Kutup rüzgarının üç boyutlu hız yapısı

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