domingo, 16 de octubre de 2016

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Carta de Investigación

mapas de riesgo Geoeléctricos para los Estados Unidos continentales

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Publicado por primera vez: 19 de de septiembre de el año 2016 La historia completa por la publicación
DOI: 10.1002 / 2016GL070469 Ver / guardar la citación
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Abstracto

En apoyo de un proyecto de múltiples agencias para evaluar los riesgos de inducción, se presentan los mapas de los valores extremos amplitudes geoeléctricas más de la mitad de los Estados Unidos continentales. Estos mapas se construyen utilizando una parametrización de la inducción: estimaciones de la Tierra impedancia de superficie, obtenidas en los sitios geográficos discretos a partir de datos de la encuesta magnetotelúrico, se convolucionados con mapas estadísticos depende de la latitud de la actividad geomagnética de los valores extremos, obtenidos a partir de décadas de datos observatorio magnético. amplitudes Geoeléctricos se estiman para formas de onda que tienen geomagnéticas período y amplitudes más de 10 min que exceden un umbral de una vez por siglo sinusoidal 240 s. Como resultado de la combinación de diferencias geográficas en la actividad geomagnética y la impedancia de la superficie de la Tierra, una vez por siglo amplitudes geoeléctricas abarcan más de 2 órdenes de magnitud y son una función compleja de ubicación. Para la inducción de norte a sur, de una vez por siglo amplitudes geoeléctricas en amplias partes de los Estados Unidos tienen un valor medio de 0,26 V / km; para la variación geomagnética de este a oeste el valor de la mediana es de 0,23 V / km. En algunos lugares, una vez por siglo amplitudes geoeléctricas exceden 3 V / km.

1. Introducción

campos Geoeléctricos se inducen en la Tierra eléctricamente conductor corteza, litosfera, el manto y el océano por las variaciones del campo geomagnético dependientes del tiempo naturales que son generados por procesos dinámicos en el entorno circundante clima espacial de la Tierra. Esta inducción se produce todo el tiempo, durante las dos condiciones de calma y tormentosos. Sin embargo, durante las tormentas magnéticas intensas, campos geoeléctricas inducidas pueden conducir corrientes cuasi-directa en redes eléctricas de potencia a granel de resistencia suficiente para interferir con su funcionamiento, a veces causando apagones y transformadores perjudiciales [por ejemplo, Moliński, 2002 ; Thomson, 2007 ; Piccinelli y Krausmann , 2014 ]. Históricamente, la realización más dramático de este peligro natural ocurrió en marzo de 1989 [por ejemplo, Allen et al., 1989 ], cuando una tormenta magnética intensa causó el colapso de toda la red de energía eléctrica Hydro-Québec en Canadá [Bolduc, 2002 ; Béland y Small, 2005 ]. Años antes, en agosto de 1972, una tormenta magnética que era, por la mayoría de las medidas, de modesta intensidad global inducido por campos geoeléctricas que interrumpieron el funcionamiento de un cable de telecomunicaciones importante que corre entre Plano, Illinois, y la cascada, Iowa [Anderson et al., 1974 ]. Más recientemente, la tormenta magnética de Halloween en octubre de 2003 indujo corrientes medibles en sistemas de potencia de la red en Escocia [Thomson et al., 2005 ] y causó fallas operacionales en los sistemas de red en Suecia [Pulkkinen et al., 2005 ].
De acuerdo con algunos análisis de escenarios, el futuro ocurrencia de una tormenta magnética extremadamente intenso podría traducir en un error de escala continental de las redes eléctricas de potencia [por ejemplo, Cannon et al., 2013 ], y las consecuencias negativas asociadas para la sociedad podría ser de larga duración [ . por ejemplo, Baker et al, 2008 ; Kappenman, 2012 ]. Reconociendo la necesidad de medidas de mitigación, de mayo de 2013, la Comisión Reguladora de Energía Federal de Estados Unidos [Comisión Federal Reguladora de Energía, 2013 ] (nº 779) emitió una directiva a la de América del Norte Confiabilidad Eléctrica Corporación (NERC) para desarrollar estándares de fiabilidad a abordar el impacto de las perturbaciones geomagnéticas en la red eléctrica de transporte. Como parte de este proceso, NERC desarrolló puntos de referencia geoeléctricas preliminares para las tormentas magnéticas intensas [NERC, 2014 ] que utilizan impedancias de superficie derivadas de los modelos de conductividad de la Tierra simples unidimensionales de precisión indeterminado.
En apoyo de un proyecto de múltiples agencias para evaluar los riesgos de inducción [por ejemplo, Love et al,. 2014 ; Pulkkinen, 2015 ], que el mapa de los valores extremos amplitudes geoeléctricas más grandes porciones de la parte continental de Estados Unidos. Construimos nuestros mapas usando una parametrización de datos derivados ( "empírica") de la inducción-convolución de un mapa estadístico depende de la latitud geomagnética de la actividad a nivel del suelo con impedancias de superficie medidas en ubicaciones geográficas discretas durante los reconocimientos magnetotelúricos. Este trabajo es consistente con las prioridades establecidas por el Nacional de Ciencia y Tecnología Consejo de Estados Unidos [Ciencia y Tecnología del Consejo Nacional, 2015 ] (Objetivo 1.1) e iniciativas internacionales relacionadas [Schrijver et al., 2015 ] para la consecución de la investigación de la inducción de peligros. Los resultados presentados en este informe tanto la evaluación de amenazas y el desarrollo de proyectos de mapeo de riesgos en tiempo real. Nuestros mapas de amplitudes geoeléctricas en tiempo de tormenta se pueden utilizar para evaluar los riesgos de inducción para las redes de energía [por ejemplo, Overbye et al., 2012 ;. Burstinghaus et al, 2013 ;. Zheng et al, 2013 ;. Torta et al, 2014 ]. También informan Estados Unidos Departamento de Energía [por ejemplo, Veeramany et al,. 2016 y el sector privado [por ejemplo, Aon Benfield,] 2013 ; Lloyd, 2013 ] proyectos para evaluar los riesgos para sistemas de conexión a la red asociados con las tormentas magnéticas.

2 inducción

Nuestro interés, aquí, es con el nivel del suelo actividad geomagnética B (t, x, y), en función del tiempo t y la ubicación geográfica (x, y), y la superficie inducida geoeléctrica variación E (t, x, y). En la transformación de Fourier del dominio del tiempo al dominio de frecuencia,

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donde para una sinusoide con un periodo T, la frecuencia angular es ω = 2 π / T. Si se supone que la actividad de clima espacio para estar muy por encima de la superficie de la Tierra, entonces la actividad geomagnética se dio cuenta en la superficie de la Tierra se puede aproximar como algo que ocurre en el plano horizontal local, y podemos centrarnos razonablemente atención en geomagnética horizontal (norte B _x, al este B _y geoeléctricas) y (e _x, _y) e componentes. Por otra parte, en el límite de "baja frecuencia", corriente de desplazamiento de Maxwell puede ser ignorada. En estas y otras suposiciones de simplificación [por ejemplo, Simpson y Bahr, 2005 , cap. 2.1], las leyes de Ampère, Faraday y Ohm que rigen la inducción en un medio conductor de la electricidad [por ejemplo, Stratton, 1941 , cap. 5] se pueden resumir en términos de una ecuación lineal; para la horizontal _H geomagnética B (ω, x, y) y geoeléctricos E _h (omega, x, y) los componentes de campo,

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donde μ es la permeabilidad magnética, se supone que es la constante en el espacio libre. El tensor de impedancia Z tiene unidades de ohmios (Ohmio); es una función de la frecuencia y la ubicación, y tiene una dependencia no lineal sobre la tridimensional (-D 3) Estructura de la conductividad eléctrica σ (r) (o, equivalentemente, la ρ resistividad = 1 / σ) dentro del volumen (r es el vector de posición) de la Tierra; la función de respuesta Z / μ tiene unidades de (V / km) / NT. Para un determinado actividad geomagnética B _h, a través del tensor de impedancia Z, la estructura de conductividad 3-D de la Tierra σ (r) afecta a la local de la amplitud, la polarización, y la fase del campo geoeléctrica inducida.
La ecuación vectorial tensor (2) se puede comparar y contrastar con la ecuación escalar utilizado por NERC [ 2014 , la ecuación II.3] para caracterizar pico de amplitud geoeléctricos una vez por siglo,

(3)

Esta ecuación se derivó de una amplitud máxima de dominio geoeléctricos tiempo que se asume; no tiene dependencia de la frecuencia explícita, y no tiene noción de la polarización o de fase; α abarca de 0,1 a 1,0, dependiendo de geomagnético λ latitud [NERC, 2014 , Tabla II-1], y β abarca 0,21 a 1,17, dependiendo de la convolución de una forma de onda geomagnética como la de la Marcha de 1989 tormenta con impedancia de superficie que se obtiene a partir de un modelo de tierra conductividad unidimensional (1-D) para fisiográfica designado (geológica) regiones en los Estados Unidos y Canadá [NERC, 2014 , Tabla II-2 ].

3 Las impedancias empíricos y modelos

Magnetotelúrica es una ciencia que estudia la estimación de la Tierra sólida estructura de conductividad eléctrica a partir de mediciones de la superficie de las variaciones geomagnéticas y geoeléctricas [por ejemplo, Simpson y Bahr, 2005 ; Unsworth, 2007 ]. Desde 2006, la Fundación Nacional de Ciencia ha apoyado una encuesta magnetotelúrico escala nacional en los Estados Unidos, a través del programa EarthScope [Schultz, 2009 ], que cubre grandes partes geográficas del Noroeste, el Norte y el Medio Oeste, y el sudeste de los Estados Unidos continentales; en un proyecto separado, más pequeño, el US Geological Survey (USGS) realizó una encuesta magnetotelúrico de la península de Florida (FL) en 2015. Estos estudios han sido (y están siendo) logrado a través de despliegues temporales de sistemas de sensores en varios lugares con un aproximado 70 kilometros espaciado. En cada sitio, los datos vectoriales geomagnéticas se recogen usando un magnetómetro de saturación, y, simultáneamente, los datos geoeléctricos vector horizontal componentes se recogen de electrodos no polarizable a tierra. Con _h magnetotelúrico B (t, x, y) y E _h (t, x, y) de datos, la ecuación (2) puede resolverse para obtener tensores de impedancia empíricos Z ^e (ω, x, y) [Schultz et al., 2006-2018 ; Egbert, 2007 ]. Estos tensores están bien definidos a través de una banda de frecuencias de 10 ^-4 hasta 10 ^-1 Hz (períodos de 10 a 10.000 s); los errores son generalmente menos de 5%. Tensores de impedancia empíricos se han utilizado para invertir para los modelos 3-D de la Tierra σ la conductividad (r) [por ejemplo, Bedrosian y Feucht, 2014 ; Meqbel et al., 2014 ; Yang et al., 2015 ; Bedrosian, 2016 ], informando fundamental comprensión de la historia geológica de América del Norte y la estructura tectónica. Un beneficio adicional, que es poco apreciada cuando el proyecto EarthScope se inició en 2006, es la utilidad de los datos magnetotelúricos para evaluar los riesgos de inducción [por ejemplo, Bedrosian y Amor, 2015 ].
Un simple examen del efecto de la estructura de la conductividad de la Tierra en la inducción se puede hacer mediante el cálculo de la amplitud geoeléctrica que se generaría por una señal geomagnético de referencia. Para esto, tenemos en cuenta la variación geomagnética sintética dada por

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donde b _x es la amplitud y la fase φ es y dónde imagen en línea ahora

es un vector unitario en la dirección norte. En el dominio de la frecuencia, esta variación geomagnética norte-sur da lugar al campo geoeléctrica

(5)

donde, en general, imagen en línea ahora

es un campo vectorial con tanto del norte imagen en línea ahora

y los componentes del este imagen en línea ahora

. La amplitud geoeléctrica correspondiente está dada por

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dónde

es una impedancia de escalar para la inducción impulsado por un norte-sur, que varía sinusoidalmente campo geomagnético de ω frecuencia y amplitud unidad, b _x (ω) = 1. Definiciones similares se pueden hacer para una amplitud geoeléctricos imagen en línea ahora

generada por este-oeste orientado, que varía sinusoidalmente geomagnética campo B _y y una impedancia imagen en línea ahora

.
El uso de las impedancias magnetotelúricos empíricos EarthScope y USGS, en la Figura 1 , elegimos al mapa, como un ejemplo, amplitudes geoeléctricas sintéticos que serían inducidos por (ω) geomagnética espacialmente uniforme norte-sur B _x (ω) y este-oeste B _y variación tiene una amplitud b = 1 nT y variando en el tiempo como sinusoides con el período t = 240 s; otras amplitudes sintéticos pueden, por supuesto, ser mapeados para otras variaciones de geomagnética periódica dentro de la banda de frecuencia de la resolución de la impedancia. De sitio a sitio y las diferencias regionales en las amplitudes de síntesis de la figura 1 se deben a diferencias locales en la impedancia que, ellos mismos, están relacionados con la estructura de la conductividad interior. A partir de estos mapas, vemos que las amplitudes geoeléctricas sintéticos en el noroeste son más pequeños que los que están en el medio oeste y el sureste; las amplitudes medias difieren por un factor de aproximadamente 2. En mayor detalle, considere la cuenca Michigan (MI) con su relativamente gruesa secuencia de sedimentos fanerozoicas en la parte superior de proterozoico sótano [por ejemplo, Sloss, 1988 ]. Para la variación geomagnética en t = 240 s, impedancias a través de esta región corresponden a la conductividad de aproximadamente 10 ^-2 S / m, y vectores geoeléctricas inducidas (a 240 s) son de amplitud similares [Bedrosian, 2016 , Figura 5a]. la estructura del subsuelo que es casi la profundidad 1-D depende daría lugar a tal uniformidad relativa en amplitudes geoeléctricas sintéticos. Por otro lado, en la provincia Archean-Superior del norte de Minnesota (MN), fallas antiguas y las zonas de sutura han dado lugar a la yuxtaposición de rocas volcánicas e intrusivas contra metasedimentitas [por ejemplo, Van Schmus y Hinze, 1985 ]. Impedancias (a 240 s) para esta región se corresponden con conductividades que abarcan 3 órdenes de magnitud: desde 10 ^-4 S / m a 10 ^-1 S / m [Bedrosian y Amor, 2015 , Figura 6], y la inducida por vectores pueden tener geoeléctricas ampliamente diferentes amplitudes de un sitio a otro y estar fuertemente polarizado y orientadas en ángulos agudos y obtusos con respecto al vector geomagnética inducir [Bedrosian y Amor, 2015 ]. Cuando estas propiedades se observan a través de una gama de frecuencias, y que a menudo son, indican una estructura del subsuelo conductividad 3-D.

Independiente de la encuesta magnetotelúrico EarthScope y relacionada con el trabajo de modelado, Fernberg [ 2012 ] utiliza fuentes publicadas para montar simples estimaciones de los modelos de capa 1-D de la conductividad de la Tierra durante varias regiones fisiográficas de los Estados Unidos. Su trabajo seguido de un trabajo similar hecho por Canadá [Ferguson y odwar, 1997 ], y fue apoyado por el Instituto de Investigación de Energía Eléctrica y llevarse a cabo en colaboración con el personal del USGS y Recursos Naturales de Canadá. A partir de los modelos 1-D, impedancias se pueden calcular fácilmente [Simpson y Bahr, 2005 , cap. 2.5], y éstos se han utilizado en una serie de proyectos de investigación [por ejemplo, Gannon et al., 2012 ; Wei et al., 2013 ;. Martí et al, 2014 ; Alekseev et al., 2015 ;. Nikitina et al, 2016 ]. Las impedancias 1-D Fernberg también se han utilizado para estimar β (r) en la ecuación (3) para los puntos de referencia geoeléctricas NERC. Pero muchas de las regiones fisiográficas Fernberg utiliza estructuras tectónicas y geológicas Encompass enorme. Una de estas regiones de los planos interiores incluye partes del Norte y Dakota del Sur, gran parte de Minnesota y Wisconsin, todos Iowa, Illinois e Indiana, la mitad de Ohio, y partes de Nebraska, Kansas, Oklahoma y Texas (un área de aproximadamente 500.000 kilometros ^2). Toda esta región se le asigna un único modelo de conductividad 1-D, y tiene un único tensor de impedancia 1-D, basada, en parte, en una extrapolación de las mediciones hechas magnetotelúricos en Manitoba, Canadá. Muchas suposiciones de simplificación se hacen en la obra de Fernberg, y de hecho, Bedrosian y Amor [ 2015 ] han demostrado que sus impedancias no llevan mucho parecido con EarthScope impedancias magnetotelúricos. Por esta razón, estamos motivados para reexaminar las evaluaciones de inducción con peligro sobre la base de las impedancias de Fernberg [véase también Alekseev et al., 2015 , p. 8].

4 formas de onda sinusoidales geomagnéticas

Desde hace muchos años, la actividad geomagnética ha sido supervisado por una red de observatorios [por ejemplo, amor, con base en tierra 2008 ] y estaciones variometer [por ejemplo, Yumoto et al., 2012 ]. Datos del magnetómetro de estas estaciones muestran que las tormentas son fenómenos transitorios con la actividad que se distribuyen a través de un amplio lavado de frecuencias [por ejemplo, Olsen, 2007 ], especialmente de aproximadamente 100 s 1000 s [por ejemplo, Pulkkinen y Kataoka, 2006 ]. series temporales de datos con una resolución de 1 min se han recogido en muchos observatorios desde la década de 1980 y en más de una docena de observatorios desde la década de 1970; los datos más antiguos son generalmente de 1 h de resolución, y los datos más recientes son a menudo de 1 s resolución; con la excepción de sólo el observatorio Kakioka en Japón, la duración de la recolección de datos 1 s en la mayoría de los observatorios ha sido relativamente corto. Por otra parte, la distribución geográfica de larga ejecución observatorios geomagnéticos es relativamente escasa. El USGS, por ejemplo, opera sólo seis observatorios en la parte inferior continental de los Estados Unidos [Amor y Finn, 2011 ]. Mientras que la distribución actual de los observatorios es suficiente para resolver la actividad geomagnética en una amplia escala continental, la actividad en tiempo de tormenta puede ser localizado geográficamente, especialmente por debajo del óvalo auroral [por ejemplo, Ngwira et al., 2015 ]. Una forma de resumir el contenido de información de los datos del observatorio de un conjunto disperso de sitios es colapsar los resultados estadísticos a través de latitud y longitud geográfica en función de la latitud geomagnética. Con ese fin, se analizan 1 min series de tiempo de resolución de los datos del magnetómetro componente horizontal recogidos a las 34 observatorios de todo el mundo [Love et al., 2016 , Tabla 1].
Los datos del observatorio son mediciones discretas en el tiempo; representamos sus marcas de tiempo como t _i, t _{i + 1,} t _{i + 2,} ···, donde t _{i + 1} - t _i es el intervalo de muestreo de 1 min (60 s). señales sinusoidales con períodos más cortos de 2 min se aplastaron, en el proceso de adquisición, por una combinación de filtros analógicos y digitales. Por otra parte, por el teorema de Nyquist, las amplitudes y fases de las señales sinusoidales pueden resolverse sólo por períodos más largos de dos veces el intervalo de muestreo de 1 min. Consciente de esto, damos un pequeño paso lejos del límite de Nyquist, la elección de centrarse en la variación geomagnética que puede ser descrito en términos de una sinusoide que tiene un período de 4 veces el intervalo de muestreo, o T = 2 pi / omega = 240 s . Reconociendo que el contenido espectral de la variación geomagnética cambia con el tiempo, sobre todo en el transcurso de tormentas, elegimos adicional para medir la amplitud de esta sinusoide sobre ventanas de longitud W = 10 min (600 s). Ambos de estos plazos, 4 y 10 min, caen dentro de la banda ancha de mayor actividad que se observa durante las tormentas. Llevamos a cabo un ajuste móvil ceñido minuto a minuto de la función

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a la _{componente y} de series temporales de datos al norte y al este B _x B de cada observatorio. Los parámetros a = {a _0, a _1, a _s, un _c} se obtienen para cada t _i utilizando un algoritmo simple que minimiza la diferencia residual al cuadrado entre 10 valores de datos 1 min consecutivos ξ y. Por ejemplo, para el componente B _x norte, se minimiza la cantidad correr

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un ajuste de funcionamiento similar se hace para el componente B _y al este. Aquí un ₀ es un promedio de funcionamiento 10 min, y un ₁ es la pendiente de una tendencia lineal en los datos. Los parámetros a _s y _c son las amplitudes de un simple forma de onda de Fourier; que se pueden combinar para obtener una amplitud dentro de una ventana de 10 min de tiempo,

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Y, de nuevo, una función similar se aplica para el componente B _y al este. Resolución de frecuencia, aquí, está limitada por la longitud de la ventana, Δ ω ≃2 π / W. De esto, se puede entender que una estimación de una amplitud dada b se ve afectada por los armónicos de Fourier dentro de una banda de frecuencia relativamente ancha, (Δ ω) / ω ≃ T / W = 0,4. En la Figura 2 a, mostramos geomagnética norte B _x (t) y la variación componente B al este _y (t) registrados en el USGS, Fredericksburg, Virginia (FRD), observatorio durante la tormenta de Halloween de octubre de 2003. En las Figuras 2 b y 2 c mostramos las amplitudes {b _x, b _y} para t = 2 pi / omega = 240 s y W = 600 s formas de onda.

Figura 2.

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(a) Una resolución minuto, al norte B _x *(t)* y al este B _y variación *(t)* componente registrado en el Fredericksburg, Virginia (FRD), observatorio, (38.20 ° N, 77.37 ° W) geográfica, (48.62 ° N, 7.10 ° W) geomagnética, durante la tormenta de Halloween del 29-31 de octubre de 2003. (B y C) las amplitudes de funcionamiento {b _x, b _y} de T = 2 pi / *omega* = 240 s y W = 600 s formas de onda.

5-Extreme Valor actividad geomagnética

Las series de tiempo de las amplitudes de onda {b _x, b _y} se autocorrelación-la amplitud en un caso en el tiempo t _i es similar al valor anterior y posterior a t _{i - 1} y t _{+ 1,} por ejemplo. Pero para llevar a cabo adecuadamente un análisis estadístico, la autocorrelación se debe retirar sustancialmente. Seguimos Love et al. [ 2016 , sección 4] y "decluster" las amplitudes utilizando un algoritmo simple que da para cada serie de tiempo observatorio de las mayores amplitudes de onda dentro de 1 día ventanas de tiempo. En la figura 3 un mostramos el Λ probabilidad acumulada de las amplitudes de onda declustered {b _x, b _y} para FRD, 1982-2014. En los conjuntos de datos relacionados con el modelado, las funciones de ley de potencia se utilizan a menudo [por ejemplo, Riley, 2012 ]. Hemos encontrado, sin embargo, que las funciones logarítmicas normales proporcionan un mejor ajuste a la {b _x, b _y} de datos. Y observamos que desde una función logarítmica normal tiene una cola más ligera que una función de ley de potencia, un ajuste lognormal a los datos tenderá a proporcionar una extrapolación más conservador para el número acumulativo de eventos extremos que la proporcionada por una ley de potencia. En la Figura 3 a, mostramos máxima verosimilitud, se ajusta a la lognormal {b _x, _y} b amplitudes. A partir de estas funciones, se estima, como extrapolaciones, excedencias, con una tasa de retorno promedio de una vez por siglo (por FRD b _x, es la extrapolación a 178,8 nT; b para _Y, que es 186,7 nT).

A continuación, en la Figura 3 b, de una vez por siglo {b _x, b} _y los valores de excedencia de los 34 observatorios se trazan como una función de observatorio λ latitud geomagnética (esto organiza la actividad geomagnética mejor que la latitud geográfica). Funciones depende de la latitud, representada como {p _x (λ), p _p (λ)}, se ajustan a la superación {b _x, b _y}. Observamos que el eje vertical se extienden en ambos p _{x, _y} p es aproximadamente un orden de magnitud, lo más visto entre la latitud de la aurora de 60 ° y la latitud media de 40 °. Una dependencia latitudinal similar se observa en la función α (λ) que se utiliza en la definición de la NERC [ 2014 , Tabla II-1] geoeléctrica punto de referencia de amplitud. -Observatorio-observatorio de la dispersión de la p equipada (λ) curvas se observa, y trazar la (proporcional) de una desviación estándar (1 - δ, inferior y superior) dispersión dada por 10 ^{± δ} · p (lambda); por tanto {b _x, b _y}, el 1 - δ dispersión es de aproximadamente [0.73,1.36] · p (λ). Estos resultados sirven como medidas de referencia de la actividad geomagnética que utilizamos para la estimación de parámetros de referencia geoeléctricas.
Muchos detalles espacio-temporales de la actividad magnética son únicos para cada tormenta [por ejemplo, Pulkkinen et al,. 2006 ]; este punto simple pero importante se hace evidente cuando se trabaja con los datos utilizados para la construcción de la Figura 3 . En la mayoría de los observatorios, los datos geomagnéticos recogieron durante unas pocas décadas de registro de tiempo de actividad de los valores extremos que es menos de lo que podría esperarse de una extrapolación estadística de un modelo lognormal para la actividad de una vez por siglo. Sin embargo, debido a las diferencias localizadas en la actividad geomagnética realizadas de una tormenta a otro, hay excepciones a esta regla. Por ejemplo, para los datos recogidos en el Boulder, Colorado, observatorio (BOU) desde 1979, amplitudes {b _x, b _y} de 13 de marzo de 1989 tormenta superaron a las que se esperaría de una extrapolación estadística de una vez por siglo la actividad . Como otro ejemplo, desde 1978, las mayores amplitudes de onda {b _x, b _y} registran al Barrow, Alaska (BRW), se produjo observatorio, respectivamente, el 10 de septiembre 2005 y el 21 de febrero de 1994 y cada uno durante las tormentas de moderada intensidad mundial (ambas amplitudes superaron extrapolaciones de una vez por siglo).

6-Extreme Value Geoeléctricos Mapas de Peligro

En la estimación de los campos geoeléctricas valor extremo, es útil considerar un semiespacio (sintético) idealizada de la conductividad eléctrica uniforme. Para esto, la impedancia de la superficie [por ejemplo, Simpson y Bahr, 2005 , cap. 2,4] puede ser representado como una función escalar de ω frecuencia y σ la conductividad,

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Para una amplitud geomagnético de referencia, podemos usar esto para estimar una amplitud geoeléctricos inducida,

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[. Thomson et al, análisis de los datos históricos de 2011 , la Figura 6.; Love et al, 2016 , Figura 4] muestran que la actividad geomagnética en latitudes geomagnéticas de λ ≃50 ° puede alcanzar amplitudes de b (ω) = 250 nT a T = 240 s. En un sitio con una conductividad efectiva de la Tierra σ = 10 ^-4 S / m (un valor relativamente resistente que se puede realizar en algunos entornos geológicos), el campo geoeléctrica tendría una amplitud de aproximadamente 5 V / km. Esto es comparable a amplitudes previstos en otros análisis utilizando modelos de conductividad Tierra sintéticos [por ejemplo, Kappenman, 2003 ; Ngwira et al,. 2013 ].
Estimaciones más precisas de amplitud geoeléctrica se pueden hacer para determinados sitios mediante la magnetotelúrico tensores de impedancia Z ^e, que registran los efectos medidos de conductividad estructura de la Tierra. Basándose en los resultados presentados en las Figuras 1 y 3 , se puede estimar la amplitud geoeléctricos que sería superado sólo una vez por siglo en respuesta a la actividad geomagnética extrema intensidad, T = 240 s y W = 600 s,

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En la Figura 4 que la trama, como mapas de riesgo, las superaciones imagen en línea ahora

, Respectivamente, para las funciones de actividad {p _x, _y} p. Es importante hacer una correcta interpretación de estos mapas que representan las estimaciones puntuales en cuanto amplitud de geoeléctricos una vez por siglo. A este respecto, son consistentes con otros tipos de mapas de riesgos geológicos, tales como mapas de riesgos sísmicos [por ejemplo, Cornell, 1968 ]. Los mapas no muestran la amplitud geoeléctrica que se esperaría para un solo tormenta magnética, una vez por siglo. De hecho, para cualquier ubicación geográfica determinada, cuando un valor de excedencia geoeléctricos una vez por siglo se realiza para una tormenta en particular, puede que no se dio cuenta en otra ubicación geográfica, y es muy posible que la amplitud geoeléctricos por la misma tormenta, pero en otro lugar, caería por debajo de su valor de excedencia de una vez por siglo.

A partir de la figura 4 , se observa que las amplitudes de una vez por siglo geoeléctricas (de nuevo, para T = 240 s y W = 600 s) se extienden sobre más de 2 órdenes de magnitud (un factor de 100 o así): este es el resultado combinado de las diferencias locales de sitio a sitio en la impedancia y la dependencia de la latitud de la actividad geomagnética. Dentro de las regiones de los Estados Unidos, donde se completó una encuesta magnetotelúrico, Minnesota (MN) y Wisconsin (WI) tienen algunos de los más altos riesgos geoeléctricas, mientras que Florida (FL) tiene algunos de los más bajos. Entre todos los sitios de estudio, una vez por siglo, de norte a sur geomagnético actividad b _x induce amplitudes geoeléctricas imagen en línea ahora

con un valor medio de 0,26 V / km; para la actividad geomagnética de una vez por siglo de este a oeste, las amplitudes geoeléctricas imagen en línea ahora

tener un valor medio de 0,23 V / km; estos valores son mucho menores que la V / km valor típico 5 en el NERC [ 2014 , pp. 23-24] de referencia. Sin embargo, la figura 4 nos muestra que la tormenta en tiempo amplitudes geoeléctricas son una función compleja de la ubicación geográfica. En muchos sitios en los Estados Unidos, de una vez por siglo amplitudes geoeléctricas son comparables con el valor de la resolución de 1 min ~0.4 V / km medido a Kakioka, Japón (Kak), durante el evento de inicio repentino, de 24 de marzo de 1991. Al otro lado del norte del Medio Oeste de los Estados Unidos, de una vez por siglo amplitudes geoeléctricas supere el 2 V / km que Boteler [ 1994 ] ha inferido fue responsable de traer abajo la red de energía eléctrica Hydro-Québec en Canadá en marzo de 1989.
El sitio de la encuesta con la mayor impedancia de escalar durante 240 s, la inducción de norte a sur (MNB36) está situado en el norte de Minnesota, (48.27 ° N, 92.71 ° W) geográfica, (58.03 ° N, 27.16 ° W) geomagnética; aquí una vez por siglo norte-sur de inducción b _x genera una amplitud geoeléctricos imagen en línea ahora

de 14,00 V / km. El sitio de la encuesta con la mayor impedancia durante 240 s, la inducción de este a oeste (MNC37) también se encuentra en el norte de Minnesota, (47.83 ° N, 91.99 ° W) geográfica, (57.64 ° N, 26.16 ° W) geomagnética; aquí una vez por siglo de este a oeste la inducción B _y genera una amplitud geoeléctricos imagen en línea ahora

de 23.35 V / km. Sin embargo, sólo 123 kilometros de distancia, en otro sitio (RED36), (47.19 ° N, 93.07 ° W) geográfica, (56.92 ° N, 27.35 ° W) geomagnética, una vez por siglo b _X y B _y la inducción genera amplitudes geoeléctricas de sólo el 0,08 y 0,02 V / km. En cada uno de estos casos, como se discutió en la sección 5 , se estima la estadística 1 - δ dispersión de las amplitudes individuales geoeléctricas como siendo aproximadamente [0.73,1.36] · E _h. Una estimación [Anderson et al., 1974 ] que las amplitudes geoeléctricas podrían haber llegado a ~ 7 V / km a 10 ^-2 Hz durante la tormenta magnética de 4 de agosto 1972, obtenido de un material sintético, modelo de conductividad 1-D de la Tierra de Illinois, sería parecen superar un umbral de una vez por siglo para que esa parte del país, a pesar de la aparición de una amplitud tal, no puede no ser simplemente despedido por motivos estadísticos.

7 Discusión

Mirando más allá del simple parametrización de inducción adoptada aquí, mapas de escenarios de campos geoeléctricas inducidas pueden ser producidos por la actividad de mapeo geomagnética, obtenido por funciones de base modelo de ajuste a tierra datos del magnetómetro [por ejemplo, Pulkkinen et al,. 2003 ;. Rigler et al, 2014 ], and convolving them, for a broad band of frequencies, with maps of Earth surface impedance, obtained by inverse modeling of magnetotelluric survey data.Si, series de tiempo observatorio multidecade tiempo se usan para tales cálculos, las salidas de campo geoeléctricas pueden ser analizados estadísticamente obtener una mejora con respecto a la valoración del peligro que aquí se presenta. Este trabajo pone de relieve la necesidad de completar la encuesta magnetotelúrico nacional y para las estaciones de monitoreo geomagnéticas adicionales para completar (y mejorar) las evaluaciones de riesgos geoeléctricas para los Estados Unidos continentales. Para ello, un área de alta prioridad es el noreste de los Estados Unidos, una región que incluye varios centros metropolitanas importantes y las correspondientes infraestructuras de red de energía eléctrica, todos los cuales están situados en la parte superior de las estructuras geológicas y tectónicas complicados y en latitudes actividad donde geomagnética puede ser localmente intensos. En algunas zonas, como en el norte de Minnesota (MN), donde geológica local y estructura tectónica, evidentemente, los resultados en los campos geoeléctricas de gran complejidad geográfica, encuestas magnetotelúricos detalladas podrían ser necesarias. monitoreo geomagnética adicional y una encuesta magnetotelúrico del sur de Canadá conducirían a una mejor cartografía de los peligros en el norte de Estados Unidos, y que permitirían a la evaluación de riesgos de las redes de rejilla continental, potencia eléctrica de América del Norte integrados.

Expresiones de gratitud

Agradecemos a J. CAMPANYA, AD Chave, J. McCarthy, R. Sharma, JL pizarra, A. Veeramany, y JR Woodroffe para la revisión de un borrador manuscrito. Agradecemos a EE Bernabéu, WS Leith, y W. Murtagh por sus conversaciones útiles. Datos observatorio magnético se obtuvieron a partir de cualquiera de Kyoto o Centros de Datos Mundiales de Edimburgo o desde INTERMAGNET. Agradecemos a los institutos nacionales que apoyan el funcionamiento de los observatorios magnéticos y INTERMAGNET para la promoción de altos estándares de la práctica observatorio ( www.intermagnet.org ). Geoeléctricos datos pueden ser obtenidos desde el Observatorio Magnético Kakioka. Tensores de impedancia EarthScope se pueden obtener del Centro de Gestión de Datos de la Incorporated Research Institutions de Sismología ( ds.iris.edu/ds/products/emtf ). Las opiniones expresadas en este documento no representan necesariamente las de la FERC.

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domingo, 16 de octubre de 2016

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mapas de riesgo Geoeléctricos para los Estados Unidos continentales

autores

Abstracto

1. Introducción

2 inducción

3 Las impedancias empíricos y modelos

Figura 1.

4 formas de onda sinusoidales geomagnéticas

Figura 2.

5-Extreme Valor actividad geomagnética

Figura 3.

6-Extreme Value Geoeléctricos Mapas de Peligro

Figura 4.

7 Discusión

Expresiones de gratitud

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