Численное моделирование поведения вектора скорости термосферных ветров в E-области высокоширотной ионосферы

Численное моделирование поведения вектора скорости термосферных ветров в E-области высокоширотной ионосферы

12 2 1 А.А. Намгаладзе ' , А.Н. Намгаладзе , Л.А. Чернюк

1 Кафедра физики, электромеханический факультет МГТУ

2

Полярный Геофизический Институт КНЦ РАН

Аннотация. С помощью глобальной численной модели верхней атмосферы Земли исследовано поведение вектора скорости термосферных ветров в Е-области высокоширотной ионосферы в периоды сильных магнитных бурь при высокой солнечной активности. Установлены области генерации интенсивных возмущений вертикальных ветров в виде ВГВ с амплитудами, достигающими 60-70 м/с у верхней границы области Е, и горизонтальными масштабами, превышающими 200 км. Результаты модельных расчётов сопоставлены с интерферометрическими наблюдениями вертикальных ветров в обсерватории Ловозеро. Высказаны предположения о возможном вкладе диффузионных движений в измеряемые вертикальные скорости атомарного кислорода на высотах Е-области, а также о других возможных причинах расхождений между рассчитанными и наблюдаемыми вертикальными ветрами.

Abstract. A behavior of the thermospheric wind velocity vector in the high-latitude ionospheric E-region during the strong magnetic storms at high solar activity has been investigated using the global numerical model of the Earth's upper atmosphere. The regions of generation of the intensive vertical wind disturbances in the high-latitude ionospheric E-region have been established. The vertical wind disturbances look like the internal gravity waves with amplitudes reaching 60-70 m/s at the top boundary of the E-region and their horizontal scales exceed 200 km. The results of the model calculations have been compared with the interferometer observations of vertical winds within the auroral zone (Lovozero observatory). The possible contribution of the diffusion movements to atomic oxygen vertical velocities measured at E-region heights and other possible causes of the disagreement between the modeled and observed vertical wind data have been discussed.

1. Введение

Термосферные ветры (среднемассовые движения нейтрального газа на высотах выше 100 км) хорошо изучены как экспериментально, так и теоретически для области высот вблизи максимума F2-слоя, то есть выше примерно 200 км (Fejer et al, 2000; Titheridge, 1995), где ионосферная плазма практически полностью замагничена. Влияние ветров на заряженные частицы на этих высотах состоит в перемещении их вдоль геомагнитного поля путем передачи импульса в столкновениях. При неперпендикулярном наклонении геомагнитного поля (т.е. за исключением приполюсных областей) ветры, дующие к экватору, перемещают заряженные частицы вдоль геомагнитных силовых линий вверх, где скорость ионных потерь меньше, способствуя тем самым увеличению электронной концентрации. Этот механизм способствует поддержанию ночного среднеширотного слоя F2, а также формированию положительных ионосферных возмущений. В низких широтах, где геомагнитные силовые линии ориентированы практически параллельно земной поверхности, ветры, дующие к экватору, сгоняют заряженные частицы вдоль геомагнитных силовых линий в приэкваториальную область, ослабляя фонтанный эффект, и также способствуя формированию положительных ионосферных возмущений (Foerster et al., 1999; Намгаладзе и др., 2001; Namgaladze et al., 2000a, b).

В Е-области ионосферы, т.е. на высотах 100-150 км, замагничены только электроны, а ионы под влиянием ветров могут двигаться и поперек магнитного поля, индуцируя тем самым электрическое динамо-поле и соответствующие токи. Если в F2-oблacти вертикальная структура компонент вектора скорости ветра слабо меняется с высотой из-за сглаживающего влияния вязкости, то в Е-области, напротив, вертикальная структура скорости ветра изменчива и может быть знакопеременной с характерным высотным масштабом порядка атмосферной шкалы высот (Брюнелли, Намгаладзе, 1988).

Принято считать, что как в F, так и в Е-области вертикальные компоненты вектора скорости ветра много меньше горизонтальных из-за того, что вертикальный градиент давления в атмосфере с высокой степенью точности уравновешен силой тяжести, приводя к так называемому гидростатическому равновесию и соответствующей барометрической формуле Больцмана для распределения давления с высотой. Типичные значения горизонтальных компонент скорости ветра составляют десятки (до 100) м/с в Е-области и сотни (от 100 до 1000 м/с в экстремальных возмущенных условиях) в F-области

ионосферы. Соответственно, вертикальные скорости обычно составляют единицы м/с в Е-области и максимум десятки м/с в F-области ионосферы.

Существуют, однако, измерения (Leontyev and Bogdanov, 2001), указывающие на аномально высокие вертикальные скорости ветров - 100 и более метров в секунду (см. ниже раздел 2) - в Е-области высокоширотной ионосферы, связанные с полярными сияниями. До сих пор в расчетах, проведенных с использованием теоретических моделей, таких значений не удавалось получить. Настоящее исследование и посвящено этой проблеме - проблеме согласования наблюдаемых и теоретически рассчитываемых значений скоростей термосферных ветров в Е-области высокоширотной ионосферы.

2. Интерферометрические наблюдения высокоширотных термосферных ветров в ПГИ

В наблюдательный сезон с декабря 1998 г. по март 1999 г. интерферометром Фабри-Перро в Ловозеро по вариациям линии 557.7 нм было исследовано поведение скорости вертикального ветра в области Е ионосферы в течение 20 ночей (Leontyev and Bogdanov, 2001). Из них 12 ночей относятся к возмущенным условиям с присутствием ярких активных форм полярных сияний, а 8 ночей - к спокойным условиям, когда полярные сияния отсутствовали.

В течение 12 возмущенных ночей было проведено около 700 измерений скорости вертикального ветра. Во время измерений присутствовали полярные сияния, яркость которых доходила до 10 килорелей. При расчете скорости ветра за нулевую точку отсчета принималось усредненное за ночь значение скорости. В этом случае наблюдаются большие (до 100 м/с) вариации скорости ветра, хотя средний ветер за ночь равен нулю. В течение 8 невозмущенных ночей было проведено около 120 измерений скорости вертикального ветра. Все измерения сделаны при слабой магнитной возмущенности и в отсутствие полярных сияний (интенсивность зеленой эмиссии меньше 500 R). Было получено, что в спокойных условиях положение максимума профиля эмиссии 557.7 нм постоянно как в течение отдельной ночи, так и от ночи к ночи, что дает постоянную скорость ветра ±5 м/с, в пределах ошибки. Следовательно, это положение максимума можно использовать как точку отсчета при определении скоростей нейтрального газа.

Если сравнить среднюю скорость ветра за все возмущенные ночи со средней скоростью за все спокойные ночи, то оказывается, что в возмущенных условиях ветер направлен вверх и имеет скорость ~60 м/с.

Характерный горизонтальный масштаб возмущения скорости нейтрального газа, вызываемого полярными сияниями, превышает 200 км.

3. Методика модельных расчетов термосферных ветров

В настоящем исследовании для расчетов высокоширотных термосферных ветров использовалась глобальная численная модель верхней атмосферы Земли (Namgaladze et al, 1988; 1990; 1991; 1998; Намгаладзе и др., 1996; 1998), в которой горизонтальные компоненты скорости ветра рассчитываются путем численного интегрирования соответствующих компонент векторного уравнения движения нейтрального газа, плотность находится из уравнения гидростатического равновесия, а вертикальная скорость - из уравнения непрерывности, как это принято делать в физике атмосферы. Основными движущими силами для горизонтальных движений являются горизонтальные градиенты давления и сила ион-нейтрального трения. Для их расчета используются самосогласованно рассчитываемые температура нейтрального газа, а также концентрации и скорости ионов и, следовательно, электрические поля. Вертикальные скорости определяются из условия баланса массы, приносимой и уносимой ветрами в единицу объема атмосферы.

Расчеты проводились на численной сетке с шагами 2° по геомагнитной широте и 15° по геомагнитной долготе и с переменным шагом по высоте. Шаг по времени менялся в пределах 0.5-2 мин.

4. Модельные расчеты для магнитной бури 3-4 апреля 1979 г.

На рис. 1 представлены вариации Кр и АЕ-индексов магнитной активности и Dst-вариация для магнитной бури 3-4 апреля 1979 г., выбранной в качестве типичной магнитной бури при высокой солнечной активности для целого ряда модельных исследований (Namgaladze and Yurik, 2001a, b). Там же показана вариация падения электрического потенциала поперек полярной шапки, использовавшаяся в качестве основного управляющего бурей параметра модели.

Граница полярной шапки располагалась на геомагнитной широте 75° и в ходе бури ее положение не изменялось, как и положение и геометрические параметры зоны высыпаний. Интенсивности высыпающихся электронов задавались пропорциональными АЕ-индексу с максимальными значениями, равными 10-кратным значениям из модели (Hardy et al., 1985).

Рис. 1. Вариации Кр и АЕ-индексов и ББ^вариация для магнитной бури 3-4 апреля 1979 г. и вариация падения потенциала поперек полярной шапки, использовавшаяся

Электрическое экранирование средних широт продольными токами зоны 2 не учитывалось. Соответствующие рассчитанные распределения потенциала электрического поля в высокоширотной ионосфере для различных моментов времени показаны на рис. 2.

На рис. 3 в полярных геомагнитных координатах представлены для различных моментов времени распределения векторов горизонтальной скорости термосферных ветров и значений вертикальной скорости на высоте 128 км, а на рис. 4 для тех же моментов времени представлены рассчитанные меридиональные распределения всех трех компонент вектора скорости термосферного ветра в плоскости "высота -магнитная широта", проходящей через северный магнитный полюс по полуденно-полуночному магнитному меридиану.

Рис. 3 наглядно иллюстрирует отражение магнитосферной конвекции в термосферной циркуляции на высотах области Е и реакцию последней на усиление высокоширотного электрического поля.

Из рис. 3 и 4 очень хорошо видно зарождение и развитие знакопеременного, расплывающегося по горизонтали возмущения вертикальной скорости термосферного ветра. Возмущение зарождается в области вблизи горловины магнитосферной конвекции, отражаемой в векторной картине к которому стекается по горизонтали нейтральный

как управляющий параметр модели горизонтальных ветров в виде "застойного пятна газ, преимущественно в зональном направлении с утренней и вечерней сторон к полуденной.

Максимальные значения вертикальной скорости на высотах 130-150 км составляют 60 м/с, на высоте 120 км - 20 м/с, быстро убывая с дальнейшим уменьшением высоты. Возмущение меньшей амплитуды развивается также в утренне-полуночном секторе авроральной зоны, где имеется заметная расходимость зонального потока массы нейтрального газа. Вертикальная и горизонтальная структура возмущений соответствует структуре внутренних гравитационных волн (ВГВ).

иТ=1800 иТ=1900 иТ=2000

иТ=2100

иТ=2200

иТ=2300

Рис. 2. Рассчитанное распределение потенциала электрического поля в Северном полушарии во время магнитной бури 3.04.1979 г. для разных моментов иТ

Вертикальный ветер, м/с

-36 -13 О 13 36

иТ=1900

Горизонтальный ветер, м/с О 50 100 150 ^00 250 300 350 400

иТ=2000

иТ=2100

11Т=2200

270

11Т=2300

270

Рис. 3. Рассчитанное распределение скорости ветра в Северном полушарии на высоте 128 км в полярных геомагнитных координатах во время магнитной бури 3.04.1979 г. для разных моментов иТ

Зональный ветер, м/с Меридиональный ветер, м/с

-200 -100 0 100 200 -600 -300 0 300 600

I

тш

Вертикальный ветер, м/с

-60 -30 О 30_60

а I I I т тш

иТ=1800

200

200

г 150

100

О "Б »0 7Е МП Г5 »0 75 «СБа Г5 »0 75 и

2300

шж КЖ сСг 11 дао

о 1 »

день ночь день ночь день ночь

Рис. 4. Рассчитанное распределение скорости ветра в Северном полушарии на полуденно-полуночном меридиане во время магнитной бури 3.04.1979 г. для разных моментов ИТ

5. Модельные расчеты для магнитной бури 31 марта - 1 апреля 2001 г.

Магнитная буря 31 марта - 1 апреля 2001 г. относится к числу экстремально интенсивных бурь (рис. 5). Она была выбрана для моделирования в связи с наличием измерений установки некогерентного рассеяния в Миллстоун Хилле, относящихся к Е-области субавроральной и авроральной ионосферы (в максимуме бури установка находилась в авроральном овале, расширившемся до геомагнитных широт ниже 55°).

В модельных расчетах для этого события положения границы полярной шапки, зоны высыпаний, продольных токов зоны 2 и их интенсивности задавались, как и падение потенциала поперек полярной шапки, зависящими от Кр-индекса магнитной активности. Эти зависимости подбирались так, чтобы получить согласие модельных и измеренных в Миллстоун Хилле электрических полей (рис. 6).

Рассчитанные поля горизонтальных и вертикальных скоростей термосферных ветров для различных моментов мирового времени на высотах 110, 120 и 150 км представлены на рис. 7 и 8. Из рисунков видно, что все основные свойства ветров, выявленные для апрельской бури 1979 г., сохраняются и в случае бури 2001 г. Различия связаны, главным образом, с движением границ полярной шапки и авроральной зоны к экватору в ходе бури и соответствующим расширением области конвекции ионосферной плазмы, отражающимся в термосферной циркуляции вплоть до высот 120 км (на высоте 110 км эффекты конвекции в ветрах уже не просматриваются).

Возмущения вертикальной скорости ветра имеют структуру, схожую с полученной для бури 1979 г. Амплитуда возмущений не превышает 60 м/с даже у верхней границы области Е (на высотах около 150 км). Отличие от бури 1979 г. состоит в наличии более протяженного и

Рис. 5. Dst-вариация и вариация Кр-индекса во время магнитной бури 31.03-03.04.2001 г.

I

Е

Рис. 6. Временные вариации модуля электрического поля, измеренные в Миллстоун Хилле 31 марта 2001 г. и полученные в модельных расчетах для соответствующей точки

интенсивного возмущения в послеполуночном секторе авроральной зоны.

6. Обсуждение результатов и выводы

Выполненные модельные расчеты однозначно указывают на следующее. Эффекты магнитосферной конвекции в термосферной циркуляции проникают (сверху) до высот порядка 120 км в очень хорошем соответствии с данными оптических наблюдений с борта спутника UARS (рис. 9) (Zhang and Shepherd, 2000). И именно эти эффекты ответственны за возникновение областей генерации возмущений вертикальных ветров в послеполуденном и послеполуночном секторах авроральной зоны, достигающих значений в 60 м/с у верхней границы Е-области и распространяющихся по горизонтали в виде ВГВ. Основным фактором генерации этих вертикальных движений являются стекания-растекания нейтрального газа в зональном направлении, обусловленные соответствующими движениями ионов, дрейфующих под действием электрического поля магнитосферной конвекции.

Полученные амплитуды вертикальных скоростей соответствуют максимальным интенсивностям электрических полей и высыпаний при высокой солнечной активности. Они не дотягивают до наблюдавшихся Фабри-Перро-интерферометрами ПГИ значений в 100 и более м/с (рис. 1). Сужение области высыпаний в модели, приближающее их к реальным авроральным дугам, не увеличивает, а уменьшает амплитуды вертикальных скоростей (рис. 10). Влияние интенсивности высыпаний на амплитуды вертикальных скоростей представлено на рис. 11 и 12. Из рисунков хорошо видно, что при более интенсивных высыпаниях (вариант S) максимальные значения вертикальной скорости на высоте 150 км составляют 60 м/с, а на высоте 128 км - 36 м/с, в то время как при менее интенсивных высыпаниях (вариант SON) максимальные значения вертикальной скорости на высоте 150 км - 45 м/с, а на высоте 128 км - 18 м/с.

Ь=110 км

Ь=120 км

Ь=150 км

Рис. 7. Рассчитанные поля горизонтальных скоростей термосферных ветров в Северном полушарии для моментов 0800 ИТ

Ь=110 км

-20

11=120 км

-10 О 10

1

20 -60

11=150 км

-30 О 30

1

60

Рис. 8. Рассчитанные поля вертикальных скоростей термосферных ветров в Северном полушарии для моментов 0800 ИТ (вверху) и 2000 ИТ (внизу) на высотах 110, 120 и 150 км

для магнитной бури 31 марта 2001 г.

Рис. 9. Ветер на высоте 130 км

по данным оптических наблюдений спутника UARS 5.04

Поток энергии JE .2

Поток электронов J,

2

Вертикальный ветер, кэВ/

Рис. 10. Влияние изменения характерной полуширины зоны высыпаний по широте (вверху ДФ = 3.5°, внизу ДФ = 1°) на рассчитанные распределения потоков высыпающихся электронов и скорости вертикального ветра на высоте 150 км

Невыясненными остаются следующие возможные эффекты.

1) Влияние сезона и солнечной активности. Зимой и при низкой солнечной активности плотность атмосферы минимальна, ее легче раскачать, и можно ожидать больших амплитуд вертикальных ветров.

2) Реально измеряемые скорости движений относятся к возбужденным атомам кислорода, являющимся малой, химически активной компонентой нейтральной атмосферы на рассматриваемых высотах, не находящейся в диффузионном равновесии с остальным газом. Не исключено, что измеряемые вертикальные скорости являются диффузионными, а не среднемассовыми, и в этом смысле не являются собственно ветрами.

Эти вопросы должны быть предметом последующих исследований.

h=150 км

Вертикальный ветер, м/с ("+" вверх) UT=2300

h=128 км

полуденно-полуночныи меридиан

-60 -зо о 30 60

I I I

Рис. 11. Влияние интенсивности высыпаний на амплитуды вертикальных скоростей на высотах 150 и 128 км и на полуденно-полуночном меридиане в северном полушарии, для UT=2300, во время магнитной бури 3.04.1979 г.

Вверху - вариант SON (высып. Hardy87), внизу - вариант S (высып. Hardy87*10), потенциал поперек ПШ задается одинаково

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 02-05-64141.

Литература

Fejer B.G., Emmert J. T., Shepherd G. S. and Solheim B.H. Average daytime F-region disturbance neutral winds measured by UARS: Initial results. Geophys. Res. Lett., v.27, N 13, p.1859-1862, 2000.

Foerster M., Namgaladze A.A. and Yurik R.Yu. Thermospheric composition changes deduced from geomagnetic storm modeling. Geophys. Res. Lett, v.26, N 16, p.2625-2628, 1999.

Hardy D.A., Gussenhoven M.S. and Holeman E. A statistical model of auroral electron precipitation. J. Geophys. Res, v.90, N 5, p.4229-4248, 1985.

Leontyev S.V. and Bogdanov N.N. Vertical winds in the auroral zone in quiet and disturbed conditions. Proc. of the 23th Annual Seminar, Apatity, 14-17 March, 2000. Preprint PGI-00-01-108. Apatity, KSC RAS, PGI, p.93-96, 2001.

Namgaladze A.A. and Yurik R.Yu. Global ionosphere-protonosphere storm modeling. Physics of Auroral Phenomena. Proc. of the 23th Annual Seminar, Apatity, 14-17 March, 2000. Preprint PGI-00-01-108. Apatity, KSC RAS, PGI, p.45-48, 2001a.

Namgaladze A.A. and Yurik R.Yu. Global upper atmosphere storm modeling. Space Weather Workshop, June 7-8, 2001, Boston College. Program and abstracts, p.43, 2001b.

Namgaladze A.A., Foerster M. and Yurik R.Yu. Analysis of the positive ionospheric response to a moderate geomagnetic storm using a global numerical model. Ann. Geophys., v.18, N 4, p.461-477, 2000a.

Namgaladze A.A., Korenkov Yu.N., Klimenko V.V., Karpov I.V., Bessarab F.S., Surotkin V.A., Glushchenko T.A. and Naumova N.M. Global model of the thermosphere-ionosphere-protonosphere system. Pure andAppl. Geophys, v.127, N 2/3, p.219-254, 1988.

Namgaladze A.A., Korenkov Yu.N., Klimenko V.V., Karpov I.V., Bessarab F.S., Surotkin V.A., Glushchenko T.A. and Naumova N.M. Global numerical model of the thermosphere, ionosphere and protonosphere of the Earth. Geomagn. Aeron., v.30, p.612-619, 1990.

Namgaladze A.A., Korenkov Yu.N., Klimenko V.V., Karpov I.V., Surotkin V.A. and Naumova N.M.

Numerical modeling of the thermosphere-ionosphere-protonosphere system. J. Atmosph. Terr. Physics, v.53, N 11/12, p.1113-1124, 1991.

Namgaladze A.A., Martynenko O.V., Volkov M.A., Namgaladze A.N. and Yurik P.Yu. High-latitude version of the global numerical model of the Earth upper atmosphere. Proc. of MSTU (http://mstu.edu.ru/publish/vestnik/), v.1, N 2, p.23-84, 1998.

Namgaladze A.A., Namgaladze A.N. and Yurik R.Yu. Global modeling of the quiet and disturbed upper atmosphere. Phys. and Chem. Earth, v.25, N 5-6, p.533-536, 2000b.

Titheridge J.E. Winds in the ionosphere: A review. J. Atmos. Terr. Phys., v.57, p.1681-1714, 1995.

Zhang S.P. and Shepherd G.P. Neutral winds in the lower thermosphere observed by WINDII during the April 4-5th, 1993 storm. Geophys. Res. Lett, v. 27, N 13, p.1855-1858, 2001.

Брюнелли Б.Е., Намгаладзе A.A. Физика ионосферы. М., Наука, 526 е., 1988.

Намгаладзе А.А., Мартыненко O.B., Волков М.А., Намгаладзе А.Н., Юрик Р.Ю. Математическое моделирование крупномасштабных возмущений верхней атмосферы Земли. Моделирование процессов в верхней полярной атмосфере. Мурманск, КНЦРАН, ПГИ, с.167-249, 1998.

Намгаладзе А.А., Мартыненко О.В., Намгаладзе А.Н. Глобальная модель верхней атмосферы с переменным шагом интегрирования по широте. Геомагнетизм и аэрономия, т.36, № 2, с.89-95, 1996.

Намгаладзе А.А., Ферстер М., Юрик Р.Ю. Математическое моделирование термосферных и ионосферных эффектов геомагнитной бури. Физика околоземного космического пространства. Апатиты, КНЦРАН, ПГИ, с.336-360, 2001.