положения (который определяется как 90°– d, где d обо­значает склонение Солнца), геомагнитную долготу j’H мож­но рассчитать по приведенным выше формулам. Гринвич­ское среднее время в этот момент будет tG – e, где е обозна­чает «уравнение времени».

Вернемся к рисунку. Там показан круг с угловым радиу­сом 90°– d, который описывает положение Солнца на зем­ной поверхности. Дуга большого круга, проведенная через точку Р и геомагнитный полюс В, пересекает этот круг в точках H’n и H’m, которые указывают положение Солнца соответственно в моменты гео­магнитного полудня и геомаг­нитной полуночи точки Р. Эти моменты зависят от широты точки Р. Положения Солнца в местные истинные полдень и полночь указаны точками Hn и Нm соответственно. Когда d по­ложительно (лето в северном полушарии), то утренняя поло­вина геомагнитных суток не равна вечерней. В высоких ши­ротах геомагнитное время мо­жет очень сильно отличаться от истинного или среднего вре­мени в течение большей части суток.

Говоря о времени и систе­мах координат, скажем еще об учете эксцентричности магнитного диполя. Эксцентрич­ный диполь медленно дрейфует наружу ( к северу и к западу) с 1836 г. Экваториальную плоскость он пересел? примерно в 1862 г. Его траектория по радиальной проек­ции расположена в районе о-ва Гилберта в Тихом океане.

Ось эксцентрического диполя, проведенная через точ­ку О' параллельно АВ, пересекает поверхность Земли в точках В' и A, которые расположены соответственно вблизи В и А. В этих точках наклонение поля эксцентри­ческого диполя не равно нулю. Полоса наклонения поля эксцентрического диполя (точки В и А) находится в ме­ридиональной плоскости ВО'А несколько дальше от точек В и А. Западная долгота этой плоскости в геомагнитной системе координат возросла с 110° в 1836 г. до 143° в 1965 г. Углы ВОВ' и АОА' за этот же промежуток времени увеличились с 2,4° до 40°. Углы ВОВ" и АОА", как правило, не равны друг другу: в 1836 г. они составля­ли 7,2° и 5,5°, а в 1965 г.- 11,8° та. 13,2°.

Геомагнитные индексы. Геомагнитная активность опи­сывается различными геомагнитными индексами, исполь­зуемыми в геомагнетизме, физике ионосферы, солнечной физике, физике полярных сияний. Магнитные обсервато­рии всего мира посылают свои индексы в Международный центр Де Бильт (Нидерланды), который связан с Постоян­ной Службой геомагнитных индексов в Гёттингене (ФРГ). Эти локальные индексы — основа планетарных индексов. Остановимся на них подробнее.

Индексы С и Сi. Магнитограмма на каждой обсерва­тории за каждые сутки (начало суток отсчитывается от 00 ч гринвичского времени) оценивается по степени возмущенности магнитного поля баллами 0, 1 или 2. Баллы выбираются простым просмотром магнитограмм. Это и есть индекс С для данных суток данной обсерватории. Затем индексы С поступают в единый центр и там усредняются с точностью до 0,1 для каждых суток. Так определяется значение международного ежедневного индекса Сi. Индек­сы Ci имеют градации через 0,1, в результате чего полу­чается 21-балльная классификация гринвичских суток (от 0,0 для спокойных дней до 2,0 для возмущенных).

Чаще всего в анализах используются индексы k и kр. Эти индексы определяются для 3-часовых интервалов, т. е. имеется восемь значений индексов для каждых грин­вичских суток. При определении k-индексов берутся три компоненты магнитного поля: Н, D и Z. Для каждой ком­поненты оценивается амплитуда r в течение 3-часового интервала. Наибольшая из трех амплитуд в каждом вре­менном интервале употребляется для вывода k-индекса. Составлены таблицы, дающие пределы r, определяемые полулогарифмической шкалой, для каждой обсерватории и для каждой из 10 величин k (0,1, . 9). Эта связь меж­ду r и k выбирается такой, чтобы весь диапазон измене­ния геомагнитной активности, от самых спокойных усло­вий до самой мощной бури, можно было выразить в шкале, состоящей из одной цифры. Нижний предел r для k=9 в зависимости от общего уровня геомагнитной активности является большим или меньшим. В зоне полярных сияний этот предел равен 2500g, тогда как для обсерваторий низ­ких широт 300g. Так определяется местный (локальный) индекс k.

Планетарный индекс k или kp – индекс Бартельса слу­жат для выражения характеристики планетарной геомаг­нитной активности. Исправленные и стандартизованные значения k подготавливаются Постоянной службой в Гёт­тингене для каждой из 12 выбранных обсерваторий, рас­положенных в северном и южном полушариях. Среднее значение k-величин этих 12 обсерваторий и дает величину kp-индекса. Он называется планетарным трехчасовым ин­дексом и выражается в шкале с точностью до 1/3:

00, 0+, 1–, 1о, 1+, 2-, 2о, 2+, 3-, 3о, 3+ 9-, 9о, 9+.

Всего получится 28 баллов.

Ежедневный индекс Skр получается суммированием величин за 8 3-х часовых интервалов суток.

kр-индекс обладает полулогарифмической связью с ам­плитудой r. Если перевести kp в линейную шкалу, то по­лучится ар-индекс. Имеется таблица для пересчета индек­сов kp в индексы аp. Сумма восьми величин аp для каж­дого дня дает ежедневный Aр-индекс.

На основании индексов Ар можно рассчитать индек­сы Ср, которые имеют величины от 0,0 до 2,0 через 0,1 (всего 21 величины). Имеется таблица пересчета Ар в Ср.

На основании индекса Ср рассчитывается индекс Сg (всего 10 величин: 0,1, . 9). Значения Ср разбиты на диапазоны, каждый из которых соответствует определен­ной величине С9 (0,0-0,1; 0,2-0,3; 0,4-0,5; 0,6-0,7; 0,8-0,9; 1,0-1,1; 1,2-1,4; 1,5-1,8; 1,9; 2,0-2,5).

Описанные индексы геомагнитного поля либо не учиты­вают, либо недостаточно учитывают структуру составляю­щих магнитного поля и его частей. Поэтому они обычно не используются для детальных количественных исследова­ний. Существуют и другие, более детальные индексы.

Dst -индекс дает среднее по долготе уменьшение гори­зонтальной составляющей поля на низких широтах в еди­ницах g, которое пропорционально полной кинетической энергии инжектированных частиц, захваченных в радиа­ционном поясе. Dst-индекс выражает амплитуду первого коэффициента гармонического ряда, который получается при Фурье-разложении поля главной фазы магнитной бури как функции геомагнитной долготы.