Sinan tarafından yazılan gönderiler

Küresel iyonosfer-kutupsal rüzgar sisteminin hız yapısını araştırmak için üç boyutlu, zamana bağlı bir akışkan modeli kullanıldı. Her simülasyon, konveksiyon ve korotasyonel elektrik alanlarının etkisi altında hareket eden çok sayıda yüksek enlem akı tüpünü (1000'den fazla) takip etmeyi içeriyordu. Bir akı tüpü, tipik olarak, bir simülasyon sırasında, subauroral iyonosfer, gündüz ve gece tarafındaki auroral ovaller ve kutup başlığı dahil olmak üzere çeşitli yüksek enlem bölgelerinden geçti. Simülasyonlara auroral elektron çökelmesinden kaynaklanan ısıtma dahil edildi, ancak dalga-parçacık etkileşimleri gibi yüksek rakımlarda "klasik olmayan"ısıtma mekanizmaları dahil edilmedi. Model sonuçları, H +ve O +varyasyonunu gösterir.kuzey kutup bölgesi üzerindeki manyetik enlem ve boylama göre sürüklenme hızlarının yanı sıra rakım ve evrensel zaman (UT) ile değişimler. Belirli bir UT'de orta yoğunlukta simüle edilmiş bir jeomanyetik fırtına tanıtıldı ve değişken jeomanyetik aktivite seviyelerinin iki ana iyon türü üzerindeki etkisi incelendi. Hem güneş maksimum hem de minimumda yaz ve kış gündönümlerine karşılık gelen dört jeofizik durum için eşdeğer simülasyonlar yapıldı. Bu simülasyonlar, hem sessiz hem de jeomanyetik olarak aktif zamanlar için iyon hızlarının mevsimsel ve güneş döngüsü bağımlılığını ortaya koymaktadır. H + ve O ⁺popülasyonlar, değişen jeofizik koşullara dramatik olarak farklı şekillerde yanıt verdiler. Bu tepkiler, Güneş-Dünya bağlantısı olarak adlandırılan, daha geniş ve kapsayıcı alan ve plazmalar sisteminde kutup rüzgarının oynadığı rol hakkında fikir verir. Burada elde edilen kendi kendine tutarlı yüksek çözünürlüklü sonuçlar, ortalama deneysel verilere dayanan hız profilleri kullanılarak daha basit çalışmalarla çözülemeyen kutup rüzgârındaki yapıyı ortaya koymaktadır. Bu araştırmanın sonuçları, ilgili gözlemsel çalışmaların sonuçlarıyla karşılaştırıldı.

Giriş

Karasal kutup rüzgarı, yüksek enlemlerde açık jeomanyetik alan çizgileri boyunca iki kutuplu bir plazma çıkışıdır. 1960'ların sonlarından bu yana pek çok araştırmacı tarafından aktif teorik araştırma konusu olmuştur. Kutup rüzgarı hakkındaki orijinal araştırma makalelerinin gövdesi önemli ve burada gözden geçirilmeyecek. İlgilenen okuyucu, 1980'lerin ortalarından önceki dönemi kapsayan Schunk'a [1988]ve esas olarak 1980'lerin ortalarından bu yana yapılan çalışmalara odaklanan Ganguli'ye [1996] atıfta bulunmaktadır .

Şimdiye kadarki neredeyse tüm kutupsal rüzgar modelleme çabaları, varsayılan veya ölçülen enerji girdileri tarafından yönlendirilen zamansal değişimler ile tek, "sabit" konumlara uygulanan "tek boyutlu" modellere dayanmaktadır. Bunun bir istisnası, plazma dengesizlikleri nedeniyle kendi kendine tutarlı bir şekilde çapraz alan aktarımını içeren gerçekten üç boyutlu bir model geliştiren Ganguli'nin [1993 , 1994] çalışmasıdır . Modelin yeni bir uygulamasında [ Ganguli et al. , 1999 ], iyon sürekliliği ve paralel momentum denklemleri, elektronlar için Boltzmann yaklaşımı varsayılarak çözüldü. İyon enine hızı E × B'den elde edildisürüklenme yaklaşımı. Model, 165 km'lik enine boyutları olan bir bölge için 1500 km'den 10 R _E'ye kadar olan rakım aralığında çözüldü . Bu bölge içinde Ganguli ve ark. [1999] , düşük frekanslı D'Angelo kararsızlığının ürettiği çapraz alan aktarımını simüle etti. Alana göre hizalanmış plazma akışının, kararsızlığın neden olduğu çapraz alan aktarımı tarafından önemli ölçüde değiştirildiğini buldular.

Schunk ve Sojka [1989 , 1997] , birleşik iyonosfer ve kutup rüzgarının küresel bir tanımını sağlayan üç boyutlu, zamana bağlı, akışkan bir model geliştirdi ve uyguladı. Bu model, 90 ila 9000 km arasındaki rakım aralığını kapsar. Schunk ve Sojka [1989 , 1997] kendi modellerini, korotasyon ve konveksiyonun birleşik etkisi altında yatay olarak hareket ederken, kutup bölgesi üzerinde oldukça eşit bir şekilde dağılmış (manyetik enlemler> 50 °) çok sayıda akı tüpündeki plazma akışını tanımlamak için kullandılar. elektrik alanları. Plazma konveksiyonuna ek olarak Schunk ve Sojka'nın modeli [1989 , 1997]bir auroral elektron çökeltme modeli içeriyordu. Ayrıca ılımlı bir jeomanyetik fırtınanın gelişimini ve bozulmasını simüle etti. Schunk ve Sojka [1989 , 1997] , gözlenen belirli bir jeomanyetik fırtınanın ayrıntılarını modelleme girişiminde bulunmadı. Bunun yerine, çoğu fırtınada geçerli olan genel özelliklere dayanan yapay bir fırtına profili geliştirdiler. En son sürümünde, bu fırtına profili katlanarak sessiz durumdan jeomanyetik olarak aktif koşullara "yükseliyor", bir süre yüksek seviyede kalıyor ve ardından üssel olarak tekrar sessiz koşullara "yavaşlıyor".

Schunk ve Sojka [1989 , 1997] jeomanyetik fırtınanın hem kış hem de yaz gündönümlerine ve hem güneş minimum hem de maksimum koşullarına karşılık gelen koşullar için iyonosfer-kutup rüzgar sistemi üzerindeki etkisini inceledi. Güneş maksimum yaz durumu ile güneş minimum kış durumu [ Schunk ve Sojka , 1997 ] arasındaki farkları vurguladılar , çünkü bu iki durumun kutup rüzgarı yapısı ve dinamiklerinde en büyük farklılığı göstermesi bekleniyordu. Elektron ve iyon sıcaklıklarındaki ve elektron yoğunluğundaki iyonosferik değişikliklerin, iyonosferik plazmada daha yüksek irtifalarda kutup rüzgârında yansıtılan basınç bozulmalarına neden olduğunu buldular. Özellikle, geçici büyük ölçekli O ⁺Akış tüpleri auroral oval ve yüksek elektrik alan bölgelerinden geçtiğinde yukarı ve aşağı akışlar üretilir. Ororal ovalden ayrıldıktan sonra iyonosferdeki sıcaklıklar düşer ve O ⁺ aşağıya doğru akar. Bununla birlikte, sonlu yukarı akış hızları nedeniyle, belirli bir alan çizgisinde yüksek rakımlarda maksimum O ⁺ birikimi , iyonosferik sıcaklıklar zirvelerine ulaştıktan ve düşmeye başladıktan sonra gerçekleşir. H ⁺ iyonları genellikle tüm koşullar altında dışarı akar, ancak yüksek iyonosferik sıcaklıklar bu çıkışı güçlendirir. Bununla birlikte, zaman zaman aşağı doğru H ⁺ akışlarının meydana geldiği ve bu tür aşağı akışların orta rakımlarda, yukarı doğru H ⁺ aynı alan çizgisi boyunca alçak ve yüksek rakımlarda akışlar devam eder.

Schunk ve Sojka [1997] , simüle edilmiş jeomanyetik fırtına sırasında minimum kış için olduğundan çok daha büyük yukarı doğru O ⁺ akışlarının meydana geldiğini buldular . Ayrıca, yaz güneşi maksimumu için O ⁺ yoğunluğu, yüksek rakımlarda arttı (pozitif fırtına etkisi) ve fırtınanın zirvesi sırasında alçak irtifalarda azaldı (negatif fırtına etkisi), bu sırada bu eğilimler iyileşme aşamasında tersine döndü. Hem yüksek hem de alçak irtifalardaki H ⁺ zamansal davranışı, O ⁺ davranışı ile aynı fazdaydı. Kışın güneş enerjisi minimum için ise O ⁺Yoğunluğun, fırtınanın zirve yaptığı dönemde kutup bölgesinde 1000 km'nin üzerinde arttığı (pozitif fırtına etkisi), ancak iyileşme aşamasında O ⁺ yoğunluğu yüksek rakımlarda azalırken, alçak rakımlarda artmaya devam etti. Kışın solar minimum için, fırtına başladıktan kısa bir süre sonra kutup bölgesinde bir H ⁺ “patlaması” oldu (negatif fırtına etkisi).

Demars ve Schunk [2001] , kutup rüzgârındaki H ⁺ ve O ⁺ yoğunluk yapılarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimlerini ayrıntılı olarak incelemek için Schunk ve Sojka [1989 , 1997] modelini kullandı . Schunk ve Sojka [1997] simülasyonlarının her birinde 159 akı tüpünü takip ederken , Demars ve Schunk [2001] 1000'den fazla akı tüpünü takip ederek sonuçlarının yatay çözünürlüğünü büyük ölçüde artırdı. Demars ve Schunk [2001] çalışması, Schunk ve Sojka tarafından kullanılan aynı konveksiyon ve yağış modellerini ve simüle edilmiş fırtına profilini varsay dı [1997] .Yüksek çözünürlüklü sonuçları Demars ve Schunk [2001] bulgularını doğrulamıştır Schunk ve Sojka [1989 , 1997] . Aynı zamandakutup rüzgarındakiH ⁺ ve O ⁺ dağılımlarınınbirçok yeni detayını ortaya çıkardılar.

Demars ve Schunk'tan [2001] kayda değer bir sonuç , H ⁺ yoğunluğunun simüle edilmiş jeomanyetik fırtınadan sonra sessiz zaman değerlerine dönmesi için solar minimum zaman gecikmesidir . Güneş maksimum için H ⁺ yoğunluğunun ve tüm jeofizik koşullar için O ⁺ yoğunluğunun aksine , güneşin minimum H ⁺ yoğunluğu fırtına düşmeye başladıktan sonra saatlerce yüksek kaldı. Bölüm 3'te görülebileceği gibi , bu nispeten uzun ömürlü yoğunluk özelliği, sabah tarafı ovalinin yakınındaki son derece yavaş (ses altı) H ⁺ çıkış hızları ile ilişkilidir .

Bu makalenin amacı , kutup rüzgârında H ⁺ ve O ⁺ sürüklenme hızlarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimlerini incelemektir .Schunk ve Sojka'nın [1989 , 1997] hız sonuçları sadece 159 yörüngeden elde edildi. Bu nedenle, sabit bir yükseklikte kontur çizimleri elde edildiğinde, çok fazla düzeltme gerekliydi. Bu yumuşatma, iyon yukarı akışı, aşağı akışı ve karşı akış bölgeleri arasındaki gerçek sınırları gizledi. Burada sunulan yüksek çözünürlüklü (1000 yörüngeden fazla) çalışma, bu sınırları önemli ölçüde keskinleştirerek hız yapısından sorumlu fiziksel süreçleri daha net bir şekilde tanımlamayı mümkün kılar. Bu çalışma, iyon yoğunluğu çalışmasının tamamlayıcısıdır.Demars ve Schunk [2001] ile aynı modeli kullanır. Teorik model kısaca 2. bölümdeaçıklanırken, iyon hızı sonuçları 3. bölüm den açıklanmıştır. Bu sonuçların ilgili deneysel araştırmaların bulguları ile nasıl karşılaştırılacağına dair bir tartışma 4. bölümde verilmektedir. Bölüm 5'tebirkaç sonuç açıklaması sunulmaktadır.

Model Açıklamaları

İyonosferin ve kutup rüzgarının üç boyutlu, zamana bağlı, birleştirilmiş, akışkan modeli, Schunk ve Sojka [1989 , 1997] tarafından ayrıntılı olarak anlatılmıştır . Burada sadece en önemli özelliklerin kısa bir açıklaması verilecektir.

Model, iki bölümden oluşmaktadır: bir alçak irtifa iyonosfer modeli ve kutup rüzgarını açıklamak için yüksek irtifa hidrodinamik modeli. Düşük irtifa modeli, 90 ila 800 km arasındaki irtifa aralığında bir dizi çoklu süreklilik, momentum ve enerji denklemlerini çözer. Model, altı iyon (NO ⁺ , O ₂ ⁺ , N ₂ ⁺ , N ⁺ , O ⁺ ve He ⁺ ) ve elektronlar için global yoğunluk dağılımlarının yanı sıra elektron ve iyon sıcaklıkları için global dağılımlar verir; iyon sıcaklığı anizotropisi; ve plazma difüzyonu, E × Bsürüklenme ve rüzgar kaynaklı hız bileşenleri. Yüksek irtifa hidrodinamik modeli , 500 ila 9000 km arasındaki irtifa aralığında H ⁺ , O ⁺ ve elektronlar için zamana bağlı, doğrusal olmayan, süreklilik ve momentum denklemlerini çözer . Model, H ⁺ , O ⁺ ve elektron yoğunlukları için global dağılımlar verir ; alana hizalı hızlar; ve sıcaklıklar. Alçak ve yüksek irtifa modelleri 500 ila 800 km aralığında örtüşüyor ve bu da modellerin birbirine daha güvenilir sınır koşulları sağlamasına olanak tanıyor.

İyonosfer ve kutup rüzgarının birleşik modeli, belirli manyetosferik ve atmosferik girdileri, yani bir yüksek enlem plazma konveksiyonu modelini gerektirir; bir auroral elektron çökeltme modeli; ve termosferik yoğunluklar, sıcaklıklar ve rüzgarlar. Mevcut haliyle, bağlı model, plazma konveksiyonunu tanımlamak için Heppner ‐ Maynard "BC" modelini kullanır. Bu güneye gezegenlerarasi manyetik alan ve uygun olan By Kuzey Yarıküre [olarak> 0 Heppner ve Maynard , 1987 ]. Modeli Hardy ve ark. [1985] auroral elektron çökelmesini tanımlamak için kullanılır. Termosferik yoğunluklar ve sıcaklıklar, Kütle Spektrometresi Tutarsız Saçılma (MSIS) ampirik modeli [ Hedin, 1987 ] ve kullanılan nötr rüzgar

Matematiksel olarak daha sofistike kutup rüzgar modelleri geliştirilmiş ve çözülmüş olsa da [örneğin, Blelly ve Schunk , 1993 ], bu daha titiz tanımlar genellikle sadece bir boyutta çözülebilir. Bu tür daha yüksek sıralı taşıma formülasyonlarını çözmedeki geçmiş deneyimler, bu makalede kullanılan hidrodinamik formülasyonun düşük dereceli H ⁺ ve O ⁺ hız momentlerini (yani yoğunluklar ve sürüklenme hızları) açıklamak için tamamen yeterli olduğunu göstermiştir .

Genel Değerlendirmeler

Bu çalışmanın amacı, kutup rüzgârının küresel hız yapısını değişen mevsimsel ve güneş döngüsü koşulları için daha ayrıntılı ve geçmiş çalışmalardan çok daha ince bir çözünürlükte incelemekti. Özellikle, burada gösterilen sonuçlar hem güneş maksimum hem de minimumda kış ve yaz gündönümlerine karşılık gelen dört jeofizik durum içindir. "Gündönümleri" yaz için 173. gün ve kış için 357. gün olarak alınmıştır. Solar minimum ve maksimum F _10.7 değerlerini sırasıyla 70 ve 210 olarak kabul ediyoruz .

Dört jeofizik durumun tümü için sonuçlarımız, 0400 ile 1000 UT arasında meydana gelen orta şiddette bir jeomanyetik fırtına simülasyonunu içeriyor. Sessiz jeomanyetik koşulların UT 0400'den önce var olduğu varsayıldı. 0400'den 0500 UT'ye kadar manyetik aktivite seviyesi katlanarak arttı. Artan aktivite sırasında, konveksiyon ve çökelme modelleri genişledi, konveksiyon hızı arttı ve auroral elektron çökelmesine bağlı maksimum enerji akışı bir büyüklük sırasına göre arttı (∼0,8'den 8 ergs cm ⁻² s ⁻¹). Çapraz polar başlık potansiyeli 0400'den 0500 UT'ye kadar olan dönemde ∼33'ten 100 keV'e yükseldi. 0500'den 0600 UT'ye kadar jeomanyetik aktivite seviyesi orta derecede yüksek bir seviyede sabit tutuldu, ardından aktivite seviyesi düştü (yani, konveksiyon ve yağış modelleri daraldı, konveksiyon hızı yavaşladı ve elektron çökelmesi düştü). 1000 UT'den sonra yine sessiz koşullar hakim oldu. Plazma taşınımının ve elektron yağış modellerinin fırtına varyasyonlarının dört jeofizik durumun tümü için tamamen aynı olduğunu, bu nedenle mevsimsel ve güneş döngüsü imzalarının açıkça tanımlanabileceğini unutmayın.

Dikkate alınan tüm jeofizik durumlar için auroral bölgede elektronları çökeltmek için aynı karakteristik enerji ve enerji akışını varsaymamıza rağmen, elektron ısıtmanın gerçek profilinin irtifanın bir fonksiyonu olarak değiştiğini belirtmek gerekir. manyetik koordinatlar değil, aynı zamanda bir jeofizik durumdan diğerine. Bunun nedeni, nötr atmosfer ve plazma koşullarının bir jeofizik durumdan diğerine değişmesidir.

Dikkate alınan dört jeofizik vakanın her biri için, zamana bağlı konveksiyon ve korotasyonel elektrik alanlarının etkisi altında hareket ederken, 1000'den fazla akı tüpü ∼14,5 saatlik bir süre boyunca takip edildi. Yörüngeler, 60 ° 'nin üzerindeki enlemlerde (manyetosferik elektrik alanlarından kaynaklanan konveksiyonun devreye girdiği yerde) yörüngelere doğru küçük bir önyargı ile> 50 ° manyetik enlemler için bölgenin oldukça tekdüze bir kapsamını sağlamak için seçildi. Modelin 500 km rakımdaki yatay çözünürlüğü ∼250 km idi. Akı tüpleri arasındaki yatay mesafeler, konveksiyon yörüngelerini izledikçe değişse de, 14.5 saat sonra bile, taklit edilen çok sayıda akı tüpü nedeniyle, polar bölgenin kapsamı hala makul ölçüde tekdüzeydi.

Şekil 1 a bu yazıda yer alan tüm kutupsal çizimler için kullanılan formatı gösterir. Yukarıda listelenen dört jeofizik duruma karşılık gelen dört kadran grafiği, mevsimsel ve güneş değişimlerini gösteren her bir şekilde görünür. Sol üstten saat yönünde hareket eden dört kadran grafiği, kış güneşi maksimum, yaz güneş maksimum, yaz güneş minimum ve kış güneş minimum için sürüklenme hızı değerlerini gösterir. Her bir grafik, bölgenin 90 ° (kutup) ile 50 ° manyetik enlem arasındaki iki boyutu üzerine bir projeksiyondur. Her bir grafik, 1200 manyetik yerel saat (MLT) üstte olacak şekilde yönlendirilir; bu, kutbun üstünden altına doğru çizilen çizginin öğlen-gece yarısı meridyenini temsil ettiği anlamına gelir. İrtifa ve evrensel zaman (UT), sürüklenme hızı değerleri çizilen türler gibi her şeklin etiketinde yer almaktadır.⁻¹ ).+

Sessiz jeomanyetik koşullar için 2000 km'de H + yukarı akışlarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimleri . Kadran grafikleri, her grafiğin tepesinde manyetik öğlen olmak üzere 50 ° manyetik enlemleri kapsar. Renk çubuğu yukarı doğru H + sürüklenme hızı için km s −1 cinsinden değerler verir

H ⁺ Hız Yapısı

Şekil 1a - Şekil 1a - 1d , simüle edilmiş jeomanyetik fırtına sırasında 2000 km yükseklikte dört kez H ⁺ sürüklenme hızını göstermektedir . Şekil 1a , jeomanyetik fırtınanın başlamasından önceki H ⁺ akışını göstermektedir . Grafikler, H ⁺ sürüklenme hızlarının yaz güneşi maksimumu için diğer üç duruma göre daha düşük olduğunu göstermektedir . Bunun nedeni, iyonosferin yaz maksimumları için daha fazla genişlemesidir, bu da H ^{+ 'nın} dışa doğru hızlanmaya başladığı rakımı yükseltir . 0500 UT'de ( Şekil 1b ), fırtına simülasyonuna 1 saat kala, bazı özellikler H ⁺Artan auroral elektron çökelmesi ile ilişkili akış modeli. En önemlisi, dışa doğru artan hızlara (sarı ve turuncu bantlar) sahip bölgelere genellikle bitişik olan ve bunlarla paralel uzanan çok düşük hızlı bölgeler (koyu mavi bantlar) görünür. Fırtınanın zirvesini temsil eden UT 0600'de ( Şekil 1c ), hem çok düşük hem de yüksek hız bölgeleri genişlemiş ve genişlemiştir. Düşük hız bölgeleri, H ⁺ yoğunluk artış bölgelerine karşılık gelirken, yüksek hız bölgeleri yoğunluk azalması bölgeleridir [bkz. Demars ve Schunk , 2001 ]. 0700 UT'de ( Şekil 1 d ), fırtınanın düşüş aşamasına 1 saat kala, H ^{+ '} nın dışa doğru akışıbir jeofizik durumdan diğerine önemli ölçüde değişir. Kış güneşi minimum koşulları için dışarı akış hızları önemli ölçüde düşerken, bunun tersi kış güneşi maksimumları için geçerlidir. Yazın minimum güneş enerjisi için, H ⁺ çıkış hızları genel olarak yüksek kalmıştır, ancak en yüksek H ⁺ çıkışının olduğu bölgeler düşükten yükseğe doğru kaymıştır. Bu değişim, fırtına azalırken plazma konveksiyonunun ve parçacık çökelme modellerinin daralmasıyla tutarlıdır. Yaz güneşi maksimum için, H ⁺ hızlarının fırtına zamanı değişimleri küçüktür, bu da yine bu koşullar için atmosferin ve iyonosferin genişlemesine atfedilebilir bir gerçektir.

Şekil 1a ile aynı ancak jeomanyetik aktivitenin arttığı bir süre için.

Şekil 1a ile aynı, ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın zirvesi için.

Şekil 1a ile aynı, ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın azalan aşaması için.

H ⁺ çıkış hızlarının jeomanyetik aktivite seviyelerine bağımlılığı daha yüksek rakımlarda belirgindir. Şekil 2a , 8000 km rakımda ön fırtına H ⁺ çıkış hızlarını göstermektedir . H ⁺ hızları, elektron çökelmesi nedeniyle auroral ovalde nispeten yüksektir ve aynı zamanda güneş ışığına tepki olarak sabahtan alacakarana subauroral bölgede yükselir. Fırtınanın zirvesinde ( Şekil 2 b ), fırtına sırasında atmosfer-iyonosfer sistemine enerji girişi nedeniyle, dikkate alınan dört jeofizik durumun tümü için esasen tüm kutup bölgesi boyunca H ⁺ çıkış hızları büyük ölçüde artar. Birkaç küçük bölge çökmüş H⁺ dışarı akış hızları (yeşil ve mavi "noktalar") Şekil 2b'nin dört grafiğinin hepsinde görünür .

Sessiz jeomanyetik koşullar için 8000 km'de H ⁺ yukarı akışlarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimleri . Kadran grafikleri, her grafiğin tepesinde manyetik öğlen olmak üzere> 50 ° manyetik enlemleri kapsar. Renk çubuğu yukarı doğru H ⁺ sürüklenme hızı için km s ⁻¹ cinsinden değerler verir .

Şekil 2a ile aynı, ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın zirvesi için.

[21] Klasik kutup rüzgârında tüm jeofizik koşullar için H ⁺ sürüklenme hızları genellikle dışa doğru iken, H ⁺ aşağı akışlar meydana gelebilir. H ⁺ aşağı akışları en çok daha düşük irtifalarda (yaklaşık 1000 km) belirgindir, ancak daha yüksek rakımlarda (4000 km ve üzeri) daha az derecede mevcuttur. Bu aşağı akışlar genellikle ses altıdır ve küçük, yerelleştirilmiş bölgelerde meydana gelir. Şekil 3 , simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın zirvesinde (0600 UT) 1000 km yükseklikte H ⁺ aşağı akış bölgelerini göstermektedir . Şekil 3'ün grafikleri üzerindeki küçük aşağı akış bölgeleri , 8000 km'de bastırılmış dışarı akış hızının "noktaları" ile açıkça ilişkilendirilmiştir ( Şekil 2b). Simülasyonlarımız, artan jeomanyetik aktivite ile H ⁺ aşağı akışının lokalize bölgelerinin boyutunun arttığını göstermektedir.

Simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın zirvesinde 1000 km'de H ⁺ aşağı akışlarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimleri . Kadran grafikleri, her grafiğin tepesinde manyetik öğlen olmak üzere> 50 ° manyetik enlemleri kapsar. Renk çubuğu, km s ⁻¹ cinsinden aşağı doğru H ⁺ sürüklenme hızı için değerler verir .

Yukarıda belirtildiği gibi, belirli bir alan çizgisi boyunca H ⁺ sürüklenme hızının monitonik olarak değişmesine gerek yoktur. Alan çizgisinin, konveksiyon elektrik alanı nedeniyle yatay hareketi, özellikle iyonosferik irtifalarda, sürekli değişen fiziksel koşullar yaşamasına neden olur. Bu değişen koşullar, daha hızlı dışa akış bölgeleri arasında daha yavaş dışarı akış bölgeleri (veya aşağı akış) ile sürüklenme hızı için karmaşık bir H ⁺ "yükseklik profili" ile sonuçlanabilir veya bunun tersi de geçerlidir. öğlen-gece yarısı meridyeni boyunca kutup başlığındaki enlem ve yükseklik dilimindeki H ⁺ yoğunluğunun değişimini göstermektedir . yani aynı alan çizgileri boyunca çok daha yüksek yoğunluğa sahip bölgeler tarafından parantez içinde tutulan daha düşük yoğunluklu bölgelerdir. Enlem ve irtifa sürüklenme hızının grafikleri, alan çizgileri boyunca benzer derecede değişkenlik gösterir.

Enlem ve yükseklik arasındaki H ⁺ yoğunluk değerleri, öğlen-gece yarısı meridyeni boyunca kutup başlığından geçerek H ⁺ yoğunluk "ısırmalarını" gösterir.

O ⁺ Hız YapısıO + Hız Yapısı [23] Kutupsal rüzgarda O + 'nın akış yapısı karmaşıktır. O + yukarı akışlarının ve aşağı akışlarının düzeni, Dünya'ya yakın ortamın zaman ve mekan değişikliklerine yanıt olarak büyük ölçüde değişir. Şekil 5a - Şekil 5a - 5d , simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın seyri sırasında 2000 km'de O + yukarı akış modelinin varyasyonlarını gösterirken, Şekil 6a - Şekil 6a - 6d , aşağı akış modelinin karşılık gelen varyasyonlarını göstermektedir. O + aşağı akışlar için hız ölçeğinin 0 ila 6 km s- 1 arasında değiştiğine dikkat edin ( Şekil 6a - Şekil 6a- 6d ), O + yukarı akışları için sadece 0 ila 2 km s- 1 arasında değişirken ( Şekil 5a - Şekil 5a - 5d ), kutup rüzgârında ağır iyonların dağılımında yerçekiminin oynadığı rolü yansıtır.

Sessiz jeomanyetik koşullar için 2000 km'de O ⁺ yukarı akışlarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimleri . Kadran grafikleri, her grafiğin tepesinde manyetik öğlen olmak üzere> 50 ° manyetik enlemleri kapsar. Renk çubuğu, km / s cinsinden yukarı doğru O ⁺ sürüklenme hızı için değerler verir .

Şekil 5a ile aynı, ancak jeomanyetik aktivitenin arttığı bir süre için.

Şekil 5a ile aynı, ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın zirvesi için

Şekil 5a ile aynı ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın azalan aşaması için.

Sessiz jeomanyetik koşullar için 2000 km'de O ⁺ aşağı akışlarının mevsimsel ve güneş döngüsü değişimleri . Kadran grafikleri, her grafiğin tepesinde manyetik öğlen olmak üzere> 50 ° manyetik enlemleri kapsar. Renk çubuğu, km s ⁻¹ cinsinden aşağı doğru O ⁺ sürüklenme hızı için değerler verir .

Şekil 6a ile aynı, ancak jeomanyetik aktivitenin arttığı bir süre için.

Şekil 6a ile aynı ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın zirvesi için.

Şekil 6a ile aynı, ancak simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın azalan aşaması için.

Simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın (0400 UT) başlangıcından önce, O ⁺ yukarı akışlar ( Şekil 5a ) ve aşağı akışlar ( Şekil 6a ), sessiz zaman auroral ovalin konumu ile küçük ama kesin bir korelasyon ile dağınıktır. 0400 UT'de en dikkat çekici olanı, subauroral enlemlerdeki ve kış ve yaz güneşi minimum koşulları için kutup başlığının üzerindeki aşağı akışlardır. 0500 UT'de, 1 saatlik artan jeomanyetik aktiviteden sonra, dört jeofizik durumun tümü için auroral bölgede güçlü O ⁺ yukarı akışları ortaya çıkıyor ( Şekil 5b ). 0500 UT'deki O ⁺ aşağı akışları ( Şekil 6b ), yoğunluk ve konum açısından fırtına öncesine benzer ( Şekil 6a). Fırtınanın zirvesine karşılık gelen 0600 UT'ye gelindiğinde , auroral bölgedeki O ⁺ yukarı akışları önemli ölçüde azaldı ( Şekil 5c ), bu , auroral enlemlerdeki iyonosferik O ^{+ '} nın çoğunun yeniden dağıtıldığını gösterir. Bununla birlikte, O ⁺ aşağı akış modeli ( Şekil 6c ), genişlemiş, fırtına zamanı auroral bölgesinde alan çizgileri boyunca yukarı doğru akan O ^{+ '} nın aşağıya doğru düştüğünü gösteren, kutup başlığı üzerinde ve ses altı bölgede büyük ölçüde artan aşağı akışları göstermektedir. Bu alan çizgileri auroral ovalden çıkarken, genellikle süpersonik hızlarda olan yükseklikler. UT 0700'de, simüle edilmiş fırtınanın düşüş aşamasının 1 saatinde, O ⁺yukarı akışlar küçük kalır ( Şekil 5d ), ancak O ⁺ aşağı akışlar ( Şekil 6d ) daha da belirgindir ve O ⁺ kendisini daha düşük irtifalara yeniden dağıtırken değişen manyetik aktivite seviyesine göre bir zaman gecikmesini gösterir .

O ⁺ aşağı akışlarının karmaşık ve zamanla değişen modeli, H ⁺ ve O ⁺ iyonları arasında ters akışa neden olur . Sessiz jeomanyetik koşullar için, bu karşı akış genellikle hafiftir ve en çok subauroral bölgede yaygındır (bkz. Şekil 1a ve 6a ). Bununla birlikte, jeomanyetik aktivitenin arttığı dönemlerde, H ^{+ ‐} O ⁺ karşı akım kutup başlığında ve subororal bölgede yoğun olabilir, H ⁺ süpersonik hızlarda yukarı ve O ⁺ aşağı akarken, yine süpersonik hızlarda ( Şekil 1c'yi karşılaştırın. ve 1d ileŞekil 6c ve 6d , sırasıyla). Teorik sonuçlardan, H ⁺ -O ⁺ bağıl hızlarının belirli konumlar ve jeofizik koşullar için 30 km s- ¹ kadar yüksek olabileceği açıktır . Dolayısıyla, bu koşullar altında, iki akışlı bir istikrarsızlığın tetiklenmesi muhtemeldir, ancak böyle bir süreç, iyonosfer ve kutup rüzgarı küresel modelimize dahil edilmemiştir.

Gözlemlerle Karşılaştırma

Kutupsal rüzgârdaki iyon sürüklenme hızları için model sonuçlarımız, genel olarak önemli kutupsal rüzgar ölçümleri veri tabanıyla karşılaştırılabilir. Kesin karşılaştırmalar mümkün değildir çünkü bu, teorik modelin her bileşeninin (konveksiyon modeli, auroral yağış modeli, fırtına profili, termosferik parametreler, vb.) Belirli bir sette ve yerde geçerli olan koşullarla tam olarak eşleştirilmesini gerektirir. ölçümler (örneğin, bir uydu geçişi) alınmıştır. Bununla birlikte, burada gerçekleştirilen simülasyonlar, konveksiyon için tipik bir model kullanır, bu da genel eğilimleri ve parametre aralıklarını karşılaştırmayı yararlı kılar. Karşılaştırmalar yalnızca H ⁺ ve / veya O ⁺ sağlayan deneysel çalışmalarla yapılacaktır.Şekillerle doğrudan karşılaştırmalar yapılabilmesi için burada gösterilen yükseklik aralığındaki sürüklenme hızları.

Pollock ve ark. [1990] , 39 termal iyon yükselme olayına karşılık gelen Ekim 1981'den Ekim 1983'e (güneş maksimum) dönemine ait DE 1 uydu verilerini inceledi. Veriler, 2000 ile 13.300 km rakımlar arasındaki yarık bölgesinde alınmıştır ve gözlemlenen en güçlü yükselmeleri temsil etmektedir. Pollock vd. [1990] yükselen iyon olaylarının manyetik yerel saate, değişmez enlem ve gezegenler arası B _z bileşenine bağımlılığını ele aldı, ancak mevsimsel etkileri veya irtifa bağımlılığını tartışmadılar. Pollock vd. [1990] O ⁺ yukarı doğru hızların 1 ila 7 km s ⁻¹ arasında değiştiğini ancak tipik olarak ∼3 km s olduğunu buldu⁻¹ . Ölçülen H ⁺ hızları 6 ila 30 km s- ¹ arasında değişiyordu, ancak tipik olarak yaklaşık 16 km s- ^{1 idi} . 

Fırtına zamanı güneş maksimum sonuçlarımızı Pollock ve diğerleri tarafından gözlemlenen “güçlü” yukarı yükselmelerle karşılaştırmak mantıklıdır . [1990] . Güneş en yüksek araziler Şekil 5B - 5c Fırtına zaman O anlamına ⁺ ~ 2 bölgesinin s yarık aralığın yakınında yukarı upflows ^-1 , gözlenen aralığın alt ucuna doğru teorik sonuçlar yerleştirilmesi Pollock et al. [1990] . Bununla birlikte, sonuçlarımız 2000 km rakım için iken, Pollock ve ark. [1990] , verilerin alındığı tüm rakım aralığı içindi (2000–13.300 km). O ⁺Daha yüksek irtifalara ulaşan iyonlar, bu irtifalarda var olduğu bilinen çeşitli ısıtma mekanizmaları (örneğin, dalga-parçacık etkileşimleri) tarafından enerjilenecek ve hızlandırılacaktır. Teorik modelden ( Şekil 1b ve 1c ) maksimum güneş enerjisi için fırtına süresi H ⁺ yukarı akışları , iyonosferin yaz genişlemesi nedeniyle 2000 km'de yaz mevsimine göre daha fazladır. Bununla birlikte, genel olarak, yarık bölgesindeki teorik değerler, Pollock ve arkadaşları tarafından gözlemlenen aralığın alt kısmı ile tutarlıdır . [1990] . 8000 km'de fırtına zamanı H ⁺ yukarı akışları ( Şekil 2b ) genel olarak çok daha yüksektir ve tipik gözlenen değerlerle mükemmel uyum içindedir.

Chandler ve ark. [1991] , 1981'den 1983'e (orta ila aktif güneş koşulları) arasında> 70 ° değişmeyen enlemlerde alınan DE 1 Geciktirici İyon Kütle Spektrometresi (RIMS) verilerini analiz etti. 1000 ila 4000 km yükseklik aralığı için H ⁺ ve O ⁺ sürüklenmeleri için "ortalama" profiller sunarlar . Chandler vd. [1991] 2000 km'de ortalama H ⁺ sürüklenme hızının ∼3–4 km s ^{−1 olduğunu} ve 4000 km'de ∼10 km s ^−1'e yükseldiğini buldu . Ölçülen H ⁺ sürüklenmeleri ortalama yaklaşık olarak hatırı sayılır bir yayılma gösterdi, ancak 2000 km'nin üzerindeki bölgede 0 ila 25 km s- ¹ arasında değişiyordu . Ortalama H ⁺2000 km'deki sürüklenme yaz sezonu için (∼3 km s ⁻¹ ) kış mevsimindekinden (4–5 km s ⁻¹ ) biraz daha azdı , ancak 2000 km'nin üzerinde ise bunun tersi doğruydu, ortalama H ⁺ kayması 4000 km olmak -14 km ler ^-1 yaz aylarında ve ~ 8 km s ^-1 kışın. Hem yukarı hem de aşağı doğru O ⁺ sürüklenmelerinin genel olarak <2 km s- ¹ olduğu gözlenmişti

Hem yaz hem de kış gündönümleri için 70 ° manyetik enlemin üzerindeki güneş maksimum sonuçlarımız, Chandler ve ark. Nın iyon hızı ölçümleriyle karşılaştırılabilir . [1991] . 2000 km'de H ⁺ modelinin dışarı akış hızları ( Şekil 1a - Şekil 1a - 1d ) yaz için küçüktür (0-5 km s- ¹ ) ve daha yüksek hızda yerelleştirilmiş bölgeler vardır. Kış aylarında dışarı akışlar genel olarak daha büyüktür (0–20 km s- ¹ ) ve jeomanyetik aktivite seviyesine güçlü bir bağımlılık gösterir, ancak sessiz jeomanyetik koşullar için H ⁺ yukarı akışları genellikle 5–10 km s aralığında düşer ^{- 1}. Bu sonuçlar, Chandler ve ark. [1991] , ancak yaz sonuçlarımız daha küçük olma eğilimindedir ve kış sonuçlarımız gözlenen ortalama değerlerden daha büyük olma eğilimindedir. 4000 km sinde teorik H (sonuçları burada gösterilmemiştir) ⁺ ortalama ~9-10 km ler upflows ^-1 kışın ve -12 km ler ^-1 sessiz jeomanyetik koşulları için yaz için. Bu değerler, gözlemlenen ortalama değerlerle iyi uyum içindedir. Aktif jeomanyetik koşullar için, 70 ° 'nin üzerindeki bölgede 4000 km'deki H ⁺ çıkışları, büyük ölçüde konuma bağlıdır ve 0 ila 20 km s- ¹ veya daha fazla değişebilir , bu da deneysel sonuçlarla karşılaştırmayı zorlaştırır.

Simüle edilmiş tüm jeomanyetik aktivite seviyeleri için, O ⁺ yukarı akışlar için teorik sonuçlarımız ( Şekil 5a - Şekil 5a - 5d ), Chandler ve diğerleri tarafından gözlemlenen değerler aralığı içindedir . [1991] . O ⁺ aşağı akışları için sonuçlarımız , simüle edilmiş jeomanyetik fırtınanın tepe ve azalan aşamaları haricinde ( Şekil 6c ve 6d ), fırtınanın başlangıcı sırasında daha yüksek irtifalara sürülen O ⁺ 6 km ın ulaşan hızlarda aşağı kutup kapağı üzerinde geri düşmek ^-1 .

Abe ve ark. [1993a , 1993b] , > 80 ° değişmeyen enlemler için Akebono uydu verilerine dayanan iyon sürüklenme hızı ölçümlerini sundu. Akebono ölçümleri, 1990-1991 (güneş maksimum) döneminde 2000 ila 10.000 km arasındaki rakımlarda alınmıştır. Abe vd. [1993a , 1993b] ortalama H elde ⁺ 1, 6 hızları ve 11 km s ^-1 önemli bir (5 km s, sırasıyla, 2000, 4000 de, ve 8000 km yükseklik ^-1 (daha yüksek ortalama yaklaşık) sapma > 6000 km) rakımlar. Akebono ölçümleri, O ⁺ sürüklenme hızının küçük olduğunu gösterir (<1 km s ⁻¹) ∼5000 km'ye kadar, bunun üzerine istikrarlı bir şekilde artarak 8000 km'de ∼6 km s ⁻¹ ortalama değerine ulaşır .

80 ° manyetik enlemlerde , kışın (yaz) güneş maksimum ve sessiz jeomanyetik koşullar için ortalama H ⁺ yukarı akış hızı kabaca 7 (1), 9 (12) ve 10 (12) km s ^−1'dir. sırasıyla 2000, 4000 ve 8000 km'de. Bu "göz küresi" tahminleri ( Şekil 1a ve 2a'ya bakın ; 4000 km için sonuçlar burada sunulmamaktadır) 8000 km'deki Akebono ölçümleriyle iyi bir uyum içindedir, ancak 4000 km'de ve kışın 2000 km'de de oldukça büyüktür. . Aktif jeomanyetik koşullar için, H ⁺ sürüklenme hızı, kutup başlığı üzerinden bir bölgeden diğerine büyük ölçüde değişir ve 80 ° 'nin üzerindeki bölge için anlamlı bir ortalama belirtmek zordur. Genel olarak, H ⁺upflows hızlı geomanyetik aktivitesinin bir yükseltilmiş seviyesi için (karşılaştırma olan Şekiller 1c ve 2b ile Şekil 1a ve 2a'da Akebono ölçümleri ve teorik değerlerle arasındaki boşluğu artırarak, sırasıyla).

Sessiz zamanlarda 2000 km'de O ⁺ sürüklenme hızları için teorik değerler çok küçüktür (bkz. Şekil 5a ve 6a ), ki bu Akebono verileriyle uyumludur. Jeomanyetik olarak aktif zamanlar için , kutup başlığındaki O ⁺ yukarı akışları genellikle hafiftir (<1 km s ⁻¹ ), bu da nispeten hızlı O ⁺ yukarı akışlarının (2 km s- ¹ veya daha fazlasına kadar) tersidir . auroral oval (bkz. Şekil 5b ve 5c ). Burada yine, küçük O ⁺ yukarı akış hızlarını (<1 km s ⁻¹⁾ gösteren Akebono ölçümleriyle bir uyum vardır.) kutup başlığının 2000 km üzerinde. Bununla birlikte, 80 ° üzerindeki bölgedeki teorik O ⁺ aşağı akışları , özellikle kışın jeomanyetik bir fırtınanın tepe ve azalan aşamalarında süpersonik (6 km s- ¹ veya daha fazla) olabilir (bkz. Şekil 6c ve 6d ).

Grebowsky ve ark. [1990 , 1993] , iyonosferin güneş döngüsü değişkenliğinin 400 ila 1000 km arasındaki değişkenliğinin istatistiksel bir analizini gerçekleştirdi ve öncelikle öğle vakti (0900–1500 MLT) yaz koşullarına odaklandı. Güneş maksimum ölçümleri OGO 6 uydusundan, solar minimum ölçümleri ise AE-C ve AE-D uydularından alınmıştır. Veritabanlarından yoğunluk ve sıcaklık ölçümlerinin yanı sıra MSIS modelinden türetilen nötr bileşim değerlerini kullanan Grebowsky ve ark. [1993] , hafif iyon türleri için sabit durum sürekliliği ve momentum denklemlerini sayısal olarak çözebildiler. Bu, alan hizalı H ⁺ ve He ⁺ için irtifa profilleri elde etmelerini sağladı.40 ° ile 90 ° arasında değişen manyetik enlemler için akış hızları. Grebowsky ve ark.'nın rakım profilleri . [1993] , ortalama alma ve eğri yumuşatma yöntemleri kullanılarak üretilen tahminlerdir. Bununla birlikte, ışık iyonlarının dışa doğru ivmelenmeye başladığı yükseklikte açık bir enlem ve güneş döngüsü değişimi gösterirler.

Grebowsky ve ark.'nın H ⁺ akış hızı profilleri . [1993] , model çalışmamızın sonuçlarıyla tutarlıdır.

Grebowsky vd. [1993] , H ^{+ '} nın dışa doğru ivmesinin , yüksek irtifa bileşeni için bir alt sınır (500 km) koşulu olarak sıfır H ⁺ hızı seçimimizi destekleyen yaz güneşi minimumda (maksimum) 500 km yakınında (üzerinde) başladığını bulmuştur. Modelimizin. 1000 km rakımda Grebowsky ve ark. [1993] Sonuçlar H göstermektedir ⁺ yaz güneş maksimum çıkış hızı 500 ms aşmaz ^-1 herhangi bir manyetik enlem için, süre yaz solar minimum H için⁺ çıkış hızı 2 km s- ¹ kadar yüksek olabilir . Bu, 1000 km'deki teorik sonuçlarımızla tamamen tutarlıdır (burada gösterilmemiştir). Ayrıca, Grebowsky ve ark. [1993] yaz güneşi minimum sonuçları , 1000 km'de en büyük H ⁺ çıkış hızlarının 60 ° ila 70 ° enlem aralığında gerçekleştiğini göstermektedir. Teorik sonuçlarımız da bunu gösteriyor

Kutupsal rüzgar, yüksek enlemlerde karasal iyonosferden jeomanyetik alan çizgileri boyunca manyetosfere çift kutuplu bir termal plazma çıkışıdır.

Kutupsal rüzgar plazması esas olarak H ⁺ , He ⁺ ve O ⁺ iyonlarından ve elektronlardan oluşur.

Başlangıçta O ⁺ iyonlarının yalnızca alçak irtifalarda önemli bir rol oynadığına inanılsa da, şimdi gözlemlerden görece büyük miktarlarda süper termal ve enerjik O ⁺ iyonlarının polar manyetosferde mevcut olduğu açıktır .

Son zamanlarda, H ⁺ ve He ⁺ ile birlikte 5000–10.000 km rakımlarda termal O ⁺ çıkışı gözlemlenmiştir.iyonlar. Kutupsal rüzgar, iyonosferden manyetosfere akarken dört ana geçişe uğrar: (bir) kimyasaldan difüzyon hakimiyetine, (iki) ses altıdan süpersonik akışa, (üç) çarpışmanın hakim olduğu rejimden çarpışmasız rejime ve (dört) ağırdan hafif iyon bileşimi.

Çarpışmalar yaklaşık 2500 km'ye kadar önemlidir, ardından iyonlar ve elektronlar sıcaklık anizotropileri sergiler. Anizotropinin yönü jeofizik koşullara göre değişir. Kutupsal rüzgar çıkışı mevsime, güneş döngüsüne ve jeomanyetik aktiviteye göre değişir. O ⁺ akışı bir yaz maksimum sergilerken, H ⁺ akışı ilkbaharda maksimuma ulaşır. O ⁺ akışı yazdan kışın 10 kat artar. Hem manyetik olarak sessiz hem de aktif zamanlarda entegre H ⁺iyon akışı öğlen sektöründe en büyüğü ve gece yarısı sektöründe en küçüğüdür.

Entegre yukarı doğru H ⁺iyon akışı, gezegenler arası manyetik alan ile pozitif bir korelasyon sergiler. Güneş ışığının aydınlattığı kutup başlığında fotoelektronlar, iki kutuplu elektrik alanını artırabilir, bu da kutupsal rüzgar iyonu çıkış hızlarını artırır. Dışarı akan polar rüzgar plazma akı tüpleri aynı zamanda polar başlık boyunca yayılır. Bakınız Akı tüpleri doruk ve gece auroral bölgeleri geçtiğinde, plazma ısıtılabilir ve kararsız hale gelebilir. Sıcak manyetosferik plazmanın soğuk kutup rüzgarıyla benzer şekilde karıştırılması kararsızlıklara neden olabilir. Sıcaklık anizotropisi, türler arasındaki göreceli sürüklenme ve uzaysal homojensizlikler dahil olmak üzere kutup rüzgârındaki bir dizi serbest enerji kaynağı, çeşitli akışkan ve kinetik kararsızlıkları besler. Kararsızlıklar, büyük ölçekli kutupsal rüzgar çıkışını değiştiren plazma enerjilendirmesi ve çapraz alan taşıması üretebilir.

yasin5385 yazdı:

hoş bulduk bereketli bir sezon dilerim

İNŞALLAH

yasin5385 hoş geldiniz burada

yasin5385 yazdı:

ecmwf döktürüyor.... İNŞALLAH sonbahar diyebileceğimiz sisteme kavuşuruz ALLAH izin verirse

İNŞALLAH serinleriz hep beraber

Zonguldakli67 yazdı:

Hayırlı cumalar

yasin5385 yazdı:

hayırlı cumalar..

hayırlı cumalar..

HavalarMiss yazdı:

forum cok sessiz ? ama normal ne kar var ne oraj var ne hortum var

Çok tuaf yazan çizen yok

Şu ana kadar klimatoloji mevsimsel ortalama girdap özellikleri göstermiştir. Daha sonra, her iki yarım küredeki yüksekliğin bir fonksiyonu olarak kutup girdabının boyutundaki çok yıllık ortalama yıllık döngüyü keşfedeceğiz. Yıllar arası ve yıl içi değişkenliğin analizi gelecekteki çalışmalara bırakılmıştır. Şekil 8 , kutupsal girdap kenarı eşdeğer enleminin yıllık ortalama döngülerini göstermektedir (Butchart & Remsberg, 1986) (a) NH ve (b) SH. Vorteks kenarının elatı, kutupsal vorteks ile aynı alanı kapsayacak enlem olarak tanımlanır. Bu nedenle, kenarın 40 ° lik bir elatta olduğu bir vorteksin çevrelediği alan, kenarın 60 ° lik bir elatta olduğu bir vorteksin kapsadığı alandan daha büyüktür (çünkü 40 ° enlem dairesi daha geniş bir alanı kapsamaktadır. 60 ° enlem dairesinden daha fazla). Bu elat sonuçları H02'deki gibidir (bkz. Şekil 11) ancak Birleşik Krallık Meteoroloji Ofisi verileri yerine MERRA ‐ 2 ve MLS'ye dayanmaktadır ve ~ 50 km yerine ~ 75 km'ye kadar uzanmaktadır. Vorteks oluşumu sırasında kışın başlarında, yüksek CO henüz aşağıya taşınmamışken (yani Mart ayında SH'de ve Eylül'de NH'de), ψ- tabanlı yaklaşım, MERRA ‐ 2 veri setinin (~ 75 km) tepesine kadar uzanır. NH'de Ekim'den Nisan'a ve SH'de Nisan'dan Ekim'e kadar, girdap kenarı eğilimi, yukarıdaki siyah noktaların ve CO gradyanlarının altındaki ψ tanımına dayanmaktadır . Siyah noktalar, iki vorteks tanımının aynı vorteks kenarını verdiği yüksekliği temsil eder. NH'de bu geçiş yüksekliği 27 Eylül ile 3 Aralık arasında 74'ten 62 km'ye iner. SH'de geçiş yüksekliği 20 Mart ile 25 Temmuz arasında 75'ten 56 km'ye iniyor. Yukarıdaki CO gradyan yönteminden aşağıdaki ψ yöntemini tanımlayan irtifa, daha sonra girdap bozulana kadar ~ 60 km ile ~ 70 arasında bofllukta kalır

Burada 10 ila 50 km arasında gösterilen girdap kenarı elatının evrimi, H02'de gösterilen sonuçlarla mükemmel bir uyum içindedir (bkz. Şekil 11). Kuzey stratosferdeki vorteks boyutunun mevsimsel evriminin dinamik bir yorumu, bir SSW'nin zamansal evrimine benzer (McIntyre, 1982 ) ve Dönüştürülmüş Eulerian Ortalama denklemleri temelinde iyi anlaşılmıştır (Andrews ve diğerleri, 1987). Girdap, Eylül'den Aralık'a kadar gelişir ve kutup başlığındaki ışıma ile soğumaya ve termal rüzgar dengesine göre boyut olarak büyür. Ocak ayına gelindiğinde, kıtalar soğudu ve orografi ve kara-deniz kontrastlarının bir kombinasyonu nedeniyle yarı sabit PW'lerin zorlanmasına yol açtı. Bu dalgalar, düşük ve orta enlemlerde bölgesel yavaşlamalara ve vorteks boyutunda bir erozyona neden oldukları stratosfere yayılır . Bu ön koşullandırma aşamasında stratosferik girdapın boyutu azaltılır . Bu aşama Şekil 8'de yansıtılmıştır. a, bizim zaman serilerimize dahil olan GGS'lerin çoğunun meydana geldiği Ocak ayında girdap boyutunda minimum olarak. Girdabın müteakip büyümesi, bir SSW'den sonra restorasyona karşılık gelir. Bu dönem ortalama olarak Şubat ve Mart aylarında gerçekleşir.

NH, Şekil aksine 8 SH stratosferik polar girdap büyüklüğü muntazam bir kış başlarında artar ve daha sonra kış sonları sırasında sürekli olarak azaldığı B gösterilmektedir. Bunun nedeni, ışınımla belirlenen durumun zayıflamasıdır, bu da PW'lerin Charney-Drazin kriterine göre yayılmasına izin verir ve böylece girdabın zayıflamasını güçlendirir. SSW'ler SH'de nadir olduğu için, NH'deki gibi kışın sonlarında girdap alanının ikinci bir maksimumu oluşmaz.

Bu yeni girdap klimatolojisi, Kuzey Kutbu girdabının (Şekil 8 a) Kasım ayından Mart ayına kadar ~ 75 km'ye (ve muhtemelen daha yükseğe) kadar genişlediğini göstermek için H02'yi yukarı doğru genişletir. Ocak ve Mart aylarında mezosferdeki Kuzey Kutbu girdabının boyutu, Haziran-Temmuz ayları arasında stratosferdeki Antarktik girdabına rakiptir. Antarktika vorteks kenarı elatı (Şekil 8 b), Mayıs sonu / Haziran başında 50-70 km rakım aralığında zirveye ulaşır ve bunun üzerine düştü. Mezosferde, Antarktika girdabı kışın başlarında yükseklikle daralır ve sonra ilkbaharda yükseklikle genişler, ancak Kuzey Kutbu girdabından daha az bir dereceye kadar. Gelecekteki çalışmalar, Antarktika erken kışın mezosferik girdabının boyutunun PW kırılması ve mezosferik oluşumun ortaya çıkması nedeniyle ne ölçüde azaldığını araştıracaktır.Sassi ve diğerleri tarafından açıklanan sörf bölgeleri . ( 2002 ). Genel olarak, ~ 60 km'nin altında girdap kenarı (renk dolgusu) ve rüzgar hızı (konturlar) pozitif olarak ilişkilidir; daha yüksek mezosferik rakımlarda bu korelasyon bozulur.

Kış ilerledikçe mezosferdeki girdap boyutundaki büyüme, mezosferik bölgesel rüzgarın maksimum ekvatora doğru kayarken, yüksek enlemlerde doğuya doğru akışın zayıfladığı gerçeğini yansıtır. Bu davranış, her iki yarım kürede de bulunur, ancak NH'de çok daha belirgindir ve Kuzey Kutbu girdabının daha huni benzeri şeklini (geniş üst ve dar bir alt) yansıtır. Momentum bütçesini Becker'in GCM verilerini ( 2017) ve mezosferde ~ 70 km'nin üzerindeki geç kış girdabının genişlemesinin iki etkinin birleşimiyle ilişkili olduğunu bulmuşlardır: (1) Zayıflamış stratosferin dikey uzantısının bir sonucu olarak yüksek enlemlerde zonal akışın zayıflaması girdap ve (2) batıya doğru GW sürüklemesinin zayıflamasıyla aşırı dengelenen subtropikal ila orta enlemlerde doğuya doğru açısal momentumun daha zayıf bir meridyen ilerlemesi, bu da artan doğuya doğru akışa neden olur. Alt mezosferdeki daha zayıf batıya doğru GW sürüklemesi, daha zayıf bir kutupsal vorteks için oluşur, çünkü ağırlıklı olarak batıya doğru GW'ler (orografik veya orografik olmayan) daha kısa dikey dalga boyları alır ve bu nedenle daha düşük irtifalarda kırılır.

Kış aylarında girdap içinde inişi göstermek için belirli bir enlemdeki ortalama iz gaz dağılımları yaygındır (örneğin, Clilverd ve diğerleri, 2007 López ‐ Puertas ve diğerleri, 2005 ; Orsolini ve diğerleri, 2017 Mezosferik rakımlarda ortalamanın uygun olduğu enlem aralığını bildirmek için Şekil 9 NH ve NH'de mezosferdeki sonbaharda kışın ve ilkbaharın başlarında herhangi bir boylamdaki vorteks kenarının maksimum enlemsel boyutunu (b) SH. Bu Şekil 8'de gösterilen sonuçlarla tutarlı ve tamamlayıcı olan mezosferik girdabın mevsimsel evrimi hakkında başka bir bakış açısı sağlar. Bu sonuçlar, mezosferdeki girdap kenarının tipik olarak 40 ila 60 ° enlem arasında bulunduğunu, bu nedenle, 60 ° 'lik ortalama kutbun, girdapta muhafazakar bir iniş tahmini verdiğini göstermektedir. Alt mezosferde Ocak ayında Arktik vorteks kenarının kutuplara doğru sapması (üst paneldeki siyah kontur) aşağıdaki GGD olaylarına atfedilir. Ancak, 70 km'nin üzerindeki GGB ile ilgili etkiler oldukça küçüktür. Bu sonuçlar, Şekil 8'de bahsedilen girdap geometrisi hakkında elde edilen sonuçlarla tutarlıdır. . Yani, mezosferdeki Arktik girdap bir huni şeklindedir ve kış boyunca artan irtifa ile genişler. Bu, kış sezonu boyunca devam eden ekvatora doğru eğimli bir PNJ ile tutarlıdır. Öte yandan Antarktika girdabı, Haziran ayında irtifa ile daralır ve ardından Temmuz ortasından sonra hızla huni şeklini alır. Bu evrim, Lawrence ve Manney ( 2017 ) tarafından verildiği gibi , erken kışın güçlü girdap özellikleri ve kışın sonundaki zayıf girdap özellikleri ile tutarlıdır . Nitekim, 75 km civarında 30 ° G ile 80 ° G arasındaki ortalama PNJ hızı Haziran ayında ~ 39 m / sn iken Eylül ayındaki 14 m / sn'dir gösterilmemiştir

ES olaylarıyla ilişkili uzun süreli SSW rahatsızlıklarının (ör., Manney ve diğerleri, 2008 ; Siskind ve diğerleri, 2010 ) 70-80 km civarında artmış inişe (ör. Lee ve diğerleri, 2011 ) yol açtığı iyi bir şekilde belgelenmiştir. Mezosferik kutupsal girdabın etkilenip etkilenmediğini veya ne ölçüde etkilendiğini anlamak ilgi çekicidir. ES'li bir GGS için tek bir tanım olmadığından, başlangıçta Tweedy ve diğerleri tarafından özetlenen sözleşmeler. ( 2013 ) ve daha sonra Stray ve ark. ( 2015 ) ve Limpasuvan vd. ( 2016 ) burada, bu oldukça rahatsız edici koşulları takiben mezosferik girdap etkilerini keşfetmek için kullanılmıştır. Özellikle, Arktik kışlar sahip olduğu kabul edilir ESAşağıdaki üç kriteri karşılıyorlarsa olaylar: (1) stratopozda beş veya daha fazla gün boyunca 70 ° –90 ° N arasında doğuda, (2) 70 ° –90 ° N sıcaklık 185 K'nin altında ve (3) stratopoz İklimsel yüksekliğinden 10 km veya daha fazla rakımda atlar . Bu klimatolojideki 13+ yıldan Eylül 2004 - Aralık 2017 beş ES Arktik kışı vardır 2005/2006, 2008/2009, 2009/2010, 2011/2012 ve 2012/2013 diğer sekiz kış ise No ES kategorisini oluşturuyor. Figür 10ES olaylarının olmadığı ortalama bir kış mevsiminde Kasım-Nisan panel a ES olaylarının olduğu ortalama bir kış mevsiminde panel b ve farkı, Kuzey Kutup vorteks kenarı elatını ve farkı göstermektedir. Girdap kenarı elatının girdap boyutuyla ters orantılı olduğuna dikkat edin

Bu şekil iki önemli noktayı göstermektedir. Birincisi, mezosferik vorteksin sessiz ES yıllarının Şubat ve Mart aylarında en büyük olmasıdır Şekil 10 a'da 65 km'nin üzerinde koyu kırmızı renkler Bu sonuç beklenmedik olmakla birlikte, bölgesel rüzgarlar anormal derecede zayıf olduğunda vorteksin geometrisinin huni şeklinde olmasıyla tutarlıdır (Albers ve Birner, 2014 ). Lawrence ve Manney ( 2017 ) de ortalama olarak, girdap zayıf bir durumda olduğunda daha dramatik bir şekilde genişlediğini gösterirken , analizleri yalnızca üst stratosfere uzanıyor. İkinci nokta, mezosferik girdapın ES olaylarını takiben daralmasıdır (Şubat-Mart aylarında 60 ila 75 km arasındaki açık kırmızı bölgeler, Şekil 10b). Bozulmuş yıllarda üst stratosferde, girdap Şubat ve Mart aylarında alışılmadık derecede büyüktür ve bu, büyük SSW'lerin iyileşme aşaması sırasında oluşan güçlü bir girdap raporlarıyla tutarlıdır (örneğin, Manney ve diğerleri, 2005 , 2009 ; Randall et al. diğerleri, 2009 ; Siskind ve diğerleri, 2010 ) Bu iyi bilinen yönü inen koyu Şekil kırmızı renkler ile ifade edilir 10 Şekil içinde b ve kırmızı tonları 10 40-60 km yakınındaki Mart Ocak ayında c. Daha az bilinen şey, bu süre boyunca mezosferdeki daha yüksek rakımlarda girdapın daralmasıdır. Bu özellik, Şekil 10'da 50'den 80 km'ye kadar mavi gölgelerle gösterilmiştir. c Şubat sonu, Mart ayında meydana gelir ve 60 ila 70 km arasında Nisan sonuna kadar devam eder.

SSW / ES olaylarını takip eden üç ayda (bu durumda Şubat, Mart ve Nisan, beş SSW'nin her biri Ocak ayında meydana geldiğinden), mezosferdeki PNJ 10-40 m / s daha güçlüdür ve ~ 60 ES yıllarında ~ 35 ° N (gösterilmemiştir) yerine ° N (Şekil 10 c'de düz hatlarla gösterildiği gibi ). Kışın sonlarında tedirgin geçen yıllarda mezosferde PNJ'nin kutuplara doğru yer değiştirmesi, bozulmamış kışlara göre ~% 65 daha küçük olan 60-80 km katmanda bir girdapla sonuçlanır. 20 ° lik elat farkı, NH'nin ~% 21'ine (elat = 42 °, NH'nin% 33'ü, elat = 62 °, NH'nin yalnızca% 12'si) veya ~ 55 milyon km ^2'ye çevrilir. ES olaylarının görüldüğü yılların güçlü kutup kış düşüş oranlarına sahip olduğu bilinmektedir; Bu yıllar aynı zamanda küçük mezosferik girdap alanlarıyla da ilişkili olduğundan, bu, iniş hızlarının mezosferik yüksekliklerdeki girdap alanıyla korelasyonunu önlediğini gösterir. Yukarıda bahsedilen argümanlar (vorteks boyutu, PNJ ve GW'ler arasında), stratosferik vorteks çok güçlü hale geldiğinde, bir SSW'den sonra mezosferik kutupsal vorteksin küçülmesi gerçeğiyle de tutarlıdır. Bu Şekillerde açıkça görülebilir 10 B ve 10 C, ve Şekil biraz görünür 8 Şubat ortasından ikinci kutup girdap en fazla bir. Stratosferdeki daha zayıf bir vortekse yanıt olarak vorteksin mezosferik genişlemesinin mekanizması, gelecekteki bir çalışmada ayrıntılı olarak analiz edilecektir.

Mezosferik vorteks boyutunda gözlemlenen mevsimsel gelişimi daha fazla açıklamaya yardımcı olmak için ( artan elatın azalan boyuta karşılık geldiği Şekil 8 ve 9'da gösterilmiştir ), Şekil 11 , MLS sıcaklığının (sol sütun) çok yıllık (2005-2017) ortalama yıllık döngüsünü göstermektedir. 0,01 (~ 80 km; paneller a, c ve e) ve 0,1 hPa'da (~ 65 km; paneller b, d ve f) enlemin bir fonksiyonu olarak jeostrofik bölgesel rüzgarlar (orta sütun) ve CO (sağ sütun) ). 65 ila 80 km arasındaki orta-yüksek enlemlerde, kutup kışında kutup yazına göre daha sıcaktır (Şekil 11 a ve 11 b); bu, kalan sirkülasyonla ilişkili olarak yazın yükselme ve kışın alçalma göz önüne alındığında beklenir. Orta sütun (Şekiller 11 c ve 11 d), yaz doğu aylarının direğe doğru eğilirken, batıdaki kışın jet akımlarının ekvatora doğru yükseklik ile eğildiğini (örneğin, Dunkerton & Delisi, 1985 ) göstermektedir. Bu rakım bölgesi, kışın batıdaki PNJ'nin üst tarafını ve yazın doğu jetlerini kapsar. Her iki durumda da rüzgar maksimum 65 km'den 80 km'ye düşer. Bu yüksekliklerdeki kutupsal girdapları belirlemek için rüzgarlara güvenmemekle birlikte, Haziran ayında 80 km'de 60 ° G civarında ikincil bir bölgesel rüzgarın ortaya çıkması ilginçtir (Şekil 11 c) Bu, kutup yakınında artan CO sınırlaması ve Haziran ayında mekansal olarak daralmış mezosferik Antarktika girdabı ile tutarlıdır

Yıllık CO döngüsü (renkli dolgu, Şekil 11 e ve 11 f) önceki gözlemlerle uyumludur (örneğin, Garcia ve diğerleri, 2014 ; Şekil 14'e bakınız) ve mezosferik girdap oluşum sıklığındaki (beyaz konturlar, Şekil 11 e ve 11 f), girdap çekirdeği içinde yüksek CO değerleri ile. Her iki yarım kürede de en yüksek CO, kışın başlarında girdap içinde gözlenir (NH'de Kasım / Aralık ve SH'de Mayıs). Bu, Holt ve ark. ( 2013 ), 0,08 hPa'da (~ 70 km) en güçlü Kuzey Kutbu kış inişinin Aralık ayında gerçekleştiğini gösterdi. Ayrıca Funke ve ark. ( 2017), hem Pasif Atmosferik Sondaj gözlemleri için Michelson İnterferometrede hem de sekiz üst düzey modelde CO'nun güçlü erken Arktik kış düşüşünü gösterdi. Burada gösterilen CO ve vorteks oluşum frekansı sınırları bölgesel ortalamalar olduğundan, bunların mükemmel şekilde hizalanmış kalması beklenmez. Aslında, aylık ortalama CO'daki bölgesel asimetriler, en güçlü inişin her zaman doğrudan direğin üzerine yerleştirilmediğini gösterir (gösterilmemiştir). 80 km'de, ilkbaharda kutup vortekslerinin genişlemesi, yüksek CO konsantrasyonunun daha düşük enlemlere genişlemesi ile uyumludur. Bu, batıların zayıflamasıyla ve yüksek CO'yu direğe hapsetme konusunda daha az verimli olduğu anda meydana gelir. Bu çok yıllık ortalama klimatoloji tarafından sunulan mezosferik girdap perspektifi, yıllar arası veya yıl içi değişkenliği yakalamaz (Lawrence & Randel,1996 ). Gelecekteki çalışmalar, ayrı günlerdeki mezosferik girdap özelliklerini ve bireysel kışlar boyunca zamansal gelişimi belgeleyecektir

Şekil 3 mevsimsel bölgeli ortalama enlem irtifa girdap frekans dağılımları yıl 2005-2017 üzerinden ortalaması karşılaştırır ψ tabanlı ve CO gradyan girdap tanımlama yöntemleri. Elde edilen sonuçlar, ψ merkezli girdap yöntemi renkli hat çizgileri ile gösterilen ve 60 km kadar uzanır. Bu sonuçlar H02'deki siyah konturlarla karşılaştırılabilir (Birleşik Krallık Meteoroloji Ofisi verilerinde 1991–2001 yıllarına dayanan Şekil 5'e bakın). 60 km'nin üzerindeki renklerle dolu bölgeler, CO gradyan yöntemine dayalı vorteks frekanslarını gösterir. Nedenlerle, yukarıda tartışılan için, Şekil NH, CO gradyan bazlı girdap frekansları 3 bir Ekim ve Kasım sırasında ve Şekil SH ortalamalarıdır 3c, Nisan ve Mayıs aylarındaki ortalamalardır

Mevsimsel bölgelere göre ortalama enlem-yükseklik girdap oluşumu frekans dağılımları 2005-2017 yılları arasında ortalamalıdır. Konturlar, MERRA ‐ 2 verilerini kullanan ψ yöntemine göre frekans değerlerini belirtir . Renkli dolgulu bölgeler, MLS verilerini kullanan CO gradyan yöntemine göre aynı kontur seviyelerinde vorteks frekanslarını gösterir. 100 değerleri, girdabın iklim biliminin her gününde tüm boylamlarda mevcut olduğu anlamına gelir. MERRA ‐ 2 = MERRA = Araştırma ve Uygulamalar için Modern Çağ Retrospektif analizi sürüm 2; MLS = Mikrodalga Uzuv Sireni; SON = Eylül - Kasım; MAM = Mart - Mayıs; DJF = Aralık - Şubat; JJA = Haziran - Ağustos.

H02 arasında mükemmel birliği vardır ψ az son on yılda daha rahatsız 1990'larda girdap rağmen stratosfere boyunca burada gösterilen tabanlı girdap frekansları. Ψ (konturlar) ve CO gradyanlarına (renk dolgusu) dayalı sonuçlar 60 km civarında iyi uyum içindedir. Kuzey Kutbu kutup girdabı, sonbahar, kış ve ilkbaharda stratopozdan yaklaşık 80 km'ye kadar genişler. Antarktika girdabı da ilkbaharda yükseklikle mezosfere doğru genişler (Şekil 3 a), ancak sonbaharda (Şekil 3 c) ve kış ortasında (Şekil 3d) renklerle dolu frekans konturları (60 km'nin üzerinde) daha dikey yöndedir ve bu, kışın başlarında yükseklik ile daralan ve ardından kışın sonlarında yükseklikle genişleyen bir girdabı yansıtır (bu özellikler Şekil 8'de açıkça gösterilecektir ). 70 km'de hem Kuzey Kutbu hem de Antarktika kutup girdapları, Mart ayında NH'de ve Eylül'de SH'de en uzak ekvatora doğru uzanır, bu sırada girdaplar kutup merkezli olma eğilimindedir. PW rahatsızlıkları nedeniyle stratosferde azalan frekanslara rağmen, kışın (Aralık-Şubat) kutup mezosferindeki Arktik girdap zamanın>% 90'ında mevcuttur. Mezosferde, Antarktika'daki kış ortası frekans değerleri (Şekil 3 d), Kuzey Kutbu'ndakinden sadece% 5 daha yüksektir (Şekil 3b). Buna karşılık, stratosferde, Antarktika'daki kış ortası frekansları, Kuzey Kutbu'nunkinden yaklaşık iki kat daha yüksektir. Bu nedenle, kutupsal girdaplar arasındaki hemisferik farklılıklar, stratosfere kıyasla mezosferde daha küçüktür.

İlk sırada, stratosfer ve mezosferdeki ortalama vorteks yapısı, bir bölgesel ortalama artı bir PW-1 bölgesel asimetri ile karakterize edilir. PW'ler başlangıçta troposferden yayılırken, mezosferik PW'ler de GW filtrelemede stratosferik bölgesel asimetriler tarafından üretilir (Lieberman ve diğerleri, 2013 ; Smith, 2003 ) ve yerinde kararsızlıklar tarafından modüle edilir (Siskind ve diğerleri, 2010 ). Aslında, yarı-sabit PW1 yapıları, kış mezosferindeki sıcaklık, rüzgar ve iz gaz dağılımlarının gözlemlerinde kapsamlı bir şekilde belgelenmiştir (örneğin, Allen ve diğerleri, 2000 ; Demirhan Bari ve diğerleri, 2013 ; Forbes ve diğerleri, 2002 ; Gabriel vd., 2011; Hirota ve Barnett, 1977 ; Ialongo ve diğerleri, 2012 ; Offermann ve diğerleri, 2003 ; Sassi ve diğerleri, 2002 ; Smith, 1996 , 1997 ; Wang ve diğerleri, 2000 ). Stratosferik ve mezosferik kutupsal girdaplar kutbu çevreleme eğilimindeyken, her mevsimde her iki yarım kürede kutuptan uzaklaşırlar. Şekil 4 , Şekil 3'te gösterilen bölgesel araçları tamamlamak için vorteks frekansının mevsimsel boylam-yükseklik kesitlerini göstermektedir . Ψ'ye göre sonuçlar(konturlar) ve CO gradyanları (renkli dolgu) 60 km civarında iyi uyum içindedir. Sonbahar mevsimlerinde ortaya çıkan süreksizlikler (panel a ve d), ψ'den doğrusal olarak geçiş yapılarak azaltılabilir.55 km'nin altındaki sonuçlar ile 65 km'nin üzerindeki CO2 eğimine dayalı sonuçlar. Sonbaharda, kışın ve ilkbaharda her iki yarım kürede stratosfer ve mezosfer boyunca girdap frekansında belirgin bir PW1 modeli vardır. 65 ° enlemde vorteks çevresine yakın bu PW imzaları, Kuzey Kutbu ve Antarktika kutup vortekslerinin, irtifanın bir fonksiyonu olarak (kırmızı noktalarla gösterildiği gibi) değişen tercih edilen boylam sektörlerinde daha sık gözlendiğini göstermektedir. Bu enlemlerde, stratosferik girdap, Greenwich Meridyeni yakınında, Tarih Çizgisi yakınında olduğundan daha sık görülür ve mezosferik girdap, Amerika boylam sektöründe, NH'de veya Avustralya'da SH'de Asya'dan daha sık görülür. Kış ortası boyunca SH stratosferinde bile (Şekil 4e) girdabın bölgesel olarak simetrik olduğu düşünüldüğünde, 40 km'deki uzunlamasına varyasyonlar, girdabın Wilkes Land ve Güney Hindistan Havzası yakınlarına göre Weddell Denizi yakınlarında (300 ila 330 ° D arasında) ~% 15 daha sık bulunduğunu gösterir ( 120 ° E'ye yakın). Burada gösterilen kutupsal vorteks frekansındaki PW1 baskısı, France ve ark. ( 2012; Şekil 6, siyah konturlara bakın) ve H02'nin çalışmasını (Şekil 7, siyah konturlara bakın) üst mezosfere doğru genişletir. CO gradyan girdap frekansları 70 km'nin üzerine düşer; ancak bu klimatolojinin yaklaşık üst sınırı olan 78 km'de, girdap frekansları, kış ortasında Kuzey Amerika boylam sektöründe% 70 ile% 80 arasında kalmaktadır. Bu, mezosferik kutupsal girdapların burada gösterilen en üst seviyeden bile daha yüksek rakımlara uzandığını gösterir. Bu kalıcı yarı-durağan PW1 modelleri, yer temelli enstrümanların polar vorteksin içinde ve dışında ne sıklıkla örneklendiğine dair çıkarımlara sahiptir.

Şekil 3'e benzer, ancak x ekseni, her panelin merkezinde Greenwich meridyeni ile boylamdır. Kesitler 65 ° Kuzey'de Kuzey Yarımküre'de (üst sıra) ve 65 ° Güney'de Güney Yarımküre'de (alt sıra). Her iki yarım kürede de paneller sonbahar (a ve d), kış (b ve e) ve ilkbahar (c ve f) mevsimindedir. Maksimum kutupsal girdap oluşum frekansının boylamı kırmızı noktalar ( ψ yöntemi için) ve kırmızı çizgi ile bağlanan kırmızı elmaslar (CO gradyan yöntemi için) ile gösterilir. 100 değerleri, vorteksin iklim biliminin her gününde belirli bir ızgara noktasında mevcut olduğu anlamına gelir. NH = Kuzey Yarımküre; SH = Güney Yarımküre; SON = Eylül - Kasım; MAM = Mart - Mayıs; DJF = Aralık - Şubat.

65 ° K ve 65 ° G enlemindeki yükseklikteki girdap fazı eğimini gösteren Şekil 4'ün bir uzantısı olarak , Şekil 5 , tüm enlem ve yüksekliklerde mevsimsel girdap aşaması bilgilerini özetlemektedir. Burada faz, vorteks frekanslarının% 20'yi aşması koşuluyla, maksimum vorteks oluşum frekansının boylamı olarak tanımlanır. Girdap fazı bilgisi 60 km'nin altındaki ψ yöntemine ve yukarıdaki CO gradyan yöntemine dayanmaktadır ; bu yükseklik seviyesinden geçiş nispeten düzgün bir şekilde gerçekleşir ve 60 km'ye yakın konturlardaki süreksizlik ile gösterilir. Bu sonuçlar, vorteksin batıya doğru eğiminin Şekil 4'te gösterilen yükseklikte olduğunu göstermektedir. tüm kutup enlemlerinde oluşur. Kutupsal girdapların tabanı alt stratosferde bulunur; 20 km yakınında, kutbun yakınındaki Arktik vorteks , beklendiği gibi (örneğin, H02 ve oradaki referanslar) 60 ° D boylam sektörüne doğru kayma eğilimindedir ( NH'de Şekil 5 a - 5 c). Benzer şekilde, Antarktika'da ilkbaharda (SH'de Şekil 5 a) girdabın ortalama konumu 30-60 ° D'ye doğru kaydırılır. Kış ortasındaki Antarktik girdabının

stratosferde kutup merkezli olduğu iyi bilinmektedir; ancak Şekil 5 ile sonuçlanır d stratosferik vorteksin çevresi boyunca ve alt mezosfer boyunca, 45 ° G ile 75 ° G arasında zayıf bir batıya doğru eğim olduğunu göstermektedir. Tüm vorteks mevsimleri boyunca her iki yarım kürede 60 ila 80 km arasında, kutuptan subtropiklere maviden kırmızıya değişen renkler, her yükseklikte, en yüksek vorteks frekanslarının yatay (boylam-enlem) yönünün SW boyunca hizalandığını yansıtır. ‐NE (NH'de) pozitif eğimli çukur ekseni (bu özellik Şekil 7'de gösterilecektir ). İklimsel olarak, üst stratosferdeki ve mezosferdeki hem Arktik hem de Antarktik kutup girdapları, farklı derecelerde yükseklik ile batıya doğru eğilir ve tüm mevsimler boyunca SW-NE yönelimini (NH'de, SH'de oryantasyon GD-KB'dir) korur.

Maksimum girdap oluşum frekansının boylamı olarak tanımlanan, mevsimsel ortalama girdap aşamasının enlem-yükseklik bölümleri. Vorteks oluşum frekanslarının% 20'yi aştığı durumlarda faz gösterilir. Şekil 5 d' deki SH'de siyah kesikli çizgi ile çevrelenen siyah noktalı bölge , görülme sıklığının tüm boylamlarda% 100 olduğu yeri gösterir. Girdap fazı bilgisi 60 km'nin altındaki ψ yöntemine ve yukarıdaki CO gradyan yöntemine dayanmaktadır . SON = Eylül - Kasım; MAM = Mart - Mayıs; DJF = Aralık - Şubat; JJA = Haziran - Ağustos.

Kutupsal girdap frekansı dağılımları, üç boyutta bakıldığında belki daha fizikseldir. Bunu açıklamak için, Şekil 6 , SH (sol sütun) ve NH (sağ sütun) birden fazla irtifa seviyelerinde kış ortalama MLS GPH (renk dolu) ve polar vorteks frekansının (siyah konturlar) kutupsal ortografik projeksiyonlarını göstermektedir. Vorteks frekansları 25 ve 50 km'de ψ yöntemine ve 75 km'de CO gradyan algoritmasına dayanmaktadır . MLS GPH, kutupsal vorteks frekansı sonuçlarına dinamik bağlam sağlamak için arka planda gösterilir. 90 km'deki GPH, CO gradyan yönteminin genişlediğinden daha yüksek bir irtifadadır, ancak burada mezosferik girdap sonuçları ile kış mezopozunun yakınındaki büyük ölçekli akış arasında süreklilik sağlamak için gösterilmiştir.

Kışın kutupsal grafikleri, SH (sol sütun) ve NH'de (sağ sütun) birden fazla irtifa düzeyinde MLS GPH (renkli dolu) ve kutupsal girdap oluşum frekansı (siyah konturlar) anlamına gelir. Girdap oluşum sıklığı sınırları% 10'dan başlayarak% 20'de bir verilir. Haritalar 25, 50, 75 ve 90 km yakınında (aşağıdan yukarıya) verilmiştir. Haritalar, Greenwich Meridyeni'nin SH'de (solda) yukarı ve NH'de (sağda) aşağı doğru yönlendirilecek şekilde yönlendirilmiştir. Vorteks frekansları 25 ve 50 km'de ψ yöntemine ve 75 km'de CO gradyan algoritmasına dayanmaktadır . DJF = Aralık - Şubat; JJA = Haziran - Ağustos; MLS = Mikrodalga Uzuv Sireni; GPH = jeopotansiyel yükseklik; NH = Kuzey Yarımküre; SH = Güney Yarımküre.

25 ve 50 km'deki girdap klimatolojisi iyi bilinmektedir ve literatürle uyumludur (örneğin, H02; Şekil 9 ve 10'a bakınız). 25 km yakınındaki alt stratosferde, Kuzey Kutbu girdabı İskandinavya'ya doğru yer değiştirmiştir ve Antarktika girdabından önemli ölçüde daha zayıftır. Gerçekte, Aleutian High bu yükseklikte iklimsel bir özelliktir ve burada Kuzey Pasifik üzerinde yer alan kapalı bir GPH çevresi olarak görülebilmektedir (örneğin Harvey & Hitchman, 1996 ). 50 km yakınındaki üst stratosferde Antarktika vorteksi kutup merkezli ve bölgesel olarak simetrik görünürken, Kuzey Kutbu'nda vorteks, Tarih Çizgisi üzerindeki kalıcı PW kırılması nedeniyle kutuptan Greenwich Meridian'a doğru kaymış halde (Baldwin & Holton, 1988 ; Hitchman & Huesmann, 2007; Knox ve Harvey, 2005 ). Bu özellikler iyi belirlenmiştir (örneğin, H02, Waugh & Randel, 1999 ve oradaki referanslar). Şekil 4 ve 5'te tartışılan Antarktik girdabındaki bölgesel asimetrilerin bu bakış açısından açık olmadığına dikkat edin. 75 km'deki sonuçlar yenidir ve Harvey ve ark. ( 2015, Şekil 3h'ye bakın) burada, hemisferler arası karşılaştırmalara izin veren SH vorteks frekanslarını dahil ediyoruz. Bu yükseklikte, Kuzey Kutbu girdabı, Antarktika'ya kıyasla kutuptan daha uzağa yer değiştiren maksimum girdap frekanslarının (% 90 sınır ile gösterilen) daha fazla PW1 imzası sergiliyor. Bununla birlikte, mezosferdeki Arktik ve Antarktik vorteks frekanslarının genel uzaysal dağılımları, stratosferik benzerlerinden daha benzerdir. Hem Arktik hem de Antarktik vorteks kenarları subtropiklerde yer alma eğilimindedir; bu özellikle Kuzey Kutbu'nda geçerlidir. Bir sonraki bölümde geniş bir girdabın daha zayıf rüzgarlarla tutarlı olduğunu göstereceğiz.

Siyah konturlarla temsil edilen girdap klimatolojisi henüz 90 km'ye kadar uzanmazken, bu yükseklikte Kuzey Kutbu'na kıyasla Antarktika kutbu üzerinde çok daha derin ve daha iyi tanımlanmış bir çevresel siklon gözlemliyoruz. Gerçekten de, 50 ° G'de JJA'da 90 km 17 m / sn'ye yakın batı rüzgarları, 50 ° Kuzey'deki 10 m / sn'lik ortalama Aralık-Şubat rüzgarlarından önemli ölçüde daha güçlüdür (gösterilmemiştir). Antarktika üst mezosferindeki daha güçlü girdap şu şekilde açıklanabilir. Stratosferdeki PW'lerden gelen bölgesel yavaşlama, SH'de NH'ye göre çok daha zayıftır. Bu nedenle, stratopause etrafındaki ortalama bölgesel rüzgarlar, SH'de NH'ye göre çok daha güçlüdür. Daha güçlü stratosferik batı rüzgarı, batıdaki GW spektrumunun daha fazlasını filtreler ve bu, alt mezosferde doğu GW sürüklenmesiyle daha güçlü bir yavaşlamaya yol açar. Ancak, stratopozun çevresinde ve üzerindeki daha güçlü yavaşlama, stratosferden yukarı uzanan güçlü batı rüzgarlarının üstesinden gelmez. Dahası, Becker ve Vadas'ın yakın tarihli bir araştırmasına göre (2018 ), stratopoz etrafında ve üzerinde (birincil) GW'lerin doğu momentum birikiminden kaynaklanan vücut kuvvetleri, batıda bir GW sürüklemesi (bölgesel ivme) uyguladıkları mezopoz bölgesine yukarı doğru yayılan ikincil GW'lerle sonuçlanır. SH'deki doğu GW sürüklemesi NH'den daha güçlü olduğu için (yukarıda özetlendiği gibi), MLT'nin genel sirkülasyonu anlayışımızdaki bu yeni unsurun SH'de NH'den daha güçlü bir etkiye sahip olmasını bekliyoruz. Bu nedenle, daha güçlü ikincil GW'ler, NH ile karşılaştırıldığında SH'de kış aylarında üst mezosferde daha güçlü bir kutup girdabına katkıda bulunur. Gelecekteki çalışmalar, günlük evrimi araştıracak ve hem Antarktika hem de Kuzey Kutbu kutup vortekslerinin kış mezopozuna kadar ne sıklıkla uzandığını belirlemeye çalışacak.

PW1 yapısına odaklanan Şekil 7 , Şekil 6'ya benzer , ancak renkler artık girdap GPH'sini gösterir (bölgesel ortalama çıkarılmıştır). Bölgesel ortalamanın çıkarılması, arka plan akışına gömülü PW1'i vurgular. Kalın siyah çizgiler, Şekil 5'te gösterilen boylam (faz) bilgisini belirtir ve her enlemde vorteks oluşum frekansının nerede maksimize edildiğini gösterir. PW'nin genliği, 50 km'de Kuzey Kutbu'nda en büyüktür, ancak her iki yarım küredeki tüm yüksekliklerde değişen derecelerde görülebilir. Girdap GPH, girdap fazı bilgisinden bağımsızdır; ancak, siyah faz çizgilerinin negatif girdap GPH ile birlikte yerleştirilmesini bekliyoruz. Aslında, mezosferik kutupsal girdaplar genişken ve kutbu çevreliyor (Şekil 2'deki siyah konturlarda görüldüğü gibi) 6), maksimum vorteks frekansının boylamı (kalın siyah çizgiler), negatif girdap GPH ile çakışan, NH'de SW-NE ve SH'de GD-NW'ye yönelik meridyonel eksen boyunca uzanır. Bağımsız GPH verileri ile girdap tanılaması arasındaki bu karşılaştırma, kutupsal girdap tanımlama sonuçlarının ortalama anlamda sağlam olduğuna dair güven verir. İklimsel PW1 modelleri ve batıya doğru eğimli girdap yapıları iyi bilinirken, burada gösterilen 75 km'de girdap boylamı tercihi yenidir. Faz çizgileri, her iki yarım kürede 75 km'ye yakın kutup girdaplarının, enlemin bir fonksiyonu olarak değişen tercih edilen boylam sektörlerinde oluşma eğiliminde olduğunu gösterir. Yüksek enlemlerde, mezosferik kutup girdapları Amerikan sektöründe kalma eğilimindedir, ancak bu boylam tercihi daha düşük enlemlerde batıya doğru kayar.spiraller 50 ve 75 km'de NH'de SW ‐ NE ve SH'de GD ‐ NW yönünde. Sarmal desenlerin kendileri de yükseldikçe değişir; bu, artan yükseklik ile birlikte kutup girdaplarının batıya doğru eğimini yansıtır. Vorteks içindeki zemin tabanlı ölçümler öncelikliyse, aletler mümkün olduğunca siyah spirallere yakın yerleştirilmelidir, konumun ilgili yüksekliğe bağlı olarak değişeceği unutulmamalıdır.

MLS kışının kutupsal grafikleri, SH (sol sütun) ve NH (sağ sütun) 'de birden fazla irtifa seviyesinde girdap (eksi bölgesel ortalama) GPH (renk dolu) anlamına gelir. Haritalar 25, 50, 75 ve 90 km yakınında (aşağıdan yukarıya) verilmiştir. 90 km'de kontur aralığı, alt seviyelerdekinin yarısı kadar büyüktür. Kalın siyah çizgiler, vorteks oluşum frekansının enlemin bir fonksiyonu olarak maksimize edildiği (frekansın% 20 ile% 95 arasında olması koşuluyla) olarak tanımlanan vorteks fazını belirtir. Polar girdap fazı Şekil alınır 5 ve dayanır ψyöntem 25 ve 50 km'de ve CO gradyan algoritmasında 75 km'de. Haritalar, Greenwich Meridyeni'nin SH'deki (sol sütun) her panelin üstüne ve NH'deki (sağ sütun) aşağıya doğru yönlendirileceği şekilde yönlendirilir. NH = Kuzey Yarımküre; SH = Güney Yarımküre; MLS = Mikrodalga Uzuv Sireni; GPH = jeopotansiyel yükseklik.

90 km'de, ortalama PW1 paternleri zayıftır (daha düşük rakımlara kıyasla ± 0,4 km'lik daha küçük menzile dikkat edin), ancak özellikle SH'de görünür olmaya devam ediyor. Sabit PW1'in yukarı doğru genişlemesi, kısmen boylama bağlı (ağırlıklı olarak batıya doğru) GW sürüklemesinden kaynaklanıyor olsa da (Smith, 1996 , 1997 , 2003 ), ortalama bölgesel rüzgarın hemisferik farklılıklarının (bölgedeki daha güçlü doğuya doğru bölgesel akış) SH) kış mezosferinde, güney kış mezosferinde PW1'in dikey yayılımını destekler.

Stratosferdeki ve mezosferdeki kutupsal girdapları tanımlamak için farklı yöntemler kullanılır. Stratosferik kutupsal girdaplar, Harvey ve diğerleri tarafından açıklanan akış işlevi tabanlı algoritma ile tanımlanır. ( 2002 ; bundan sonra H02 olarak anılacaktır ). Bu algoritma, meteorolojik yeniden analizlerden elde edilen sıcaklık, basınç ve yatay rüzgarlar hakkında bilgi gerektirir. Stratosferik girdap tanımlama işleminin ilk adımında, sıcaklık, basınç ve yatay rüzgar bileşenleri, izantropik yüzeylere doğrusal olarak enterpolasyonludur. İzantropik yüzeyler 300 K (~ 10 km) ile 4600 K (~ 75 km) arasında değişir ve 2–3 km dikey çözünürlük elde etmek için aralıklıdır. Ardından akış fonksiyonu (ψ) ve gerinim / dönme ( Q ) parametresi (örneğin, Haynes,1990 ) hesaplanır. Daha sonra hem rüzgar hızı hem de Q , ψ izolinlerinetrafına entegre edilir. Bu ψ hatları S işareti değiştirir (dönme iç hakim ve gerilme dışında hakim olacak şekilde) haline girdap kenar adaylar . Vorteks kenarı daha sonraen hızlı rüzgar hızına sahip ψ aday izolinolarak atanır. H02 algoritması, üst troposferik subtropikal jet artık sonuçları kirletmeyecek şekilde değiştirildi. Yani 500 K'nin (~ 20 km) altında ekvatora doğru sınır 40 ° enlemdir (15 ° yerine)

Bu çalışma boyunca ψ girdap tanımlama yöntemi, Araştırma ve Uygulamalar için Modern Çağ Retrospektif analizi sürüm 2'den MERRA ‐ 2 Bosilovich vd 2015 Molod vd. 2015 meteorolojik verilere uygulanmıştır . M2I6NVANA koleksiyonundaki 6 saatlik anlık üç boyutlu analiz edilen meteorolojik alanlar bu çalışmada kullanılmıştır. Veriler Dünya yüzeyinden 0,01 hPa'ya (~ 75 km) uzanan 72 model seviyesinde 0,5 ° enlem 0,625 ° yatay çözünürlükle günde 4 kez sağlanır Global Modeling and Assimilation Office 2015 . Bu yeniden analiz yarı-iki yılda bir salınımın geliştirilmiş bir temsiliyle sonuçlanan değiştirilmiş bir GW sürükleme parametreleştirmesine sahiptir Coy ve diğerleri, 2016 Molod ve diğerleri 2015 Ayrıca üst stratosfer ve alt mezosferdeki dinamikleri daha iyi sınırlandırmak için Ağustos 2004'ten başlayarak (Gelaro ve diğerleri 2017 ) Mikrodalga Uzuv Siren (MLS) sıcaklığını ve 5 hPa'nın üzerindeki ozonu asimile eder. Başlangıçta stratopoza yakın MERRA ‐ 2 sonuçlarını, aralarında MERRA (Rienecker vd 2011 ) Avrupa Orta Menzilli Hava Tahminleri Merkezi Ara Dönem yeniden analizi (ERA ‐ I, Dee et al 2011 ) Japon 55 yıllık Reanalizi (JRA ‐ 55 Kobayashi ve diğerleri 2015) ve Ulusal Çevresel Tahmin Merkezlerinin İklim Tahmin Sistemi Yeniden Analizi (CFSR) ve İklim Tahmin Sistemi, sürüm 2'den (CFSv2 Saha ve diğerleri 2010 2014 ) birleştirilmiş veri kayıtları . Bu yeniden analiz sistemlerinin ayrıntıları, asimile edilmiş gözlemlerin kapsamlı bir listesi ve zaman içinde modellerde yapılan değişiklikler dahil olmak üzere yukarıdaki referanslarda verilmiştir

İlk olarak (1) ψ yönteminin sağlam olduğunu ve (2) yukarıda bahsedilen meteorolojik yeniden analizlerin, çok yıllık ortalama kutupsal vorteks oluşum sıklığı ve 2005-2015 boyunca enlem boyutuna göre stratopozda genel olarak uyumlu olduğunu gösteriyoruz. Şekil 1 Kuzey Yarımküre NH ve (b) Güney Yarımküre SH'de beş yeniden analiz veri setinde coğrafi enlem ve yılın 1 hPa'da bir fonksiyonu olarak çok yıllı (2005–2015) ortalama kutupsal girdap frekanslarını (renkli konturlar) göstermektedir. Şekil 1'i oluşturmak için önce vorteks işaretçisinin bölgesel olarak ortalamasını alıyoruztarlada her gün ve ardından her mevsimde ortalama 13 yıl günlük kuşak anlamına gelmektedir. Sayısal olarak, günlük 3-B girdap işaretleyici alanı, girdabın içinde (dışında) bulunan her ızgara noktasına 1 (0) değeri atanacak şekilde tanımlanır. Örneğin tek bir ızgara noktasında 13 yıllık bir ortalama değer 0.8 ise bu o ızgara noktasında% 80'lik bir girdap frekansına dönüşür. Bu nedenle, bu çalışma boyunca girdap oluşum frekansı, belirli bir enlem bandında (bölgesel araçlar için) veya belirli bir ızgara noktasında girdabın mevcut olduğu sürenin yüzdesi olarak tanımlanır. MERRA ‐2 bölgesel ortalama rüzgarlar, dinamik bağlam sağlamak ve bu irtifada% 50 frekans konturlarının maksimum rüzgar hızlarıyla nasıl çakıştığını göstermek için ince siyah çizgiler kullanılarak arka planda şekillendirilir. Üst stratosferdeki bu yükseklikte, her iki yarım kürede de vorteks oluşum tarihinin yeniden analizleri arasında mükemmel bir uyum vardır. Bu yükseklikte, beş yeniden analiz veri kümesinin hepsinde Kuzey Kutbu girdabı tipik olarak 9 Eylül'de ve Antarktika girdabı 6 Mart'ta oluşur. Girdap enlem kapsamının ve süresinin evriminde beş yeniden analiz arasında iyi bir genel uyum vardır. Kutup girdapları en çok CFSR / CFSv2'deki kutup enlemleriyle sınırlı olma eğilimindedir ve MERRA-2'de daha düşük enlemlerde bulunur ve bu farklılıklar, PNJ'nin ortalama enlemindeki (gösterilmemiştir) küçük (1 ° -2 °) farklılıklarla tutarlıdır. ) MERRA‐ 2 (kırmızı)% 50 girdap frekans çevriti, diğer dört yeniden analizden% 5-10 daha fazla ekvatora doğru uzanır, bu tanımlama algoritmasının yatay rüzgarlardaki küçük farklılıklara olan hassasiyetini yansıtır. Kuzey Kutbu girdabının dağılma tarihinde 5 günlük bir yayılma ve Antarktika girdap kırılma tarihinde 3 günlük bir yayılma vardır (girdap frekansları sıfıra gittiğinde, gösterilmemiştir) Bununla birlikte, girdap kırılma tarihinde önemli miktarda yıllar arası değişkenlik vardır, bu nedenle burada gösterilen küçük farklılıklar, yıldan yıla girdap uzun ömürlülüğündeki mutabakatı temsil etmek zorunda değildir. Bu sonuçlar, tüm bu yeniden analiz veri setlerinin 2005–2015 döneminde stratopozda vorteksin çok yıllık ortalama mevsimsel evrimini yeterince yakaladığını göstermektedir. Bu çalışmanın geri kalanı için, girdap kırılma tarihinde önemli miktarda yıllar arası değişkenlik vardır, bu nedenle burada gösterilen küçük farklılıklar, yıldan yıla girdap uzun ömürlülüğündeki mutabakatı temsil etmek zorunda değildir. Bu sonuçlar tüm bu yeniden analiz veri setlerinin 2005–2015 döneminde stratopozda vorteksin çok yıllık ortalama mevsimsel evrimini yeterince yakaladığını göstermektedir. Bu çalışmanın geri kalanı için, girdap kırılma tarihinde önemli miktarda yıllar arası değişkenlik vardır, bu nedenle burada gösterilen küçük farklılıklar yıldan yıla girdap uzun ömürlülüğündeki mutabakatı temsil etmek zorunda değildir. Bu sonuçlar tüm bu yeniden analiz veri setlerinin 2005–2015 döneminde stratopozda vorteksin çok yıllık ortalama mevsimsel evrimini yeterince yakaladığını göstermektedir

Çok yıllı (2005–2015) (a) NH ve (b) SH'de farklı beş yeniden analiz veri setinde coğrafi enlem ve yılın 1 hPa (~ 50 km) gününün bir fonksiyonu olarak kutupsal vorteks frekansı (renkli çizgiler) ortalama: MERRA, MERRA ‐ 2, ERA ‐ Interim, JRA ‐ 55 ve CFSR / CFSv2. Polar girdap frekansları dayanmaktadır ψtanımlama yöntemi ve konturlar, vorteksin% 50 oranında mevcut olmasına karşılık gelir. NH'deki aylar, kış her iki panelin ortasında olacak şekilde kaydırılır. MERRA ‐ 2 bölgesel ortalama rüzgarlar, arka planda ince siyah kontur çizgileriyle her 20 m / sn'de bir konturludur. X kene etiketleri her ayın 15'indedir. NH için üstte ve SH için altta X işareti görünür. NH = Kuzey Yarımküre; SH = Güney Yarımküre; MERRA = Araştırma ve Uygulamalar için Modern Çağ Retrospektif analizi; CFSR = İklim Tahmin Sistemi Yeniden Analizi; CFSv2 = İklim Tahmin Sistemi, sürüm 2.

Yeniden analiz veri setleri henüz mezopoza kadar sağlam veriler sağlamadığından, mezosferik girdaplar Harvey ve diğerleri tarafından açıklanan CO gradyan yöntemi ile tanımlanır. ( 2015 ). Burada sunulan çalışma için CO, Ağustos 2004'ten günümüze kadar uzanan ve her gün dünyayı kaplayan ~ 3,500 dikey profil sağlayan MLS veri kaydından elde edilir (Waters ve diğerleri, 2006 ). 3.150'den az profile sahip günler (beklenen sayının% 90'ı) atlanır (bkz. Https://mls.jpl.nasa.gov/cal/index.php gün takvimi için). Bu çalışma için, mezosfer boyunca en yeni sürüm 4 karbon monoksit (CO) ve jeopotansiyel yükseklik (GPH) verilerini kullanıyoruz. GPH ve sıcaklık verileri, 118 ve 234 GHz'deki mikrodalga termal oksijen emisyonlarından alınır. Sürüm 4.2 GPH veri ürünleri, önceki sürümlere benzer (Livesey ve diğerleri, 2017 ); sürüm 2.2 ürünleri Schwartz ve ark. ( 2008 ). GPH, alınan sıcaklığın dikey olarak entegre edilmesiyle elde edildiğinden, dikey çözünürlük iyi tanımlanmamıştır. Bununla birlikte, mezosferde sıcaklık verilerinin dikey çözünürlüğü 6–10 km'dir (Livesey vd., 2017). Bireysel GPH profilleri için kesinlik (ve doğruluk) tahminleri 1 hPa'da 45 m (+100 m) ile 0,001 hPa'da 110 m (−450 m) arasında değişir (Livesey et al., 2017 ). GPH verileri, hem yükselen hem de alçalan düğümler için ızgaralıdır ve gelgit etkilerini azaltmak için iki düğümün günlük ortalaması alınır. Daha sonra günlük ortalama GPH alanlarından jeostrofik rüzgarları hesaplıyoruz (örneğin, Holton, 2004 , denklem (3.11)). Bölgesel ortalama bölgesel rüzgarlar için kesinlik tahminleri 0.01 hPa'da (~ 80 km) 2 m / s'dir. CO, 240 GHz bandında tespit edilen ışımalardan alınır ve Pumphrey et al. ( 2007 ) ve Livesey ve ark. ( 2008 ). Mezosferde, CO verilerinin dikey çözünürlüğü 5–7 km'dir ve Livesey et al. ( 2017)% 20-50 pozitif önyargıya işaret eder, önceki sürümlere göre hafif bir gelişme (Froidevaux ve diğerleri, 2006 ). Vorteks tanımlama yöntemi yatay CO gradyanlarına dayandığından, bu sapmanın etkisi minimumdur. MLS CO ve GPH verileri, sırasıyla 0,0046 (~ 85 km) ve 0,001 hPa (~ 90 km) 'ye kadar bilimsel çalışmalarda kullanılmak için yeterli kalitededir. Bu çalışma için, GPH ve CO verileri, MLS bilim ekibi tarafından sağlanan kesinlik, durum, kalite ve yakınsama eşiği değerleri kullanılarak filtrelenmiştir (Livesey vd., 2017 ).

Kutupsal kış stratosferinde ve mezosferde, yüksek CO girdaba iner (örneğin, Engel ve diğerleri, 2006 ; Huret ve diğerleri, 2006 ) ve girdap kenarında büyük yatay gradyanlar (örneğin, Allen ve diğerleri, 1999 ) . Mezosferdeki girdabı tanımlayan CO gradyan yöntemi, girdap kenarını, CO gradyanlarının eşdeğer enlemin bir fonksiyonu olarak maksimize ettiği yer olarak tanımlar (elat, Harvey ve diğerleri, 2015 ). Yaygın olarak kullanılan Nash ve ark. ( 1996) potansiyel vortisiteye dayanan stratosferik girdabı ortaya çıkarmak için algoritma, ancak CO gradyan yöntemi bir rüzgar hızı kriteri empoze etmemektedir. Burada kullanılan kimyasal tanım, 50-80 km rakım aralığında günlük MLS CO alanlarına uygulanmıştır ve her iki yarım küredeki mezosferik kutupsal girdapların coğrafi konumu, MLS veri kaydının her gününde rakımın bir fonksiyonu olarak arşivlenmiştir. (> 13 yıl).

Ψ ve CO gradyan girdap kimlik algoritma midwinter içinde Stratopoz yakınında mükemmel uyum içindedir (Harvey ve diğerleri., 2015 ). Stratosferde CO gradyan yöntemi, ψ yöntemine göre girdap için daha muhafazakar (daha küçük) bir tahmin sağlar ve McDonald ve Smith'in ( 2013 ) algoritmasına benzer seyreltilmemiş vorteks çekirdek havasını güvenilir bir şekilde tanımlar , ancak kenar havasını değil. Mezosferde ψ yöntemi, daha muhafazakar (daha küçük) girdap tahminiyle sonuçlanma eğilimindedir. Bunun nedeni, ara sıra ciddi şekilde sivrilen mezosferik bir girdapla sonuçlanan ikincil yüksek enlem jet akımlarının ortaya çıkmasıdır.üst seviyelerde. Bununla birlikte, CO gradyan yaklaşımı, subtropiklerde güçlü, kalıcı jet akımlarıyla çakışan bir mezosferik girdap kenarıyla sonuçlanma eğilimindedir. Genel olarak, eser gazlardaki en büyük yatay gradyanlarla aynı yerde bulunduğundan, subtropikal girdap kenarının mezosferde doğru olduğunu düşünüyoruz.

Bu çalışmada sunulan sonuçlarda ψ yöntemi genellikle stratosfer boyunca girdabı tanımlamak için kullanılır ve mezosferde CO gradyanı yöntemi kullanılır. 60 km'nin üzerinde, CO gradyan yöntemine dayalı olarak vorteks frekanslarına daha fazla güveniyoruz. Bu Harvey ve ark. ( 2015 ), 60 km'nin altındaki ψ yönteminden yukarıdaki CO gradyan yöntemine geçmeyi öneriyor . Bunun nedenleri iki yönlüdür: bir analiz tekrarı rüzgarlarda (1) belirsizlikler yüksekliği ile artar ve (2) çift püskürtme yapıları yaygındır ve kontamine ψ merkezli algoritması. Yani, sonbahar ekinoksundan ilkbahar ekinoksuna kadar, CO gradyan yöntemi genellikle 0,1 hPa'da (~ 65 km) ve üzerinde kullanılır. Ancak, ψyöntem, düşme ekinoksundan önce ve bahar ekinoksundan sonra, CO pasif izleyici olarak kabul edilemediğinde 0.1 hPa'nın üzerine uzanır ve ψ yöntemi, yüksek CO henüz aşağıya taşınmadığı zaman girdap oluşumu sırasında ~ 75 km'ye kadar uzanır.

Bu son nokta, iki farklı vorteks tanımlama yöntemi kullanılarak her iki yarım kürede irtifa fonksiyonu olarak vorteks oluşumunun ortalama tarihini gösteren Şekil 2'de gösterilmektedir. Daireler, ψ tanımlama yöntemine göre girdap oluşum tarihini gösterir . Elmaslar, her yükseklikte, kutupsal girdapların CO gradyan algoritması kullanılarak başarıyla tanımlandığı tarihi gösterir. Daireler, hem Kuzey Kutbu hem de Antarktika kutup vortekslerinin ilk olarak sonbahar ekinoksundan yaklaşık 10 gün önce 60 km civarında gözlemlendiğini ve yaklaşık 1 hafta boyunca hem yukarı hem aşağı doğru hızla uzadığını gösteriyor. X çevreleri ve elmas arasındaki ofset ekseni girdap oluşumu takip eden bir zaman aralığı (göre olduğunu belirtirψ yöntemi) CO gradyan algoritması girdabı başarıyla tanımlamaya başlamadan önce. Bu gecikme 75 km'de 2 hafta ile 45 km'de 2 ay arasında değişir ve sonbaharın başlarında oluşum sırasında girdabın kimyasal tanımına dayalı çalışmaları engeller. Bu gecikme süresinin bir sonucu olarak, yalnızca sonbaharın sonlarında (NH'de Ekim ve Kasım ve SH'de Nisan ve Mayıs) CO gradyan tabanlı girdap frekanslarını gösteriyoruz. Bu çalışmada 60 km'nin altındaki CO gradyan algoritmasına dayalı sonuçları göstermemekle birlikte, bu şekil, diğer çalışmalarda yapıldığı gibi, kış ortası boyunca 30 km'ye kadar CO gradyanları kullanarak girdabı belirlemenin mümkün olduğunu göstermektedir ( örneğin, Funke ve diğerleri, 2017 )

NH (mavi) ve SH'de (kırmızı) ψ tanımlama yöntemine (daireler) dayalı bir irtifa fonksiyonu olarak girdap oluşum gününün (sonbahar Ekinoksuna göre) grafiği . Elmaslar, CO gradyan algoritmasının girdabı başarıyla ortaya çıkardığı ilk günü gösteriyor. Hem daireler hem de elmaslar burada, 80 ° enlemde girdap frekanslarının% 5'i aştığı gün olarak tanımlanmıştır. NH = Kuzey Yarımküre; SH = Güney Yarımküre.

Kutup girdapları, atmosferik dalgaların yayıldığı arka plan rüzgar alanını şekillendirerek atmosferi yerden yere dikey olarak bağlamada merkezi bir rol oynar. Bu çalışma, önceki kutupsal girdap klimatolojilerinin dikey aralığını üst mezosfere doğru genişletiyor. Mezosferik polar girdaplar, CO gradyan yöntemi kullanılarak tanımlanırMikrodalga Uzuv Siren uydu verileriyle; stratosferik kutupsal girdaplar, meteorolojik yeniden analizlerden elde edilen verilerle akış işlevine dayalı bir algoritma kullanılarak tanımlanır. İki vorteks tanımının güçlü ve zayıf yönlerinin yanı sıra her bir tanımın ne zaman, nerede ve neden kullanılacağına dair tavsiyeler de verilmektedir. Kış ortası mezosferindeki ortalama girdap geometrisi, geniş bir üst ve dar bir tabana sahip Arktik'te şekillendirilmiş bir huni şeklindedir. Antarktika mezosfer girdabı, kışın başlarında yükseklikle daralır ve kışın sonlarında yükseklikle genişler. Her iki yarım kürede mezosferik vorteks oluşum sıklığı, boyutu ve bölgesel simetrinin mevsimsel evrimi sunulmaktadır. 60 km'nin üzerindeki beklenmedik davranış, özellikle ani stratosferik ısınmaların olmadığı kışları takiben her iki yarım kürede de geç dönem girdap genişlemesini içerir. Aşırı stratosferik rahatsızlıkların ardından mezosferdeki kutupsal gece jeti güçlenir ve kutuplara doğru kayar, bu da büzülen mezosferik bir girdapla sonuçlanır. Genel olarak, mezosferik kutupsal girdaplar, iki yarım küre arasında, stratosferik benzerlerinden daha benzerdir. Burada sunulan vorteks klimatolojisi, en yüksek iklim modellerinde mezosferik kutupsal vortekslerin değerlendirilebileceği gözlemsel bir referans görevi görür.

Kutupsal kış ortası atmosferindeki sirkülasyon, azalan güneş ışınımının bir sonucu olarak oluşan büyük bir çevresel girdap tarafından yönetilir (Schoeberl & Hartmann, 1991 ). Bu kutupsal girdap ölçek olarak yarı küreseldir ve her iki yarım kürede de kış boyunca devam eder. Son on yılda, rahatsızlıklardan kış kutupsal girdaplara kadar olan etkilerin hem yukarı doğru iyonosfere hem de aşağıya Dünya yüzeyine kadar izlenebileceği yaygın olarak kabul edildi. Örneğin, ani stratosferik ısınma (SSW) olayları (Butler vd., 2017 ; Charlton ve Polvani, 2007 ) kıtalar üzerinde kış mevsiminde meydana gelen soğuk hava salgınlarının sıklığının artmasıyla bağlantılıdır (örneğin, Baldwin ve Dunkerton, 2001; Thompson ve diğerleri, 2002 ; Waugh ve diğerleri, 2017 ), mezosferik soğutma (Azeem ve diğerleri, 2005 ; Cho ve diğerleri, 2004 ; Labitzke , 1972 ; Siskind ve diğerleri, 2005 ), termosferik sıcaklık değişiklikleri (örneğin, Goncharenko ve Zhang, 2008 ; Kurihara ve diğerleri, 2010 ; Liu ve diğerleri, 2011 ; Walterscheid ve diğerleri, 2000 ) ve iyonosferdeki anormallikler (örneğin, Chau ve diğerleri, 2012 ; Goncharenko, Chau ve diğerleri, 2010 ; Goncharenko, Coster , vd., 2010 ; Goncharenko vd., 2013 ; Pedatella vd., 2018). Stratosferik kutupsal girdaplar kapsamlı bir şekilde belgelenirken (örneğin, Baldwin & Holton, 1988 ; Gimeno ve diğerleri, 2007 ; Harvey ve diğerleri, 2002 ; Manney ve diğerleri, 1994 ; Matthewman ve diğerleri, 2009 ; Mitchell ve diğerleri. , 2011 ; Schoeberl vd., 1992 ; Scott, 2016 ; Waugh, 1997 ; Waugh & Polvani, 2010 ; Waugh & Randel, 1999 ), burada mezosferik kutupsal girdapların ilk küresel klimatolojisini sunuyoruz. Kutupsal girdap, alt ve orta atmosferin termosfer ve iyonosfere yukarı doğru bağlanmasında ikili bir rol oynar. Stratosfer ve mezosfer boyunca, vorteks kenarındaki kutup gece jetinin (PNJ) şekli ve gücü, troposferde oluşan yerçekimi dalgalarının (GW'ler) yayılmasını, kırılmasını ve kritik düzeyde filtrelenmesini etkiler (Dunkerton & Butchart, 1984 ; Smith, 1996 , 1997 ). Öte yandan, girdap aynı zamanda orta atmosferdeki GW'lerin bir kaynağıdır (örneğin, Gerrard ve diğerleri, 2011 ; Plougonven ve Zhang , 2014 ; Sato ve Yoshiki, 2008) termosfere yukarı doğru yayılan veya kış mezopoz bölgesinde kırılan (Becker & Vadas, 2018 ). Bu rekabet eden süreçler, GW'lerin yerel, bölgesel ve küresel ölçeklerde spektrum ve yayılma özelliklerini etkileyen ve sonuç olarak GW'lerin enerjilerini dağıtırken depoladıkları son derece değişken bir senaryo üretir. Bu işlemlerin termosfer ve iyonosfer üzerindeki etkileri anlaşılmamıştır. Simülasyonlar, zayıf kutupsal vorteks koşullarının (örneğin, SSW'ler sırasında) termosferdeki GW aktivitesindeki çarpıcı bir artışla ilişkili olduğunu göstermektedir (Yiğit ve diğerleri, 2014 ; Yiğit ve Medvedev, 2012). Bununla birlikte, gözlemler, gündüz orta ölçekli seyreden iyonosferik rahatsızlıkların aslında kutupsal girdap zayıflaması dönemlerinde bastırıldığını göstermektedir (Frissell ve diğerleri, 2016 ). Troposferden ve stratosferden kaynaklanan dalgalar, mezosferik girdabın çevresi ile ilişkili jet akımından geçmesi gerektiğinden, ortalama özelliklerinin anlaşılması, GW'lerin termosfer ve iyonosferin enerji ve dinamiklerine hâkim katkılarının daha iyi anlaşılması açısından oldukça önemlidir. Kutupsal girdaplar ayrıca Dünya'nın atmosfer-iyonosfer sisteminin aşağı doğru birleşmesinde önemli bir rol oynar. Mezosfer-alt-termosferde (MLT), enerjik parçacık çökeltmesi (EPP) ile üretilen nitrojen oksitleri (NO x = NO + NO 2 ) taşımak için girdapta iniş veya karıştırma (Fisher ve diğerleri, 1993 ) gereklidir . stratosfere termosfer (Meraner ve Schmidt, 2016 ; Randall ve diğerleri, 2015 ve oradaki referanslar). EPP Dolaylı Etkisi (EPP IE, Randall ve diğerleri, 2006 ) olarak bilinen bu süreç kapsamlı bir şekilde gözlemlenmiştir (örneğin, Bailey ve diğerleri, 2014 ; Callis ve diğerleri, 1998 ; Hendrickx ve diğerleri, 2015; Natarajan ve diğerleri, 2004 ; Randall ve diğerleri, 2005 , 2007 , 2009 ; Rinsland ve diğerleri, 1996 ; Russell ve diğerleri, 1984 ; Siskind ve diğerleri, 1997 , 2000 ; Smith ‐ Johnsen ve diğerleri, 2017 ve buradaki referanslar). Kutupsal girdap, EPP ‐ NO x'i sınırlandırması bakımından bu süreçte önemli bir rol oynar.kimyasal ömrünün uzun olduğu ve stratosfere inişin mümkün olduğu kutup gece koşullarındaki yüksek enlemlere. Kutupsal girdaplar EPP IE için gerekli olduğundan, burada, EPP IE'nin meydana geldiği mezosferik yükseklik aralığı boyunca girdabın yapısını ve değişkenliğini belgelemeye çalışıyoruz. Mezosferin Arktik girdabın gücü EPP-NO miktarı ile doğrudan ilişkili olduğu x kutup kış stratosfere bu iner (Randall ve ark., 2007 ). 2004, 2006, 2009, 2010, 2012 ve 2013'teki Kuzey Kutbu Ocakları, uzun süreli SSW olaylarına (Kishore ve diğerleri, 2016 ; Limpasuvan ve diğerleri, 2016 ) sahipti, bu sayede olağandışı gezegen dalgası (PW) ve GW filtrelemesi bir meteorolojik oluşturmak için devam etti. MLT rejiminde 2004'ten önce belgelenmemişti. Uzatılmış stratosferik doğu dönemlerinin, batı fazı hızlarına sahip GW'lerin mezosfere yayılmasına ve kırılmalarına izin verdiği ve burada, üst mezosfer (Hauchecorne ve diğerleri, 2007; Manney ve diğerleri, 2005 , 2009 ; Siskind ve diğerleri, 2007 , 2010 ). Bir SSW'den sonra daha düşük irtifalarda güçlü bir kutup girdabının restorasyonu, daha sonra GW'lerin normal irtifalardan daha yükseklerde kırılmasına ve üst mezosferdeki kalıntı sirkülasyonun alçalan dalını yoğunlaştırmasına izin verir. Güçlü soy, büyük miktarlarda küçük türleri stratosfere taşır (örneğin, Clilverd ve diğerleri, 2006 ; Hauchecorne ve diğerleri, 2007 ; Kvissel ve diğerleri, 2012 ; Lee ve diğerleri, 2011 ; Randall ve diğerleri, 2009 ; Siskind ve diğerleri, 2007 ; Smith ve diğerleri, 2011 ) ve ayrıca bir80 km civarında adyabatik ısınmaya bağlı yüksek stratopoz (ES) (örn., Manney ve diğerleri, 2008 ). Mezosferdeki güçlü kutupsal girdap ve buradaki artan iniş, polar MLT'yi alt stratosfere etkili bir şekilde bağlar. Mezosferik kutupsal girdabın gücü, daha sonra, ilk olarak atmosferin jeoetkinliğini yukarıdan güneş girdilerine göre sıralamayı belirler. Küresel iklim modelleri (GCM'ler) bu etkileri hafife almaktadır (Funke vd., 2017 ; Hendrickx vd., 2017 ; Holt vd., 2013 ; Orsolini vd., 2017 ; Randall vd., 2015 ; Sheese vd., 2013 ) ve optimum performans, modeller gözlemlerle mezosfer yükseklikleriyle sınırlandırıldığında ortaya çıkar (Pedatella vd., 2014 ; Sassi vd., 2018 ; Siskind vd., 2015 ). Gerçekten de, GCM'ler genellikle gözlemlerle tutarlı olmayan 70-80 km'nin üzerindeki kış bataklıklarının tersine dönmesini simüle eder (örneğin, Smith, 2012Şekil 2'ye bakın). Bu, yapay batıya doğru GW sürüklenmesinden ve Becker ve Vadas'a ( 2018 ) göre, ikincil GW'lerden yaklaşık 100 km doğuya doğru GW sürüklenmesinden kaynaklanmaktadır. Burada, bu aşırı GGB'ler sırasında mezosferdeki girdap özelliklerinin nicel bir tahminini sağlıyoruz. Burada sunulan vorteks klimatolojisi gözlemlere dayandığından, yüksek tepeli GCM'lerde mezosferik vorteksin değerlendirilmesi için bir kriter sağlar. Bu nedenle bu çalışma, EPP IE simülasyonundaki eksik tahminlerin mezosferik girdap simülasyonundaki tutarsızlıklardan kaynaklanıp kaynaklanmadığını anlamaya katkıda bulunur. Bu çalışmanın ele aldığı sorular şunlardır: Mezosferik kutup girdaplarının ortalama konumu, boyutu ve uzun ömürlülüğü nedir? Mezosferik kutupsal girdaplar mevsimsel olarak nasıl değişir ve hemisferler arasında nasıl farklılık gösterir? Stratosferdeki mezosferik girdap ve PW'ler arasındaki ilişki nedir? Bu makale aşağıdaki şekilde yapılandırılmıştır: Bölüm 2 , stratosfer ve mezosferdeki kutupsal girdapları tanımlamak için kullanılan algoritmaları ve veri setlerini açıklamaktadır. Burada, birkaç farklı yeniden analiz ürününün polar vorteks çalışmaları için uygun olduğunu gösteriyoruz. 3. BölümKutupsal girdap oluşum frekansının mevsimsel ortalama enlem-yükseklik ve boylam-yükseklik yapılarını sunar, sonuçları önceki iklim bilimleriyle karşılaştırır ve girdap iklimolojisini her zamankinden daha yüksek irtifalara genişletir. Stratopause'dan ~ 80 km'ye kadar değişen irtifa seviyelerini vurgulayarak, girdap oluşum sıklığının yıllık döngüleri gösterilmektedir. Mezosferik vorteks klimatolojisini CO dağılımlarının ve rüzgar alanının evrimine bağlamak için çaba gösterilmektedir. Sonuçlar 4. bölümde verilmektedir .

Küresel Nötr ve İyon Kutuplu Rüzgar Karakteristikleri

İdealleştirilmiş bir manyetik fırtınanın güneye doğru IMF koşullarında simülasyonu, nötr kutup rüzgarının üç boyutlu doğasını daha iyi anlamak için parçacık çökelmesi, konveksiyon elektrik alanları ve yük değişimi dikkate alınarak gerçekleştirildi. İdealleştirilmiş manyetik fırtına Şekil 4'te gösterilmektedir. Fırtına süresi, 50 dakikalık yükselme süresi ve 50 dakikalık bozulma süresiyle 100 dakikaydı. Fırtına başladığında Kp değerinin sıfır olduğu ve fırtınanın zirvesinde Kp değerinin 6 olduğu varsayıldı. Fırtına başladığında IMF'nin büyüklüğü 4 nT olarak alındı, fırtınanın zirvesinde 6 nT'ye ulaştı ve ardından 4 nT'lik prestorm değerine geri döndü. IMF'nin açısı fırtınanın başlangıcı sırasında 180 ° veya güneye doğru alındı; daha sonra fırtına dinerken güneye dönmeden önce, fırtınanın zirvesinde 135 ° döndürülerek pozitif bir By değeri verdi. Güneş rüzgar yoğunluk değerleri 9 cm olarak alınmıştır ^-3 4.7 cm değer düşürme ile, prestorm ^-3 fırtına tepe ve daha sonra 9 cm dönen ^-3fırtınanın ardından. Güneş rüzgârının hızının 350 km / s şiddetli olduğu, fırtına zirvesinde 850 km / s'ye yükseldiği ve fırtına dindiğinde 350 km / s'ye geri döndüğü varsayıldı.

Kp'nin sıfır olduğu güneş rüzgarı için ortalama koşulda başlayan simüle edilmiş manyetik fırtına özelliklerini gösteren bir grafik. Manyetik alan büyüklüğü 4 nT'den 6 nT'ye yükselirken Kp değeri maksimum 6'ya yükselir ve açı güneye doğru pozitif yönde 45 ° 'ye döner. Fırtınanın büyümesi sırasında güneş rüzgarı yoğunluğu azalırken, güneş rüzgarı hızı artmakta, ardından bu değerler prestorm koşullarına geri dönmektedir. Bu parametreler, yüksek enlemli konveksiyon ve yağış için ampirik modellerin çağrılmasında kullanılır.

500 km'deki sınır koşulları, güneş maksimum yaz koşulları için Schunk ve Sojka'dan [1997] (bkz. Şekil 7a ) uyarlanmıştır . 1 x 10 değeri ⁵ cm ^-3 O seçildi ⁺ H ile, yoğunluk ⁺ yanlışlıkla rezonant yük değiştirme reaksiyonu vasıtasıyla yoğunluğu olan dizi (bakınız Gardner ve Schunk'ın [2004] Daha fazla bilgi için). H _s ve O _s değerleriyoğunluklar, yük değişim reaksiyonları ve yerel üretim ve kayıp oranları aracılığıyla belirlenir. Dikey hızlar, açık veya serbest akışlı sınır koşulları veren ikinci dereceden türev sınır koşulları kullanılarak belirlenir ve yatay hızlar, konveksiyon elektrik alanları tarafından belirlenir. Parçacık çökelmesinden dolayı sıcaklıkların yükseldiği auroral oval dışında, iyon sıcaklıklarının alt sınırda (500 km) kutup başlığı boyunca sabit olduğu varsayılmıştır. Basitleştirmek için, sıcaklık artışı elektron enerji akısının sabit bir katı olarak alındı. Bu prosedür titiz değildir, ancak gerçekçi auroral sıcaklıklar sağlar. Elektron sıcaklığı, iyon sıcaklıklarıyla aynı şekilde işlendi, Elektron sıcaklığının, parçacık çökeltme alanlarında iyon sıcaklıklarının iki katı kadar arttığı varsayılması dışında. Yük değişim reaksiyonlarında üretilen nötr atomların, oluştukları ana iyon ile aynı sıcaklığa sahip olması gerektiğinden, nötr polar rüzgarın sıcaklığı iyon sıcaklığı ile aynı kabul edildi.Şekil 5 , mevcut simülasyon için 500 km'deki sıcaklık yapısını göstermektedir. Soldaki şekil, simüle edilmiş manyetik fırtınanın başlangıcından önceki iyonlar ve nötr akış partikülleri için sıcaklık yapısını gösterir ve sağdaki şekil fırtınanın zirvesindeki sıcaklık yapısını gösterir. Prestorm koşulları için ilk ısıtma yaklaşık -150 K'de orta derecededir, ancak fırtınanın zirvesinde ısıtma, -2600 K'lık bir artışla daha yüksektir.

Soldaki grafik, minimum miktarda auroral ısıtmanın olduğu prestorm koşulları için 500 km'de iyon ve nötr akış sıcaklığı yapısını gösterir ve sağdaki grafik, büyük artışı gösteren fırtınanın zirvesindeki 500 km'deki sıcaklık yapısıdır. elektron çökelmesi nedeniyle iyon ve nötr akış sıcaklıklarında.

Yük değişim reaksiyonlarının meydana gelmesi için, iyonların alışverişi yükleyebildiği nötr atomların termal bir arka plan kaynağı olmalıdır. Daha önce belirtildiği gibi, bu simülasyon için arka plan nötr atomları MSIS ampirik modelinden alınır ve 500 km'deki özellikleri Şekil 6'da gösterilmektedir . Arka plan nötr sıcaklığı ve yoğunluğunun, değişim için nispeten uzun zaman sabitleri (1–2 saat) nedeniyle bu simülasyonun 2 saatlik periyodu boyunca sabit olduğu varsayılır ve bu simülasyonda nötr kutupların özellikleriyle ilgilendiğimiz için rüzgar. İrtifaya karşı ilk iyon ve nötr akım özellikleri, Gardner ve Schunk'ın [2004] tek boyutlu modeli kullanılarak hesaplanmıştır. konveksiyon elektrik alanları veya auroral çökeltme olmadığında bu bölgeyi simüle etmek için tek boyutlu çözüm tüm kutup bölgesi boyunca haritalandı.

Jeomanyetik koordinat sisteminde (üst) termal nötr H, (orta) termal nötr O ve (alt) nötr sıcaklıklar için 500 km rakım için MSIS yoğunluğu ve sıcaklık dağılımları. Yoğunluklar log ₁₀ (cm- ³ ) cinsindendir ve sıcaklıklar Kelvins cinsindendir. MP, manyetik kutbun yerini gösterir

Şekil 7 , fırtına simülasyonu sırasında yağış bölgesinin enerji girdisinin ve şeklinin nasıl değiştiğini ve çapraz kutuplu sınır potansiyelindeki artışın simülasyon boyunca modelin tüm parametrelerinin nasıl değiştiğini göstermektedir. . Şekil 7a , enerji girişinin düşük ve ovalin 70 ° ile 80 ° enlem arasında olduğunu gösteren simülasyona 4 dakika içindir, Şekil 7b ise fırtına ve oval dönem boyunca enerji girişinin önemli ölçüde arttığını göstermektedir. enlem olarak 50 ° ile 60 ° arasına genişledi. Şekil 7c , tamamen güneye doğru bir IMF için 35,8 kV'luk bir çapraz kutup baş potansiyeli ile ilk potansiyel modelini göstermektedir ve Şekil 7d manyetik alanın pozitif yönde 45 ° derece döndüğü ve manyetik alanın büyüklüğünün 6 nT'ye yükseldiği simüle edilmiş fırtınanın tepe noktasındaki potansiyel örüntüsünü gösterir ve 112.4 kV'luk bir çapraz kutup potansiyeli verir.

Fırtına gösteren elektron, enerji girdisinin Evrimi (erg / cm ² ler) i (c) prestorm ve (d) bir fırtına tepe noktası için, ilgili potansiyel model (kV) (a) prestorm ve (b) bir fırtına tepe noktası için. Hız vektörleri iyon hızlarını temsil eder ve fırtınanın zirvesinde ∼600 m / s'den ∼1,2 km / s'ye hızdaki artışı gösterir.

Simüle edilmiş manyetik fırtına için iki anlık görüntü Şekil 8'de hem hidrojen iyonları hem de hidrojen akışı parçacıkları için gösterilmektedir. Şekil 8a , simülasyonda 4 dakikada H ⁺ için prestorm yoğunluğunu göstermektedir . Korotasyon, simülasyonun dış kenarlarının yakınında, konveksiyonla birlikte, orta bölgelerde, gündüz-gece-öğlen-gece meridyeninde ∼700 m / s'lik bir akış ile korotasyonla birlikte belirgindir. Nötr termal arka planın temel yapısı, H ⁺ yoğunluklarında belirgindir ve nötr termal H'nin O ⁺ ile yük alışverişi yoluyla H ^{+ 'ya} dönüştürüldüğünü gösterir . Şekil 8b , H'nin yoğunluk ve hız yapısını göstermektedir simüle edilmiş fırtınanın zirvesinde. Konveksiyon hızları önemli ölçüde artmıştır ve maksimum akışlar kutup başlığında ∼1.4 km / sn'dir. Çökeltme ısınması artık manyetik kutbun gece yarısı tarafına doğru belirgindir, burada artan akışlar nedeniyle H ⁺ yoğunlukları tükenir. Şekil 8c , nötr H buhar partikülleri için prestorm profilidir. Yoğunluklar, H ⁺ ve nötr termal O üreten nötr H akışı partikülleri arasındaki yük değişiminden dolayı nötr O yoğunluklarına benzer . Nötr H akışı parçacıkları için maksimum hız , çarpışma kayıpları nedeniyle H ^{+ '} nınkinden biraz daha azdır , ancak ana H ⁺ atomları ile aynı genel hız yapısına sahiptir .Şekil 8d

simüle edilmiş fırtınanın zirvesindeki nötr H akışı partikülleri için yoğunluk ve hız yapısını gösterir. Yine, nötr O yoğunluklarının genel yapısı, nötr H akışı yoğunluklarında belirgindir ve hız yapısı, auroral ısınmaya bağlı olarak nötr H akışı parçacıklarının ek çıkışının neden olduğu basınç gradyanları nedeniyle biraz değiştirilmiştir. Net sonuç, nötr H akışı partiküllerinin, auroral bölgedeki artan yoğunluklar nedeniyle ana iyonlardan ve basınç gradyanlarından gelen momentum aktarımı nedeniyle her yönde hareket etmesidir. Orada da nötr H eklemek diğer işlemler olabilir _ler gibi çarpışma esnek ve esnek olmayan saçılma açısı yayılan tüm yönlerde hareket eden, ancak işlemler hakim muhtemelen yukarıda açıklanan.

(A) H ⁺ prestorm, (b) H fırtına zirvesi, (c) H _s prestorm ve (d) H _s fırtına zirvesi için 1000 km'de 1000 km'de yoğunluk ve hız dağılımları . Yoğunluklar (cm- ³ ), renk çubuğunda gösterildiği gibi bir günlük ölçeğinde çizilir; maksimum yatay hız, her bir grafiğin sağ alt tarafında, rakım sol üstte ve zaman sol altta olacak şekilde gösterilir.

Oksijen iyonları ve nötr oksijen akımı partikülleri için aynı zaman serisi anlık görüntüleri Şekil 9'da gösterilmektedir Isıtma, ağır O türleri için yoğunlukların yapısında çok daha önemli bir faktördür. Şekil 9a O ⁺ iyonları için 4 dakika simülasyonda yoğunluk ve hız yapısını gösterir . Küçük bir artış olmasına rağmen, oval yoğunluk yapısı üzerinde en büyük etkiye sahiptir; bu aynı zamanda O ⁺ atomları için tüm çözelti boyunca uygulanan sabit bir düşük sınır yoğunluğundan kaynaklanmaktadır . H ⁺ hızlarında olduğu gibi, çözümün kenarlarında korotasyon belirgindir ve maksimum öğlen-gece yarısı akış hızları -700 m / s'dir. Şekil 9bfırtınanın zirvesindeki O ⁺ atomlarının yoğunluk ve hız yapısını gösterir, auroral ısınma auroral ovalde O ⁺ yoğunluklarının artmasına neden olur . Şekil 9c prestorm koşulları için nötr O akışı yoğunluğunu ve hız yapısını gösterir. Yine, O ⁺ ile olduğu gibi, auroral ovalde artan yoğunluklarla gösterildiği gibi, ısıtmanın yoğunluklar üzerinde büyük bir etkisi vardır. Şekil 9d fırtınanın zirvesindeki nötr O akışı parçacıklarını göstermektedir. Artan ısınmaya bağlı olarak auroral ovalde artan yoğunluklar, momentum akışına hakim olan basınç gradyan kuvveti nedeniyle hız yapısı değişiklikleri ile birlikte belirgindir

Aynı şekilde , Şekil 8 , ancak (a) O ⁺ prestorm, (b) O ⁺ fırtına piki (c) O _ler prestorm, ve (d) O _s fırtına tepe noktasını gösterir.

Şekil 10 , kutup başlığındaki baskın güneş karşıtı akış ile fırtınanın zirvesindeki öğle-gece yarısı meridyenini kesenleri göstermektedir. Şekil 10a , gece yarısı sektöründe düşük irtifalarda bir ısırık olarak ve daha yüksek irtifalarda bir artış olarak görülen auroral ısınma ile H ⁺ atomları için dikey yoğunluk ve hız yapısını göstermektedir . Şekil 10b , nötr H akışı partikülleri için aynı dikey yapıyı göstermektedir. Gece yarısı sektöründe, auroral oval üzerinde daha düşük rakımlarda yoğunluklarda hafif bir azalma olarak artan dışa akış belirgindir. Şekil 10c , O ^{+ '} nın dikey yapısını gösterir.gün kenarındaki auroral oval üzerinde hafif bir yükselme olan atomlar, kutup başlığı boyunca tersine akış, gece kenarındaki ovalin yakınında alçalan akış ve daha sonra gece kenarındaki oval üzerinde artan çıkışlar. Şekil 10d , nötr arka plan ve jeokoronal H ile O ^{+ 'nın} yük değişiminden kaynaklanan karşılık gelen nötr O akışı partiküllerini gösterir.Artan sıcaklıklar ve yük değişimi, basıncın hakim olduğu hızlara sahip tüm irtifalarda büyük miktarlarda nötr O akışı partikülleri üretmek için birleşir. gradyanlar.

Fırtınanın zirvesindeki (a) H ⁺ , (b) O ⁺ , (c) H _s ve (d) O _s için yoğunluk ve hız yapısını gösteren öğle-gece yarısı meridyeni boyunca dikey kesik . Log yoğunlukları çizilir ve renk çubuğunda (cm ⁻³ ) gösterilir, maksimum hız her grafiğin sağ alt kısmında simülasyon süresi sol altta gösterilir.

Karşılık gelen nötr H kutuplu rüzgar çıkış akıları büyük ölçüde alt sınır koşullarına bağlıdır, ancak 10 ⁹ cm ⁻² s ⁻¹ mertebesindeyken , nötr O kutuplu rüzgar çıkış akıları O ⁺ miktarına bağlıdır. ücret değişimi için mevcut ancak yine de 10 ⁹ cm ⁻² s ⁻¹ veya daha yüksek seviyededir.
Özet ve Sonuçlar

Kuzey ve güney yarım kürelerin kutup başlıkları, nötr ve iyon kutuplu rüzgarlar için itici kuvvetleri sağlamak için bir araya gelen konveksiyon, yağış ve yük değişimiyle oldukça karmaşık, dinamik bir yapı gösterir. Konveksiyon iyonları yönlendirir, çökeltme onları ısıtır ve daha sonra hızlı akan enerjik nötr akış parçacıkları üretmek için arka plan ve jeokoronal atomlarla yük değişim reaksiyonlarına girerler. Nötr akım akışının karmaşıklığı, bu nedenle iyon akışının karmaşıklığıyla kontrol edilir ve bu nedenle, tüm yönlerde ilerleyen akışlarla birlikte nötr akış akışları çok karmaşık olabilir.

Nötr partiküllerin akışları, hem H akışı hem de O akışı partikülleri için ∼10 ⁹ cm ⁻² s ⁻¹ düzeyindedir . Bu, IMAGE uzay aracında LENA cihazı tarafından perigee geçişleri sırasında gözlemlenen akıların gerçekten de nötr akış parçacıkları olduğunu gösterir [ Wilson et al. , 2003]. Perigee geçişleri sırasında, IMAGE uzay aracı 10 km / s hıza ulaşacak ve böylece, uzay aracı hızı nedeniyle ölçülen nötrlerin enerjisindeki görünür artışa bağlı olarak LENA cihazının 0.1–5 eV aralığında nötrleri görüntülemesine izin verecektir. Bununla birlikte, uzay aracının hareketinden kaynaklanan enerjideki artış, LENA cihazının hidrojeni algılaması için yeterli enerji eklemeyecektir ve bu nedenle görüntülenen nötrler büyük olasılıkla nötr O'dur. Simülasyonumuzdaki nötrler her yöne hareket ediyor gibi göründüklerinden, LENA tarafından görüntülenen nötrlerin, yüksek enlem üst taraftaki iyonosferdeki yük değişim reaksiyonlarında oluşturulan nötr akış parçacıkları olduğunu gösterebilir.

Model ızgarası Şekil 2'de gösterilmektedir ve modelin 3 boyutlu yapısını göstermektedir. Radyal koordinatın yükseklik için kullanıldığı ve açısal koordinatların Kartezyen ızgarasına dönüştürüldüğü yarı küresel bir koordinat sistemi kullanılır. Dikey ve yatay uzaysal adımlar sabit 100 km'ye ayarlanmıştır. Modelin dikey genişliği değişkendir ve bu koşu için 500 km'den 5600 km'ye kadardı. Bu çalıştırma için yatay aralık, hesaplama süresini makul bir değerde tutarken simülasyonun çoğunda tüm kutup başlığını kapsayan ∼50 ° enlemden büyük tüm enlemler dahil edilecek şekilde ayarlanır. Koordinat sistemi manyetik kutbun merkezindedir ve bir manyetik enlem ve manyetik yerel saat (MLT) koordinat sistemi benimsenmiştir.

T

Sayısal Teknik

Taşıma denklemlerini çözmek için, Boris ve Book 1976 ' nın akı düzeltmeli taşıma tekniği kullanılmıştır ve denklemleri üç boyutlu olarak çözmek için zaman adımlı bölme kullanılmıştır.

Konveksiyon ve Yağış Kalıpları

Nötr kutup rüzgarını tam olarak karakterize etmek için, nötr popülasyonları doğrudan veya dolaylı olarak etkileyen birkaç önemli mekanizmanın dahil edilmesi gerekir. Yük değişimi, nötr kutuplu rüzgar parçacıklarının ana kaynağı olduğundan, iyon kutuplu rüzgârdaki ana iyonlar, nötr kutup rüzgarının özelliklerini büyük ölçüde belirler.

İyon kutup rüzgarı, yüksek enlemlerde alan çizgilerini haritalayan iyonosferik elektrik alanları tarafından yatay olarak yönlendirilir ve bu elektrik alanları, güneş rüzgarı / manyetosferik etkileşimlerden kaynaklanır. Gezegenlerarası Manyetik Alanın (IMF) ve güneş rüzgarının potansiyelleri nasıl kontrol ettiğini gösteren birkaç elektrik potansiyeli modeli geliştirilmiştir. Birkaç elektrik potansiyeli modelinin örnekleri Heelis ve ark. 1982 , Foster ve ark. 1986 , Hepner ve Maynard 1987 , Lu ve ark. 1989 Rich and Hairston 1994 , Papitashvili ve ark. 1994, Weimer 1995 ,Ruohoniemi ve Greenwald 1996 ve Weimer 2001 . Bu çalışma için Weimer'ın 2001 son modelibenimsenmiştir. Bu modelde ele alınan rakımlarda, elektrik potansiyeli modelinden belirlenen elektrik alanları, bir ExB kaymasıüretecek şekilde hareket eder; bu, güneye doğru bir IMF için, kutup başlığı boyunca ters akıntı ve düşük enlemlerde dönüş akışı ile klasik 2 hücreli konveksiyon modelidir. .

yon kutup rüzgarını etkileyen bir diğer önemli alan, auroral bölgedir. Ororal bölgede, güneş rüzgarı veya manyetosfer kaynaklı parçacıklar, kutup başlığının açık alan çizgileri ile plazmasferin kapalı alan çizgileri arasındaki yüksek enlem kutup başlığına girer. Bu çökeltici parçacıklar daha sonra auroral ovalde ısıtma ve ilave iyonizasyon üretir ve ayrıca optik emisyonlara ve hepimizin aşina olduğu görünür aurora'ya yol açar. Çöken elektronlar ovaldeki ısınmanın çoğunu ürettiğinden, Hardy ve ark. 1985 auroral bölgeye termal girdiyi karakterize etmek için kullanılır. Bu termal girdi, artan elektron ve iyon sıcaklıklarına ve dolayısıyla iyon kutuplu rüzgar parçacıkları için daha büyük çıkışlara yol açar.

Arka Plan Nötr Atmosfer

Nedeniyle elektrik alanlarına ve kutup rüzgar convect'in iyonlar elektronları çökeltme ile ısıtılırlar olarak, nötr hidrojen (H üreten yük değişimi Ardalandaki nötr atomlu reaksiyonlar ve aynı zamanda sıcak geocoronal atomuna maruz _ler ) ve oksijen (O _ler ) akış parçacıkları . Şekil 3 . Bunun gerçekleşmesi için, iyonların değiş tokuşu yükleyebileceği bir nötr atom popülasyonu ve Hedin ve diğerlerinin MSIS ampirik modeli olmalıdır . 1977 bu amaçla kullanılır. Arka plan termal atomları için MSIS modeli, atmosferik (termal) hidrojen ve oksijen atomlarının yoğunluklarını ve ayrıca nötr sıcaklığı belirlemek için kullanılır. Sıcak jeokoronal atomlar daha sonra 500 km'de 4000 K sıcaklık ve arka plan termal oksijenin% 1 yoğunluğu ile oksijen atomları olarak alınır, ancak sıcak jeokoronal oksijen atomlarının yoğunluk yükseklik profili hala tartışılmaktadır. İlk olasılık, tüm rakımlarda arka plan termal oksijeninin sabit bir yüzdesi olmalarıdır [ Shematovich et al. , 1994 ] ve ikincisi, eksobazın yakınında bir tepe noktası olan Chapman benzeri bir profil oluşturmalarıdır Cotton et al. , 1993]. Basit olması açısından, bu çalışma için sabit bir yüzde profili seçilmiştir. Bu konuyla ilgili daha fazla ayrıntı Gardner ve Schunk 2004 tarafından verilmiştir .

Nötr akım parçacıklarının üretildiği yük değişim mekanizmasının gösterimi. İyonlar, nötr arka plan atomlarının bölgelerinden akarken, iyonun nötr bir akış parçacığına dönüştürüldüğü ve nötr arka plan atomunun yeni bir iyona dönüştürüldüğü yük değişim reaksiyonlarına girerler.