Astronomi

Bir gündönümü gündönümünde diğerinden ziyade gündönümünde meydana geldiğinde, Dünya'nın iklimi önemli ölçüde farklı mıdır?

Bir gündönümü gündönümünde diğerinden ziyade gündönümünde meydana geldiğinde, Dünya'nın iklimi önemli ölçüde farklı mıdır?


We are searching data for your request:

Forums and discussions:
Manuals and reference books:
Data from registers:
Wait the end of the search in all databases.
Upon completion, a link will appear to access the found materials.

Bir dönemde diğerinden çok daha soğuk olması gibi, önemli ölçüde simetrik olmayan bir şekilde farklı mı demek istiyorum? Güneş'teki nütasyondan kaynaklanan eğim ve varyasyon gibi diğer faktörlerin aynı olduğunu varsayalım.


Dünya'daki mevsimler, esas olarak eksen eğikliği tarafından yönlendirilir. Bu cevabı, Dünya'nın günötesini biraz geride bıraktığı Ağustos ayının sonlarında yazıyorum. Bu olay şu anda Temmuz ayının başlarında, Haziran gündönümünden birkaç hafta sonra gerçekleşiyor. Yine de kuzey yarım kürede yaz geldi. Presesyon mevsimler üzerinde ikincil bir etkiye sahiptir. Mevcut durum (aralık gündönümüne yakın günberi, Temmuz gündönümüne yakın günötesi) ~12000 yıl önce günberi Haziran gündönümüne denk geldiğinde tersine döndü. Bu, Kuzey Yarımküre'yi yazları sıcak ama kısa, kışları soğuk ve uzun yaptı.

O zamanlar vahşice sıcak Kuzey yarımküre yazları, son buzullaşmanın (halk dilinde, buzul çağı) sona ermesiyle sonuçlandı. Buzullaşmalar, uzak kuzey enlemlerinde (standart vekil olarak 65 ° kuzeydir) yaz sıcaklıklarının o kadar ılıman olduğu ve önceki kıştan kalan karların tamamen erimediği zaman başlar. Kuzey Yarımküre'deki yaz sıcaklıkları kırk bin ila yüz bin yıl arasında birikmiş olan buzu eritecek kadar ısındığında buzullaşmalar sona erer.

Şu anda bir buzullaşma başlangıcı görmememizin nedeni (koşullar devinim açısından doğru), Dünya'nın eksantrikliğinin oldukça düşük olmasıdır. Presesyon, eksantriklik ve diğer faktörlerin bir buzullaşmayı tetiklemek için sıralanması gerekir.


Şu anda Dünya'nın yörüngesi neredeyse daireseldir, günberi ile karşılaştırıldığında günötedeki mesafe arasında yalnızca yüzde 3'lük bir fark vardır, kış gündönümünde önemli bir fark yaratamayacak kadar küçüktür. Bununla birlikte, Dünya'nın yörüngesi zaman zaman Jüpiter'in yerçekimi alanı tarafından bozulur, bu nedenle yaklaşık 100.000 yıllık aralıklarla günötede güneşten uzaklık yaklaşık yüzde 12'ye yükselir, bu da buz çağlarına neden olmak için yeterlidir.


Bunun ne kadar ekleyeceğinden emin değilim, henüz söylenmedi, ama belki birkaç ayrıntı.

Presesyon adı verilen 3 Milankovich Döngüsünden birini soruyorsunuz ve genellikle diğer döngülerle birlikte çalışan bir rol oynuyor, ancak bazen buzul çağı olarak adlandırılan bir buzul döneminin başlangıcını veya bitişini yönlendirebilir.

https://en.wikipedia.org/wiki/Milankovitch_cycles#Axial_precession

%3,4'lük değişim (Ocak başında 147 milyon km, Temmuz başında 152 milyon km), günberi döneminde (Ocak başı) günöteden (Temmuz başı) yaklaşık %7 daha fazla güneş ışığının Dünya'ya çarptığı anlamına gelir, ancak bu sadece bir gündür. Yaza karşı kış çalışıldığında, varyasyon daha küçüktür, belki %5'e yakındır.

Mevsimleri yönlendiren eksen eğikliği %6'dan çok daha fazladır, bazı enlemlerde yaz aylarında kışa göre iki kattan fazla güneş ışığı alınır, ancak %6 hala bir etki yaratacak kadar büyüktür.

Etki daha çok Kuzey Yarımküre'de hissedilir çünkü Güney Yarımküre çoğunlukla okyanustur. Güney Yarımküre yazının güneşe daha yakın olduğu ve Güney Yarımküre kışının güneşten daha uzak olduğu mevcut presesyon, Güney Yarımküre'de daha aşırı mevsimlere işaret ediyor, ancak aslında tam tersi çünkü Güney Yarımküre çoğunlukla okyanus, ki bu çok iyi düzenleyici sıcaklıkta.

Resmin kaynağı ve tıklamaya değer soruyla ilgili

Kuzey Yarımküre'de günberi Ocak ayında olduğunda etkisi daha ılıman mevsimler, daha soğuk yazlar ve daha sıcak kışlardır ve buzul çağlarını veya buzullaşma dönemlerini yönlendirebilen daha soğuk yazlardır.

Buzullaşma dönemleri geleneksel olarak 40.000 yıllık döngüleri (Eksenel eğim döngüsü) ve daha yakın zamanda 100.000 yıllık döngüleri (yörünge eksantriklik döngüsü) izlemiştir.

https://en.wikipedia.org/wiki/100.000-year_problem

Sorduğunuz devinim döngüsü de (ortalama 23.000) bir rol oynuyor, hiçbir zaman 23.000 yıllık bir döngü olmamasına rağmen, bazı buzul dönemleri arasındaki 10.000 yıllık zaman dilimleri devinim dönemine bağlanabilir. Temel olarak 3 sinüs dalgasının birbirine eklenmesiyle tüm motor biraz karmaşıklaşıyor, ancak yine de Kuzey Yarımküre yazları daha az güneş enerjisi aldığında ve daha fazla aldıklarında ve bu yükseliş ve düşüşle oldukça iyi hizalandığında ölçülebilir. buzullar.

Presesyon 3 yörüngesel itici güçten biri olduğundan ve en güçlü değil (Bence Eksenel eğim 3 Milankovich döngüsünün en güçlüsüdür - ama %100 kesin değil), ancak 3 olduğundan, Dünya'da devinim değişikliklerine düzgün bir yanıt yoktur.

Michael Walsby tarafından belirtildiği gibi, eksantriklik, presesyon döngüsünü güçlendirir. Dünya'nın eksantrikliği %6'nın üzerinde zirve yaptığında, presesyon etkisi şu anda olduğundan yaklaşık 4 kat daha fazla olacaktır. Güneş, günberi döneminde, en yüksek eksantriklik sırasında günötesinden gözle görülür şekilde daha büyük görünür, ki bence bunu düşünmek oldukça havalı. Artık zaman zaman süper aylarımız oluyor. Eksantriklik %6'nın üzerinde olduğunda, yılda bir kez süper-güneşlere sahip olurduk ve yıllık bazda Güneş, Ay'ın şimdiki gibi boyut olarak değişirdi. Şimdi bir nevi bunu yapıyor, ancak boyuttaki değişiklik çoğumuzun fark edemeyeceği kadar küçük.


Milankovitch döngülerinin dünyanın coğrafyasına göre filtrelenmesi

Dünyanın kara-deniz dağılımı, mevsimsel güneşlenmenin yörüngesel olarak indüklenen bozulmalarına sıcaklık tepkisini değiştirir. Bu değişikliği, doğrusal, iki boyutlu, mevsimsel bir enerji dengesi iklim modeli ile seçilen bölgelerde 800.000 yıllık maksimum yaz sıcaklığı zaman serisi üreterek frekans alanında inceliyoruz. Önceki çalışmalar, bu modelin, karadaki yörüngesel zorlamaya mevsimsel sıcaklık tepkisi için genel sirkülasyon modelleriyle karşılaştırılabilir bir duyarlılığa sahip olduğunu göstermiştir. Jeolojik kayıtlarda gözlemlenen tepki bazen burada modellenenden önemli ölçüde farklı olsa da (kişisel farklılıklar, okyanus-atmosfer-kriyosfer sistemini içeren model sınırlamalarına ve geri bildirimlere atfedilebilir), birkaç önemli sonuç vardır: (1) orta enlemdeki kara alanlarında Antarktika'da yörüngesel zorlamaya modellenen mevsimsel tepki 6°C olmasına rağmen, yıllık ortalama sıcaklık etkisi (<2°C) sadece yaklaşık beşte biridir. Vostok buz çekirdeğinden çıkarılan ve esas olarak 41.000 yıllık (3) ekvator bölgelerine yakın periyotlarla sınırlı olan, presesyon tepkisinde 3000 yıllık bir faz kayması ve ayrıca 10.000-12.000 civarında bir miktar güç ile en zengin sıcaklık tepkisi spektrumuna sahiptir. yıl, 41.000 yıl, 100.000 yıl ve 400.000 yıl. 10.000–12.000 yıllık ve 100.000 ve 400.000 yıllık zirveler, güneşin ekvatordan yılda iki kez geçişinden kaynaklanır. Ekvator bölgelerindeki karmaşık model tepkisi, bu bölgedeki jeolojik zaman serilerine biraz benzerlik göstermektedir. 100.000 yıllık dönemde ekvatoral kara kütleleri üzerindeki model tepkisinin amplifikasyonu, jeolojik kayıtlarda, özellikle Pleistosen öncesi kayıtlarda, küresel buz hacminin çok az olduğu veya hiç olmadığı zamanlardan bu bantta gözlemlenen büyük varyansın bazılarını açıklayabilir.

Mevcut adres: Oşinografi Bölümü, Dalhousie Üniversitesi, Halifax, Nova Scotia B3K 5T8, Kanada.


1. Giriş

[2] Düşük enlemli iyonosferik plazma kaymaları ve elektrik alanları, E ve F bölge elektrodinamik süreçleri. Sessiz zamanlarda, ekvatoral elektrik alanı öncelikle atmosferik dinamo tarafından üretilir. Ekvatoral iyonosferik elektrik alanlarının uzunlamasına varyasyonlarının oluşumundan düşük atmosferik gelgitlerin sorumlu olduğuna inanılmaktadır. Atmosferik gelgitler, E- ekvatora iletilen bölge elektrik alanları F manyetik alan çizgileri boyunca uzanan bölge. Gelgitlerin mevsimsel ve uzunlamasına varyasyonları, iyonosferik elektrik alanında ve plazma sürüklenmelerinde karşılık gelen varyasyonlara neden olur. Hagan ve Forbes [2002 , 2003], gizli ısı salınımı tarafından uyarılan mezosferik ve düşük termosferik günlük gelgit bileşenlerini araştırmak için Küresel Ölçekli Dalga Modelini (GSWM) kullandı. Farklı göç eden ve göç etmeyen günlük bileşenlerin, günlük gelgitte önemli boylamsal değişkenlik ürettiğini bulmuşlardır.

[3] Sagawa et al. [2005] , İmmel et al. [2006] ve İngiltere et al. [2006a , 2006b] gün batımı sonrası ekvatoral O + hava ışıma bantlarının gözlemlerini bildirdi. F IMAGE FUV ve TIMED GUVI verilerini kullanarak bölge iyonosferi. Ekvator iyonlaşma anomalisindeki (EIA) iyonosferik yoğunluk, Dünya çevresinde dört tepe noktası gösterir ve EIA tepe noktalarının yerleri, aşağıdakiler tarafından tahmin edilen maksimum gelgit kuvvetininkilerle dikkate değer bir uyum içindedir. Hagan ve Forbes [2002 , 2003] . Alt atmosferik gelgitler tarafından üretilen dinamo elektrik alanının, ekvator pınarı etkisinin artmasına neden olduğu ve ÇED'in boylamsal değişkenliğinin üretilmesiyle sonuçlandığı ileri sürülmektedir. Dört tepe noktasına sahip iyonosferik uzunlamasına yapılar, ekvator ve düşük enlemlerde iyonosferik plazma yoğunluğu ve toplam elektron içeriğinden (TEC) de tanımlanır. Hartman ve Heelis, 2007 Lühr et al., 2007 Kil et al., 2007a 2008 Scherliess ve ark., 2008 Liu ve Watanabe, 2008 Liu et al., 2009 Pedatella et al., 2008 Ren et al., 2008 , 2009a Wan et al., 2008 ]. Dünya çevresinde dört tepe noktası olan iyonosferik uzunlamasına varyasyon, dalga numarası-4 (veya basitçe dalga-4) yapısı olarak adlandırılır. Hakan et al. [2007], ekvatoral iyonlaşma anomalisinin boylamsal yapısını simüle etmek için termosfer-iyonosfer-mezosfer-elektrodinamik genel sirkülasyon modelini (TIME-GCM) kullandı ve dört tepeli boylamsal değişimin doğuya doğru yayılan bir bölge etkisinin etkileri ile açıklanabileceğini gösterdi. dalga numarası-3 günlük gelgit (DE3).

[4] Mezosfer ve alt termosferde farklı tipte atmosferik gelgitler meydana gelebilir: günlük ve yarı günlük, göç eden ve göç etmeyen ve doğuya doğru yayılan ve batıya doğru yayılan. Forbes et al. [2008] ve Oberheide ve Forbes [2008], çoklu gelgitlerin bir arada bulunmasının ve doğrusal olmayan etkileşiminin ve/veya belirli bir gelgitin baskınlığının, farklı dalga sayılarının ortaya çıkmasına neden olacağını bulmuştur. Gelgit dinamosu tarafından üretilen elektrik alanları, uzunlamasına değişkenlik için önemli bir itici gücü temsil eder. F ekvator ve tropik bölgelerde bölge plazma özellikleri. Forbes et al. [2008] gelgit dalgalarının yıl ve yılın zamanına bağlı olarak iyonosferik değişkenliğin dalga-1, dalga-2, dalga-3, dalga-4, dalga-5 ve dalga-6 bileşenlerini oluşturacağını öne sürdü. İngiltere et al. [2009] güçlü bir dalga-3 paterni olduğuna dair kanıt buldu. F Bölge iyonosferi, güçlü günlük doğuya doğru dalga-2 gelgitine atfedilebilir.

[5] Düşük atmosferik gelgitlerin yanı sıra, termosferdeki meridyen ve bölgesel rüzgarlar da ekvatoral iyonosferik plazma yoğunluğunun uzunlamasına ve mevsimsel değişimlerinde önemli bir rol oynar. Ekvator bölgesinde, gündüz meridyen rüzgarları yazdan kış yarım küreye doğru yönlenir. Bölgesel rüzgarların değişimi daha karmaşıktır. İçinde F Bölge yüksekliği, çoğu modelleme, bölgesel rüzgarların gündüzleri batıya doğru olduğunu ve ∼1700 LT'de doğuya doğru olduğunu tahmin ediyor [ Hedin et al., 1988 Titheridge, 1995 Drob et al., 2008 ], ancak CHAMP uydusunun ölçümleri bölgesel rüzgarların doğuya doğru 1200–1300 MLT civarında döndüğünü gösteriyor [ Liu et al., 2006 ]. Bu rüzgarların manyetik alan çizgilerine paralel bileşenleri, rüzgarın yüksekliğini yükseltmek ve alçaltmak için hareket eder. F zirve. Batı ve Topuklar [1996] sabah ve akşam sektörlerinde üst taraftaki ekvatoral iyonosferik iyon yoğunluğunu analiz etti ve farklı yerel zaman ve mevsimlerde önemli boylamsal varyasyonların bulunduğunu buldu. Meridyonel rüzgarlar, üst kısımdaki bileşen iyon konsantrasyonlarında güçlü, mevsime bağlı enlem asimetrileri üretir. Bölgesel rüzgar etkileri, büyük manyetik sapmaya sahip boylamlarda meydana gelir ve meridyen rüzgar etkilerini boylam, yerel saat ve mevsime bağlı olarak geliştirmek veya geciktirmek için hareket eder.

[6] Ekvator dışında düşük atmosferik gelgitler tarafından üretilen elektrik alanları E Ekvatoral manyetik alan çizgileri boyunca bölgeler haritası F bölge ve oradaki plazma kaymasını ve yoğunluğunu etkiler. Yerel zaman/boylamsal/mevsimsel değişimleri de dahil olmak üzere ekvatoral plazma dikey kayması, Jicamarca tutarsız saçılım radarı ve uydularının ölçümleriyle kapsamlı bir şekilde incelenmiştir. fejer, 1997 Fejer et al., 1991 , 2008a , 2008b Scherliess ve Fejer, 1999 ]. Ekvatoryal plazma yatay kayması için sadece yerel zamana göre değişim analiz edildi [ Coley ve Topuklar, 1989 Crain et al., 1993 Fejer et al., 1985 , 1991 , 2005 Maynard et al., 1995 ]. Doğuya doğru sürüklenmenin boylamsal değişimleri araştırılmamış ve anlaşılamamıştır. Plazma yatay kayması aslında düşük enlemli iyonosferik elektrodinamikte önemli bir rol oynar. modellemesi Anderson [1981] ve Pavlov [2006], bölgesel plazma kaymasının gece iyonosferi için bir plazma kaynağı oluşturduğunu ve gece saatlerinde maksimum artışla sonuçlandığını gösterdi. NmDüşük enlem iyonosferinde F2. Vlasov ve ark. [2003], manyetik fırtınalar sırasında alacakaranlık sektöründeki büyük TEC artışının, kutup yönünde bir elektrik alanı tarafından tahrik edilen güneşe doğru konveksiyon nedeniyle uzunlamasına bir plazma yeniden dağılımı ile korunabileceğini gösterdi. Huang [2008a], orta ve düşük enlemlerde fırtına ile güçlendirilmiş plazma yoğunluğunun ve TEC'nin yatay plazma taşınması ile ilgili olduğunu bildirdi. Su et al. [2009] plazma yatay kaymasının ekvatoral düzensizlik oluşumlarının yerel zaman dağılımını etkileyebileceğini buldu.

[7] Bu yazıda, ekvator iyonosferinin uzunlamasına yapısının gerçekten de birden fazla dalga sayısı bileşenine sahip olup olmadığını, alacakaranlık ekvator iyonosferinde plazmanın doğuya doğru sürüklenmesinin boylamsal ve mevsimsel değişimlerinin ne olduğunu, nötr rüzgarların dalga sayısındaki değişimleri nasıl etkilediğini inceliyoruz. ekvatoral plazma yoğunluğu ve sürüklenmeleri ve plazmanın doğuya doğru sürüklenmesinin uzunlamasına değişiminin güneş aktivitesi ile nasıl ilişkili olduğu. Çalışmamız, ekvatoral plazmanın doğuya doğru kaymasının boylamsal ve mevsimsel değişimlerinin ilk istatistiksel analizini sunmaktadır.


2 Teknik ve Veri Tabanı

2.1 Fe Lidar

Mobil taramalı demir lidar, iki dalga boylu bir sistemdir (772 nm/386 nm). Doppler ile genişletilmiş demir rezonans hattını 386 nm'de frekansı ikiye katlanmış bir alexandrite lazerle inceleyerek mezosferik sıcaklıkları belirler.Höffner ve Lautenbach, 2009 ]. Sistem, 1 saatlik entegrasyondan sonra ±5 K'dan daha az tipik bir belirsizlikle tam gün ışığı sırasında sıcaklıkları ölçmemizi sağlar. Bu değerler, metal yoğunluklarının en düşük ve Güneş'in en yüksek kotunda olduğu yaz koşullarını ifade eder ve bu hem sinyal-gürültü oranını azaltır hem de belirsizlikleri artırır. Cihazın yüksek doğruluğu, alınan sinyali spektral olarak analiz ederek ve dar bant filtreler uygulayarak elde edilir.Lautenbach ve Höffner, 2004 Höffner ve Fricke-Begemann, 2005 ]. Bu çalışmada 1 km'lik bir yükseklik çözünürlüğü kullanıyoruz. Almanya, Kühlungsborn'daki Leibniz Atmosferik Fizik Enstitüsü'nün demir lidarı, Kasım 2010'da Davis, Antarktika'ya (69°G) nakledildi. İlk ölçümlerini 15 Aralık 2010'da yaptı ve 31 Aralık 2012'de operasyonunu tamamladı. Toplamda 2900 h sıcaklık profilleri artık mevcuttur. Sıcaklıklar tüm cihaz çalışma süresi boyunca mevcuttur (kesintilerle), ancak burada kış/yaz geçişine ve yaz mevsimine, daha kesin olarak drs = −60 ila drs = +60, yani 22 Ekim'den itibaren zamana odaklanıyoruz. 19 Şubat'a kadar (drs = gündönümüne göre günler). Bu dönemde 2010/2011 sezonunda 34 gün 324 saat, 2011/2012 sezonunda 68 gün 740 saat ve 2012/2013 sezonunda 25 gün 217 saat elde ettik. Birinci ve üçüncü mevsimlerde tüm kış/yaz geçiş dönemini ele almadığımızı, ancak bu yazıda ilgili ana özelliklerin ele alındığını unutmayın. Veri kapsamı, tüm yerel saatlere oldukça eşit bir şekilde dağıtılır. Bu nedenle, örneklememizin, örneğin termal gelgitlerin neden olduğu önemli bir önyargı oluşturması pek olası değildir.

Şekil 1'de, 21/22 Kasım 2011, 23/24 Aralık 2011 ve 21/22 Ocak 2012 olmak üzere üç farklı günde (daha doğrusu öğleden öğlene kadar) ölçülen tek sıcaklık profillerini gösteriyoruz. 1 saat uzunluğunda sürgülü pencere, 15 dakika kaydırıldı. Daha sonra görüleceği gibi, bu günler “yüksek yaz mezopozunun” (ESM) ortaya çıkmasından önceki, sonraki ve sonraki dönemleri temsil eder. Ayrıca donma noktası sıcaklıklarını da gösteriyoruz (Tdon) bu şekilde. 30 K'ya kadar tepeden tepeye sapmalarla 1 gün içinde önemli bir değişkenlik olduğu Şekil 1'de açıkça görülmektedir. sıcaklıklar. Özellikle, ortalama sıcaklıklar donma noktası sıcaklığından daha büyük olabilir (yani, buz parçacıkları ve PMSE için çok sıcak), ancak bireysel profiller, buz parçacıklarının var olmasına ve büyümesine izin verecek şekilde çok daha soğuk olabilir. Şekil 1'de gösterilen 3 gün için, aşırı doygunluk koşullarını gösteren birkaç profil (ve ayrıca ortalama profilin bir parçası) vardır, yani, T < Tdon. Şekil 1'de görülen büyük dalgalanmalara rağmen, her üç durumda da mezopoz sıcaklıkları ve yükseklikleri açıkça belirlenebilir. Mezopoz 23/24 Aralık'ta diğer 2 güne göre daha yüksek ve daha soğuktur. 17/18 Aralık 2011'de 24 saat içinde ölçülen tüm bireysel profillerin bir başka örneği, Lübken et al. [ 2014 ]. Bu örnekler, önceki gözlemlere ve uydulara kıyasla veri setinin gelişimini vurgulamaktadır. Bu yazıda, orijinal gözlemlerin 14 günlük bir Hann filtresiyle yumuşatılmasından elde edilen sıcaklıkları kullanıyoruz. Bu aynı zamanda gelgitlerin ve seyahat eden gezegen dalgalarının büyük ölçüde yumuşatıldığı anlamına gelir.

2.2 VHF ve MF Radarları: PMSE ve Rüzgarlar

Yine Davis'te bulunan Avustralya Antarktika Bölümü'nün iki radarından, yani 55 MHz VHF radarından gelen polar mezosfer yaz yankıları ve bir MF radarından üst mezosferdeki rüzgarlardan gözlemleri kullanıyoruz.Morris ve ark., 2006 ].Ayrıca, NH'deki Orta Atmosfer Alomar Radar Sistemi (MAARSY) adlı yeni bir VHF radarından alınan PMSE verilerini ve her ikisi de Kuzey'deki Orta Atmosferik Araştırma için Arctic Lidar Gözlemevi (ALOMAR) tesisinin bir parçası olan Saura MF radarından gelen rüzgarları kullanacağız. (69°K) [Şarkıcı ve ark., 2008 Latteck et al., 2012 ].

Şekil 2'de 2011/2012 yaz sezonunda Davis'te PMSE'nin meydana gelme sıklığını zamanın bir fonksiyonu olarak gösteriyoruz. Bu sezonda PMSE, drs = -30 (21 Kasım 2011) civarında başladı ve drs = +50 (9 Şubat) civarında sona erdi ve daha sonra bazı zayıf aktivite ile sona erdi. PMSE'nin mezopoz bölgesinde, yani yaklaşık 83 km'den 92 km'ye kadar göründüğünü unutmayın. Şekil 2'den görülebileceği gibi, 2011'de gündönümü civarında tepe yükseklikleri daha yüksektir, yani Davis'te nadiren gözlenen yaklaşık 94 km'dir [Latteck et al., 2008 ]. Ortalama PMSE yüksekliği sezon başında 87 km civarındadır ve genellikle zamanla alçalmaktadır. Gündönümünden kısa bir süre önce, ortalama PMSE irtifası, önceki veya sonraki dönemlere göre oldukça yüksektir (∼90 km). Bu makale bağlamında PMSE'nin varlığı, düşük sıcaklıkların bağımsız bir teyididir. PMSE oluşumunun lidar sıcaklıkları ile ayrıntılı bir karşılaştırması, lidar tekniğinin güvenilirliğini doğrular [Lübken et al., 2009 ]. PMSE ve noctilucent bulutlar (NLC) ve polar mezosfer bulutları (PMC) gibi diğer MLT buz bulutu fenomenlerinin, düşük sıcaklıklar için yalnızca dolaylı kanıt sağladığını, ancak mezopoz çevresindeki termal yapı hakkında ayrıntı sağlayamayacağını not ediyoruz.

2.3 MERRA ve KMCM

Daha sonra görüleceği gibi, üst mezosfer/alt termosferdeki termal ve dinamik yapının zamansal gelişimi, stratosferdeki dolaşımla yakından ilişkilidir. İkincisi için, NASA'nın Araştırma ve Uygulamalar için Modern Çağ Retrospektif analizinden (MERRA) gelen verileri kullanıyoruz [Rienecker ve ark., 2011 ]. Ayrıca, Fe lidar sonuçlarımızı, düşen küre uçuşlarından (bundan sonra FJL99 olarak anılacaktır) elde edilen 69°N'de yaz boyunca sıcaklık klimatolojisi ile karşılaştırıyoruz [Lübken, 1999 ]. Düşen küre tekniğinin yaklaşık 92 km'nin üzerinde biraz belirsizleştiği belirtilmelidir. Bu nedenle, FJL99 klimatolojisi bu irtifalarda dikkatle yorumlanmalıdır.

Kühlungsborn Mekanistik genel Sirkülasyon Modelini (KMCM) daha yeni versiyonunda idealleştirilmiş bir iklim modeli olarak kullanıyoruz (bkz. Becker et al. [2015 ve buradaki referanslar] daha fazla ayrıntı için). Bu versiyon, yüzeyden alt termosfere kadar uzanır (en üst seviye yaklaşık 125 km yüksekliğe karşılık gelen 3 × 10 −3 hPa civarındadır) ve yatay yönde bir T32 spektral kesmenin geleneksel çözünürlüğünü ve dikeyde 70 tam katmanı kullanır. Işınımsal transfer ve troposferik nem döngüsünün açık hesaplamalarını kullanır. Kara-deniz kontrastları, ısı kapasitesi, albedo ve bağıl nem gibi yüzey parametreleri için kara-deniz maskelerinin yanı sıra orografi ve bir levha okyanus modeli tarafından dikkate alınır. Bazı idealleştirmelere rağmen, model, alt ve orta atmosfer için makul bir sinoptik ve gezegensel dalga aktivitesi üretir. Mezopoz bölgesinin dinamik kontrolü, parametreli yerçekimi dalgaları ile tanımlanır.


Bölüm 36 - Dünya'nın yüzeyindeki güneş radyasyonu

Güneş UV radyasyonunun zararlı etkilerinin risk değerlendirmesi, Dünya'nın yüzeyine ulaşan küresel radyasyonun yoğunluğu ve spektral bileşimi hakkında ayrıntılı bilgi gerektirir. Her iki miktar da zaman ve yerde büyük farklılıklar gösterir. Varyasyonların bazıları çok düzenli çünkü bunlar Dünya'nın güneş etrafındaki yörüngesindeki konumuyla, Dünya'nın ekseninin yörünge düzlemiyle yaptığı açıyla ve tabii ki eksen etrafındaki günlük dönüşüyle ​​doğrudan ilişkili. Atmosfere girdikten sonra radyasyon çeşitli absorpsiyon ve saçılma süreçleriyle değiştirilir. Bu süreçlerde yer alan atmosferik bileşenlerdeki değişiklikler de küresel radyasyonun değişkenliğine katkıda bulunur. Stratosferik ozon tabakası, kesinlikle kısa dalga UV radyasyonu için en önemli emicidir. Bu nedenle, esas olarak insan faaliyetlerinden kaynaklanan değişiklikler, güneş yanığından ve hatta cilt kanserinden sorumlu olan UV radyasyonu miktarı üzerinde doğrudan bir etkiye sahiptir. Alt atmosferde, bulutlar küresel radyasyonu modüle eden ana faktördür. Atmosferik parametrelerdeki zamansal ve mekansal değişiklikler astronomik ve geometrik olanlardan çok daha az tahmin edilebilir. Rakım veya yüzey albedo gibi yerel parametreler, ortam UV iklimini daha da değiştirir. UV radyasyonunun uzun vadeli ve kısa vadeli dinamikleri hakkındaki bilgimiz, hem UV ölçümlerinin hassaslığında hem de atmosferde radyasyon taşınmasının matematiksel modellemesinde kaydedilen son ilerlemeyle muazzam bir şekilde arttı. Bu bölüm, Dünya'nın yüzeyine ulaşan güneş radyasyonunun çeşitli fiziksel yönlerini gözden geçirmektedir.


4. YAŞANABİLİRLİK ÇALIŞMASI

1 AU'da dairesel bir yörüngede 235 eğikliğe sahip model gezegenler için, Tablo 1'de sunulan her iki IR soğutma işlevi çifti ve albedo işlevi, enlemsel olarak ortalama sıcaklıklarla ölçüldüğü gibi, Dünya'nın mevcut iklimi için oldukça iyi eşleşmelerdir ve biraz daha iyi uyum sağlar. (ben2, bir2). Bu bize, bu işlevlerin, iklimin farklı zorlayıcı koşullar altında nasıl tepki verebileceği konusunda yararlı kılavuzlar olduğuna dair güven veriyor. Bu araştırmada, çeşitli eğimlere sahip gezegenlerde bölgesel olarak yaşanabilir iklim kuşağının haritasını çıkarmak için, içsel gezegen özelliklerindeki varyasyonların, çeşitli yörünge yarıçaplarında güneşlenme ve yıl uzunluğundaki değişikliklerle nasıl birleştiğini ele alıyoruz.

SMS08'i, belirli bir zamanda, 1 atm basınçta saf suyun donma ve kaynama noktalarına karşılık gelen yüzey sıcaklığı 273 K ile 373 K arasındaysa, gezegenin bir bölümünün yaşanabilir olduğunu söyleyerek takip ediyoruz. Bu kriter, SMS08'de ve buradaki referanslarda tartışılan çeşitli nedenlerle eleştirilebilir, ancak sayısal araştırmalar yapmak için makul bir başlangıç ​​noktası sağlar. Sözde Dünyaların yaşanabilirliğini sık sık zamansal yaşanabilirlik fraksiyonu ile ölçeceğiz, fzaman[bir, λ], nerede bir yörünge yarı ana eksenidir, λ enlemdir ve fzaman ( ile belirtilen parametre uzayındaki noktanın yılın kesridirbir, λ) yaşanabilir sıcaklık aralığında harcar (detaylar için SMS08'e bakınız).

4.1. Isı Taşımasının Verimliliği

Farklı dönme hızlarına sahip karasal gezegenler, ısıyı yıldız altı noktasından (veya tek boyutlu bir modelde yıldız altı enlemden) farklı verimlerle yeniden dağıtacaktır. Etkili difüzyon katsayısının gezegen dönüş hızının ters karesiyle değiştiği, yukarıda açıklanan idealleştirilmiş ölçeklemeye göre, daha yavaş dönen gezegenler ısıyı daha verimli bir şekilde yeniden dağıtırken, daha hızlı dönen gezegenler bunu daha az verimli yapacaktır. Fakat ısı nereden ve nereye yeniden dağıtılır? Bu, eğikliğe ve dönüş hızına nasıl bağlıdır? Ve bunun iklimsel yaşanabilirlik üzerinde nasıl bir etkisi var?

4.1.1. Isı Akışı Yönü

Dünya benzeri 235 eğikliği için, yıldız altı enlem yıl boyunca çok fazla değişmez: tropik bölgeler ekvatora oldukça yakındır (tropik bölge, Dünya yüzey alanının üçte birinden daha azdır). Sonuç olarak, ısının her zaman ekvatordan kutuplara taşındığı makul bir yaklaşımdır (ancak ayrıntılar için Şekil 2'ye bakın). Buna karşılık, önemli ölçüde daha büyük eğikliğe sahip bir gezegende, yıllık döngü boyunca ısı akışının yönü değişir. Ekinokslarda, ekvator gezegenin en güçlü şekilde yalıtılmış kısmıdır (eğiklikten bağımsız olarak) ve bu nedenle ekvatorda atmosferik hareketlerle kısmen yeniden dağıtılmak üzere ısı birikir. Ancak, oldukça eğik bir gezegende, günlük ortalama güneşlenme ile ölçüldüğü üzere, kutup yazları son derece yoğundur. Sonuç olarak, ilgili yazları boyunca kutuplarda ısı birikir ve ısı akışı yönü tersine çevirir.

Şekil 5, Dünya benzeri bir eğiklik modeli için yıllık ortalama soğutma ve ısıtmanın gösterildiği Şekil 1 ile karşılaştırmalı olarak, bu tür güçlü kutupsal yazların bir model gezegenin küresel radyasyon bütçesi üzerindeki etkisini göstermektedir. Dünya benzeri model için beklendiği gibi, yıllık döngü boyunca ekvator, kutuplardan önemli ölçüde daha fazla güneş radyasyonu alır ve buna göre yıllık ortalama ısıtma, ekvatordaki soğutmayı aşar. Bu, atmosferik hareketlerin ısıyı ortalama olarak ekvatordan kutuplara doğru taşıdığını gösterir. Şekil 5'te ise, yüksek ve aşırı eğik modeller durumunda benzer fonksiyonları sunuyoruz. Sol panel 60° eğik bir model için ısıtma ve soğutma fonksiyonlarını gösterir, sağ panel 90° eğik bir model için aynı fonksiyonları gösterir. Gezegen bilimciler, bunun gibi oldukça eğik modellerde, kutup yazlarının o kadar yoğun olduğunu uzun zamandır fark ettiler ki, yıl boyunca ortalama olarak, gezegenin en güçlü şekilde yalıtılan kısımları Kuzey ve Güney Kutupları! (Bkz., örneğin, Ward 1974.) Yıllık ortalama anlamında, o zaman, yukarıda açıklandığı gibi, akış yönü açıkça mevsimlere göre değişse de, kutuplardan ekvatora doğru akar. Bu grafiklerin önemi, kutupların en soğuk gezegen bölgeleri olduğu fikrimizin, oldukça eğik dünyalar durumunda revize edilmesi gerekebileceğidir. Ortaya çıkan atmosferik taşıma rejiminin, sadece bizim yayılma işlemimizle parametrelendirildiği gibi, Dünya'dakinden (örneğin, ekvator Hadley hücreleri açısından) önemli ölçüde farklı olması da beklenebilir.

Şekil 5. Dünya ile karşılaştırıldığında, yüksek ve aşırı eğimli model gezegenler için yıllık ortalama soğutma ve ısıtma akıları. 235 eğiklik için yıllık ortalama ısıtma ve soğutmayı gösteren Şekil 1'in aksine, burada bu işlevleri 60° eğiklikte (sol panel) ve 90° eğiklikte (sağ panel) Dünya benzeri modeller için sunuyoruz. Kalın çizgiler model sonuçlarıdır, ince kesikli çizgiler Dünya'nın ERBE verileridir. Her iki yüksek eğiklik durumunda, Dünya'dan farklı olarak, kutuplarda yıllık ortalama net ısıtma (yani, ısıtma soğutmayı aşar) ve özellikle aşırı eğiklik durumunda, ekvatorda net yıllık ortalama soğutma vardır.

Şekil 6, son derece eğik bir modelde güneş ışığının yıllık döngü boyunca değişebileceği aşırı yolu daha ayrıntılı olarak göstermektedir. Bu modelde, aksi takdirde Dünya benzeri bir gezegenin eğikliği (ben2bir2 %70 okyanusun eşit dağıldığı fonksiyonlar) 90°'ye ayarlanmıştır. Bu modelde soğutmanın ısıtmadan çok daha sabit kaldığına dikkat edin. Bunun nedeni, okyanusun üzerindeki atmosferin yüksek etkili ısı kapasitesidir. Daha az okyanus kapsamına sahip modellerde veya eşit olmayan bir şekilde dağılmış okyanuslarda, soğutma da yıllık döngü boyunca önemli ölçüde değişebilir. 7 Soğutma daha az değişirken ısıtma çok yoğun bir şekilde değiştiğinden, bunların farkı - net ısıtma eğrisi - ayrıca yıllık döngü içinde büyük farklılıklar gösterir. Her gündönümünde, yıldıza bakan kutup, hem karşı kutuptan hem de gezegen ortalamasından çok daha fazla net ışıma akısını alır. Ekinokslarda, belki daha şaşırtıcı bir şey olur: net ışıma akısı, model gezegenin yüzeyinin büyük bölümünde negatiftir ve ekvator yakınında yalnızca zar zor pozitiftir. Genel olarak, gezegen gündönümleri sırasında kutuplarda (başka bir yerde soğurken) güçlü bir şekilde ısınır ve ekinokslar sırasında her yerde ya soğur ya da esasen termal olarak nötr kalır.

Şekil 6. 90° eğiklik ve 1 AU yörünge mesafesinde referans modeli için ve Dünya için aylık soğutma, ısıtma ve net ısıtma akıları. Her panel, kuzey kış gündönümünden (sol üst panel) başlayarak ve her biri ile 1 ay artan, yılın 1 ayı için enlemin fonksiyonları olarak ortalama soğutma, ısıtma ve net (ısıtma eksi soğutma) ışınım akılarını sunar. sağdaki panel. Bu akılar hem eğik model gezegen (kalın düz çizgiler) hem de Dünya (ince kesik çizgiler) için gösterilmiştir. Model ısıtma mavi, model soğutma kırmızı ve model net ısıtma yeşildir. Toprak ısıtma camgöbeği, Toprak soğutma koyu macenta ve Dünya net ısıtma siyahtır. Böyle eğik bir gezegende soğutma akıları nispeten sabit ve tekdüze kalırken, ısıtma ve net ısıtma akıları çok büyük mevsimsel değişikliklere tabidir.

4.1.2. Yaşanabilirlik için Etkiler

SMS08'in gösterdiği gibi, verimli ısı aktarımına sahip model gezegenler (yavaşça dönen gezegenler), kendileri verimsiz ısı taşınımına sahip olanlardan (hızlı dönen gezegenler) daha az enlemsel sıcaklık değişimi sergileyen Dünya benzeri dönüşlü modellerden enlemesine olarak daha izotermiktir. Sonuç olarak, Dünya'ya göre yavaş dönen dünyalara karşılık gelen modeller (ancak yine de tek boyutlu bir iklim modelinin bir şekilde kullanılması için yeterince hızlı) herhangi bir zamanda ya tamamen yaşanabilir ya da tamamen yaşanmaz olma eğilimindedir. Buna karşılık, Dünya benzeri ve daha hızlı dönen model gezegenler, belirli bir zamanda yalnızca kısmen yaşanabilir olabilir. Örneğin, kutuplarda donmuş ve ekvatorda ılıman olabilirler veya son derece eğik bir dünyada tam tersi olabilir.

Şekil 7, bir gezegenin yaşanabilirliğini belirlemede eğiklik ve ısı aktarımının verimliliği arasında devam edebilecek karmaşık etkileşimi göstermektedir. Bu şekil, 12 farklı eğiklik (0°, 30°, 60°, 90°) ve enlem ısı yayılım katsayısı (Dfid/9, Dfid, ve 9Dfid, sırasıyla 72 saat, 24 saat, 8 saatlik rotasyonlara karşılık gelir). Üst panel, (ben2, bir2) soğutma-albedo çifti ve alt panel (ben3, bir3) çifti (ayrıntılar için Tablo 1'e bakın). Her iki panelde de, grafiklerin sol sütunu verimli enine ısı taşınımını, orta sütun Dünya benzeri taşımacılığı ve sağ sütun verimsiz taşımayı temsil eder. Bu şekildeki 24 grafiğin her biri, 0.025 AU'luk artışlarla 0.45 AU ila 1.25 AU arasında bulunan gezegenler için model çalıştırmalarının sonuçlarını gösterir. Renk skalası, o noktadaki enlemin, belirtilen yörünge yarı ana ekseninde bir model gezegende yaşanabilir sıcaklık aralığında (273-373 K) geçirdiği yılın kesirini gösterir. Her çizimde, beyaz dikey kesikli çizgiler, yıllık ortalama, küresel ortalama güneşlenme ve soğuma ile sıfır boyutlu bir modelden hesaplanan (SMS08'de tartışıldığı gibi) ışınımsal denge yaşanabilir bölgesini gösterir.

Şekil 7. Farklı eğimlere, ısı taşıma verimlerine ve soğutma-albedo fonksiyonlarına sahip modellerde zamansal yaşanabilirlik fraksiyonu. Her iki panelde de eğiklik 0° (üst sıra) ile 90° (alt sıra) arasında değişir. Enlem ısı yayılım katsayısı 9'dan değişirDfid (sol sütun) için Dfid (ortada) ve Dfid/9 (sağda). Her panelde, apsis AU'da yörünge yarıçapıdır ve ordinat enlemdir. Renkler, o bölge tarafından yaşanabilir sıcaklık aralığında (273-373 K) harcanan yılın oranını gösterir. Üst panel: (ben2, bir2) soğutma-albedo kombinasyonu. Alt panel: (ben3, bir3) soğutma-albedo kombinasyonu. Karşılaştırma için, dikey kesikli çizgiler, küresel ışınım dengesi temelinde beklenen yaşanabilir bölge kapsamını göstermektedir. Bölgesellik ve mevsimsellik, küresel kartopu geçişleri meydana geldiğinde, genellikle dış erişimini azaltırken, anlık yaşanabilir bölgenin iç erişimini genişletebilir.

Şekil 7'de bir dizi ilginç özellik vardır. En bariz olanı, beklendiği gibi, her eğiklikte, daha az verimli ulaşımın daha güçlü enlemsel olarak farklılaştırılmış zamansal yaşanabilirlik ile sonuçlanmasıdır. Ek olarak, her taşıma verimliliği değerinde, mevsimsel olarak yaşanabilir şeridin düşük eğiklikte > işareti şekli, yüksek eğiklikte < işareti şekline geri döner. Başka bir deyişle, düşük eğimde, nispeten soğuk kutuplar yıldıza daha yakın yaşanabilir ve nispeten sıcak ekvator yıldızdan daha uzakta yaşanabilir. Ancak yüksek eğiklikte bu durum tersine döner ve kutuplar nispeten sıcakken ekvator nispeten daha soğuktur.

Ayrıca, her iki panelde de çoğu hücredeki konturlar, mevsimsel olarak yaşanabilir bölgeye çok ani bir dış sınır göstermektedir. Bunun nedeni, SMS08'de tartışıldığı gibi, buz-albedo geribildiriminin bu modelleri zorlamadaki değişikliklere karşı oldukça hassas hale getirmesidir. Küresel albedoyu artıran ve güneşlenmede daha fazla azalmaya yol açan buz örtüsü arttığından, güneşlenmedeki küçük azalmalar güçlendirilebilir. Bu geri bildirim mekanizması, model iklimleri, model çerçevemiz içinde kurtaramayacakları küresel bir kartopu geçişine duyarlı hale getirir. 8 Bu eğilimin ana istisnaları, her iki panelin sağ üst köşesindeki düşük eğimli, hızlı dönen modellerdir, ancak bu modeller bile yaşanabilir bölge kümesinin dış sınırına göre küçük olan yörünge yarıçaplarında %0 yaşanabilirlik düzeyine düşmektedir. küresel ışınım dengesi ile (beyaz kesikli çizgilerle gösterilir). İlginç bir şekilde, soğutma-albedo fonksiyonlarındaki oldukça küçük fark (ben2, bir2) için (ben3, bir3), alt panelin sağ alt köşesindeki hücrenin (aşırı eğiklik, verimsiz taşıma) küresel olarak kartopu durumuna geçişten kaçınmasına izin vermek için yeterlidir. Bu modelde, kutuplardaki yoğun yaz güneş ışığı, farklı enlemlerin göreli termal izolasyonu ile birleştiğinde, diğer modellerin tamamen donacağı yörünge mesafelerinde bile, kutupların yazları boyunca suyun donma noktasının üzerinde ısınmasına izin verir. Özetle, kartopu geçişlerine duyarlılık, daha önce Dünya iklim çalışmaları için belirtildiği gibi, enerji dengesi modelimizdeki parametrelendirmelerin ayrıntılarına bağlıdır (örn., North ve diğerleri, 1981).

4.2. Kara/Okyanus Dağılımı

SMS08'de açıklandığı gibi, Dünya'daki okyanusların büyük kaplama oranı (kabaca %70), atmosferin okyanus üzerindeki büyük etkili ısı kapasitesi sayesinde iklimimizi yıllık bir döngü boyunca dengeler. Karada, termal gevşeme zaman ölçeği birkaç aydır, (

50 m derinliğinde) okyanus üzerinde karışık katman, termal gevşeme zaman ölçeği on yıldan fazladır. Sonuç olarak, kıtaları boylamda çözmeyen tek boyutlu bir modelde (bizimki gibi), önemli okyanus fraksiyonuna sahip herhangi bir enlem bandı, düşük okyanus fraksiyonuna sahip bir enlem bandına göre yıllık sıcaklık değişimlerini güçlü bir şekilde bastıracaktır. Kıtaların ve okyanusların güneş dışı bir gezegendeki dağılımını önceden belirlemenin herhangi bir yolunu bilmediğimiz için, diğer olası kara/okyanus dağılımlarının iklimsel yaşanabilirlik üzerindeki etkisini göz önünde bulundurmak önemlidir.

4.2.1. Tekdüze Olmayan Okyanus Kapsamı

Farklı enlemler arasında tek tip olmayan kara ve okyanus dağılımlarına sahip model gezegenleri ele alıyoruz: biri %30 arazi kapsamına sahip, bir kara kütlesi Kuzey Kutbu'nda (aşağıya doğru uzanan) merkezde.

24° K enlem) ve diğeri (Bölüm 4.2.2'de ele alınmıştır) %90 karaya sahiptir ve yine Kuzey Kutbu merkezlidir. 9 Atmosferin kara üzerindeki nispeten düşük termal ataleti nedeniyle, model gezegenin karaların egemen olduğu kısımları yıl boyunca donabilir veya kaynayabilir ve diğer zamanlarda yine de ılıman koşullara geri dönebilir. Aslında, bazı yörünge mesafelerinde ve yüksek eğiklikte, bazı modellerin kutup bölgeleri donar. ve yıllık bir döngü içinde kaynatın.

Şekil 8, okyanustan yoksun enlem bantları üzerinde meydana gelebilecek muazzam sıcaklık dalgalanmalarını gösterir ve ayrıca yıllık ortalama hesaplamaların eğik gezegenlerdeki anlık koşullar hakkında birçok bilgiyi kaçırabileceğini gösterir. Bu rakam, 1 AU'luk bir yörünge mesafesinde, toplam yüzey alanının %30'u olan bir Kuzey Kutup kıtasına sahip bir model gezegendeki yıllık ortalama sıcaklık ile ayrıntılı sıcaklık evrimini karşılaştırıyor. Bu model kullanır (ben2, bir2) soğutma-albedo fonksiyonları ve sonuçlar 235, 60° ve 90° eğimler için gösterilmektedir. Her üç eğimde de, sol sütun - yıllık ortalama sıcaklık profili - gerçek iklim koşullarının yetersiz bir görünümünü sağlar. Sadece sol panellere bakıldığında, 235 eğiklik modeli sıcaklık dağılımında biraz asimetrik görünüyor, kıtasal Kuzey Kutbu 8 K okyanus Güney Kutbu'ndan daha sıcakken, 60° eğiklik modeli kıtasal kutupta daha soğuk görünüyor ve 90° eğik modeli tekrar ortaya çıkıyor kıta kutbunda daha sıcak, ancak tüm dünya üzerinde donmuş görünüyor. Gerçekte, her üç model de kıta kutbunda yazın diğer kutba göre önemli ölçüde daha yüksek sıcaklıklara ulaşır. Hem 60° hem de 90° eğimlerde, Kuzey Kutbu yaz sıcaklıkları 410 K'yi aşıyor, çünkü Güneş aylarca neredeyse doğrudan kutup üzerinde parlıyor. Bu şekilde modellerimizin önemli bir sınırlamasının belirgin olduğunu not ediyoruz. Yüksek eğik gezegenlerde kutupsal yazların nasıl olması gerektiğine dair pek bir sezgimiz olmasa da, 235 eğiklik modelinde 310 K'yi aşan yaz kutup kıtası sıcaklıklarının elde edilmesi şaşırtıcıdır. Gerçekten de, Antarktika—Dünya'nın kıtasal kutbu—önemli ölçüde Daha soğuk Kıta dışı kutuptan daha fazladır ve çoğunlukla hiçbir kutup donma noktasının üzerindeki sıcaklıklara ulaşmaz. Antarktika'nın model çerçevemizde muhasebeleştirilmesi, tek tip buzsuz ve/veya buzla ilgili yüzey işlemlerinin geliştirilmiş işlemlerinden farklı başlangıç ​​koşulları gerektirebileceğinden, önemsiz olacaktır.

Şekil 8. 1 AU yörünge mesafesinde yüzey alanının %30'unu kaplayan (diğer %70'i okyanus) Kuzey Kutup kıtasına sahip modellerde yıllık ortalama ve ayrıntılı zamana bağlı sıcaklık profilleri, (ben2, bir2) soğutma-albedo fonksiyonları ve 235, 60° ve 90° eğimleri. Solda: eflatun eğri, kuzey kutbu kıtasına kadar uzanan modeller için yıllık ortalama sıcaklık profilini gösterir.

24° K enlem. Düz mavi ve kesikli yeşil eğriler referans içindir—mavi: referans modeli (bununla aynıdır, her enlem bandında eşit olarak dağılmış %70 okyanus hariç) kesikli yeşil: NCEP/NCAR tarafından ölçülen dünyanın gerçek sıcaklık profili. 2004 (Kistler ve ark. 1999 Kalnay ve ark. 1996). Sağda: 8'den 50'ye kadar kutup kıtası modellerinde ayrıntılı sıcaklık değişimi (enlem ve zaman). Üst sıra: 235. Orta sıra: 60°. Alt sıra: 90°. Yıllık ortalama profiller (solda), ayrıntılı profiller (sağda) tarafından gösterilen mevsimsel değişimlerin çoğunu kaçırır. 90° eğiklik modeli asimetrik, kısmi bir kartopu geçişi yaşar.

Şekil 9, yukarıdakiyle aynı model gezegen için 0°, 30°, 60° ve 90° eğimlerde zamansal yaşanabilirlik fraksiyonunun çizimlerini sunmaktadır. Şekil 8, Kuzey Kutbu'ndaki kara varlığının orada sıcaklıkta muazzam dalgalanmalara neden olduğunu göstermektedir. Şekil 9, sıfır olmayan eğiklik için, yaşanabilir bölgenin yörüngesel boyutu boyunca durumun gerçekten de böyle olduğunu doğrulamaktadır. Bu büyük mevsimsel değişimler, zamansal yaşanabilirlik parsellerinde egzotik şekillere yol açar. Tekdüze okyanusların hakim olduğu dünyalarla karşılaştırıldığında, parametre uzayının çok daha fazlası her eğiklikte (0° hariç) kısmen yaşanabilirdir, yılın ne %0'ı ne %100'ü, ancak arada bir yerdedir.

Şekil 9. Yüzeyinin %30'unu kaplayan Kuzey Kutup kıtasına sahip bir model gezegen için farklı eğimlerde zamansal yaşanabilirlik oranı. Eğiklik, yukarıdan aşağıya 0° ile 90° arasında değişir. Enlem ısı yayılım katsayısı referans değerinde tutulur. Gösterim, Şekil 7'ye benzer: renkler, o bölge tarafından yaşanabilir sıcaklık aralığında (273-373 K) harcanan yılın kesirini gösterir. Yaşanabilirlik, eğik olduğunda böyle bir gezegende güçlü bir bölgesel ve mevsimsel karaktere sahiptir.

4.2.2. Çöl Dünyaları

Şimdi sadece %10 okyanus payına sahip iki model gezegeni ele alıyoruz. Düzgün dağılmış bir okyanus (her enlem bandında %10) ve Güney Kutbu'nda lokalize (kuzeye doğru uzanan bir okyanus) vakalarını inceliyoruz.

53° G enlem). Şekil 10, tek tip çöl dünyası için zamansal yaşanabilirliği gösterirken, Şekil 11, bir Güney Kutup okyanusu ile çöl dünyası için benzer bir plan sunar. Daha önce olduğu gibi, bu model gezegenlerin bazı bölgeleri yıl boyunca donma sıcaklıklarından kaynama sıcaklıklarına doğru salınır. Bu, Şekil 10'da gösterilen 60° ve 90° eğiklik durumlarındaki zamansal yaşanabilirlik grafiklerinin kelebek şeklinden sorumludur: bir

0.9 AU, kutuplar, o yörünge mesafesindeki daha fazla ekvator bölgesinden veya daha yakın ve daha uzak yörüngeler için kutuplardan yılın daha küçük bir bölümünde yaşanabilir. Şekil 11'deki yaşanabilirlik modeli ise, kutup okyanusu olan bir çöl dünyasında iklimin ne kadar güçlü asimetrik olabileceğini göstermektedir.

Şekil 10. %10 okyanusun eşit dağıldığı bir model gezegen için farklı eğimlerde zamansal yaşanabilirlik oranı. Aksi takdirde, Şekil 9'a benzer. Yaşanabilirlik, eğik olduğunda böyle bir gezegende güçlü bir bölgesel ve mevsimsel karaktere sahiptir.

Şekil 11. Yüzeyinin %90'ını kaplayan bir Kuzey Kutup kıtasına sahip bir model gezegen için farklı eğimlerde zamansal yaşanabilirlik fraksiyonu (yani, yerel bir Güney Kutup okyanusu). Aksi takdirde, Şekil 9'a benzer. Yaşanabilirlik, eğik olduğunda böyle bir gezegende güçlü bir bölgesel ve mevsimsel karaktere sahiptir.

Bu modeller ve Bölüm 4.2.1'de sunulanlar, aşırı eğiklikte, bölgesel ve mevsimsel olarak yaşanabilir iklim kuşağının iç kenarının önemli ölçüde içe doğru genişletilebileceğini, dış sınırın ise yalnızca hafifçe dışa doğru genişletilebileceğini ileri sürmektedir. Bununla birlikte, bu gözleme birkaç önemli uyarı eşlik etmelidir. Yörünge yarıçapı ile sabit olan bir IR soğutma fonksiyonunun varsayılması, muhtemelen bu modellerin hem yüksek hem de düşük güneşlenme limitlerinde hatalı bir işleme yol açar. Yaşanabilir bölgenin iç kenarında, atmosferik su içeriğindeki büyük artışlar, soğutma verimliliğinde bir azalmaya neden olarak, kaçak bir sera etkisine yol açabilir. Nihai bir felaket su kaybı, Kasting ve diğerleri tarafından açıklandığı gibi, Venüs benzeri bir sonuçla sonuçlanabilir. (1993). Dış kenarda, uzun zaman ölçeklerinde, karbonat-silikat ayrışma döngüsünün azaltılmış bir verimliliği, muhtemelen atmosferik CO'nun kısmi basıncında önemli bir artışa yol açacaktır.2 (Kasting ve ark. 1993), yaşanabilir bölgeyi

Bazı durumlarda 1.4 AU veya daha fazlası. Bölüm 4.3'te, değişen atmosferik CO2 konusunu daha ayrıntılı olarak tartışıyoruz.2 yörünge mesafesi ile içerik.

Bu çeşitli komplikasyonlara rağmen, makul soğutma işlevleri için, atmosferin kara üzerindeki düşük termal ataleti, oldukça eğik gezegenlerde şiddetli kutup iklimlerine yol açabilir. Bir gezegenin her yıl gerçekten kaynayan ve donan bir bölgesi durumunda, kriterimize göre kısmi "yaşanabilirlik"ten ne anlamalıyız? Yeryüzünde donma sıcaklıklarında üreyebilen ve kaynama sıcaklıklarında üreyebilen bazı mikroplar vardır (bkz. Bir gezegenin bir kısmı düzenli olarak bu vahşi iklim uçlarından geçiyorsa, onu yaşanabilir olarak adlandırmak uygun mudur? Test edilebilir bir bilimsel hipotez formüle etme perspektifinden daha alakalı olan, böyle bir gezegen, yaşamının Dünya'dan tespit edilebileceği yeterli düzeyde biyo-imzalar üretecek kadar yaşamı destekleyebilir mi? Bu açık bir soru, ancak Dünya'daki mikropların olması gerektiği kadar dayanıklı göründüğünü akılda tutmakta fayda var: biyologların araştırdığı hemen hemen her yerde, gelişen bazı mikroplar buldular. Yaşanabilirlik perspektifinden belki de eşit derecede önemli bir sonuç, bu modellerin azaltılmış termal ataletinin, özellikle yüksek eğimlerde, onları küresel kartopu olaylarına daha az duyarlı hale getiriyor gibi görünmesidir (örneğin, Şekil 9-11'i Şekil 7'nin orta sütunu ile karşılaştırın). ).

4.3. Yaşanabilir Bölgenin Uzak Mesafelerini Modelleme

Walker ve ark. (1981), bir gezegenin sıcaklığının, CO2'den karbonik asit yoluyla silikat kayaların ayrışmasını içeren bir geri bildirim mekanizması tarafından uzun zaman ölçeklerinde düzenlendiğini öne sürdü.2 suda çözülür. Ayrışma oranından (ve dolayısıyla CO2'nin uzaklaştırılmasından)2 Atmosferden gelen) sıcaklıkla arttığı için, bu süreç, sıcaklıkları suyun donma noktasına yakın tutmak için hareket eden iklim üzerinde önemli bir olumsuz geribildirimdir (bu döngünün işleyişini doğrulayan Zeebe & Caldeira (2008) tarafından yapılan son çalışmaya bakınız). Kasting et al. (1993), bu olumsuz geri beslemenin, iklimin, Hart (1979) modellerinde ve SMS08'de ve şimdiye kadar bu yazıda sunulan modellerde görülen 1 AU'dan uzaktaki yörünge mesafesindeki değişikliklere karşı aşırı duyarlılığını önemli ölçüde dengeleyebileceğine işaret etti. Bu modeller hassastır çünkü Dünya'nın iklimi hakkında önemli bir pozitif geri besleme içerirler - düşük sıcaklıklarda, yüksek buz albedosu nedeniyle emilen güneş ışığının önemli ölçüde azaldığı buz-albedo geri bildirimi. Bununla birlikte, bu modeller karbonat-silikat ayrışma döngüsünün uzun vadeli, negatif (dengeleyici) geri beslemesini de göz ardı eder (Kasting ve diğerleri, 1993).

Beklenen CO2 bağlamında dönme hızı ve eğiklik iklimi üzerindeki birleşik etkiyi araştırmak için21,4 AU'da sözde Dünya'nın sahip olacağı zengin atmosfer, WK97 tarafından kullanılan IR soğutma işlevine geçiyoruz (benWK97 Tablo 1), CO ile2 kısmi basıncı (pCO2) 1 bar ve 2 bar olarak ayarlayın. Basit olması için aynı albedo fonksiyonunu koruyoruz bir2 daha önce olduğu gibi ve enlemsel ısı difüzyon katsayısının toplam atmosferik basınçla aynı doğrusal bağımlılığını WK97 olarak kabul edin (D/DfidPtot). Bunu hem 1 hem de 2 bar CO seviyelerinde buluyoruz.2, model gezegenler, her ikisi için de tüm eğimlerde küresel ılıman koşulları korurlar. D = 9Dfid ve D = Dfid, sırasıyla yavaş ve Dünya benzeri dönüşe karşılık gelir. Bununla birlikte, ilginç bir şekilde, hızlı gezegen dönüşüne karşılık gelen düşük taşıma verimliliğinde, bu CO2'nin2-zengin modeller küresel buzullaşma olaylarına karşı hassastır.

Şekil 12, 1 bar atmosferik CO2 ile 1,4 AU'da hızlı dönen model gezegenler için küresel ortalama sıcaklığı ve iklim gelişimini göstermektedir.2 (benWK97, bir2), soğutma-albedo fonksiyonları ve toplam basınçla büyütülmüş ancak hızlı dönüşü hesaba katmak için 9 faktörü ile azaltılmış bir enlem ısı difüzyon katsayısı. 235 eğiklikte kutuplardaki soğuk sıcaklıklar modeli kartopu durumuna sürüklerken, 90° eğiklikte model gezegeni aynı kadere sürükleyen soğuk ekvatordur. Bununla birlikte, 60° eğiklikte, gezegenin hiçbir parçası, küresel buzullaşmayı tetikleyecek kadar sürekli olarak yeterince düşük güneşlenme almaz. 235 ve 90° eğiklik modellerinde görülen kartopu etkisi, kısmi atmosferik çöküş olasılığı nedeniyle, volkanizmanın CO2'yi yenileyebileceğinden çok daha kısa bir zaman ölçeğinde özellikle çarpıcı olabilir.2. 1 barda CO'nun donma noktası2 dır-dir

195 K. Hem 235 hem de 90° eğiklik modelleri, yüzeylerinin yeterince büyük bölgelerinde bu eşiğin altındaki sıcaklıklara ulaşır.2 kuru buz olarak yoğunlaşarak atmosferik sera etkisini azaltabilir. Atmosferik çökme riski, CO'dan gizli ısının salınmasıyla bir miktar azaltılacaktır.2 çok fazla CO önleme eğiliminde olan yoğuşma2 herhangi bir kış sırasında donmaktan. Kısmi çökme ise yüzey basıncını ve dolayısıyla atmosferik ısı aktarımının verimliliğini azaltacaktır. Bu olasılıkları gerçekçi bir şekilde ele almak, enerji dengesi denklemine gizli bir ısı teriminin dahil edilmesini ve yüzey CO2'nin hesaplanmasını gerektireceğinden, bu makalenin kapsamı dışındadır.2 Nakamura & Tajika'nın (2002) Mars EBM'lerinde yaptığı gibi kitlesel bütçe.

Şekil 12. Bir CO için WK97'nin IR soğutma işlevini kullanarak 1,4 AU'da hızlı dönen bir model gezegende yıllık ortalama ve ayrıntılı zamana bağlı sıcaklıklar2- zengin bir atmosfer pCO2 = 1 çubuk. Yukarıdan aşağıya, sonuçlar 235, 60° ve 90°'lik bir eğiklik için gösterilir. Notasyon ve modeller, soğutma işlevi dışında Şekil 8'deki ile aynıdır (benWK97 ile pCO2 = 1 bar) ve hızlı dönüş ve devasa bir atmosfer için ayarlanmış enlem ısı yayılım katsayısı. Küresel olarak donmuş iki modelde (üst ve alt), mevsimsel CO2 ile sonuçlanacak yüzey sıcaklıkları2 atmosferik çöküş (T 195 K) gezegenin yüzey alanının makul bir bölümünde ulaşılır.

Model 2 bar CO ile çalışırken2 (gösterilmemiştir), 1,4 AU'da bu kadar büyük bir atmosfere sahip bir sözde Dünya'nın, herhangi bir eğimde buzullaşma veya kısmi atmosferik çöküş yaşama ihtimalinin düşük olduğunu belirtmekte, volkanik sera gazı çıkış hızının çok fazla olmadığı bir gezegende kayda değer olduğunu belirtmekte fayda var. Dünya'dan daha yüksek, kalın bir CO oluşturmak zor olabilir2 atmosfer (örn. 2 bar) CO gibi koşullar altında2 daha düşük basınçta yoğunlaşır (1 bar CO içeren modelimizde olduğu gibi)2). Atmosferik CO olduğu durumlarda2 konsantrasyonlar yıllık bir zaman ölçeğinde önemli ölçüde değişebilir, modelimiz kendi içinde tutarlı değildir. Bu nedenle, bu tür atmosferik yoğuşma olaylarının tam kapsamını ve sonuçlarını belirlemek için daha fazla analize ihtiyaç vardır. Açıkça, bu çeşitli konular gelecekteki çalışmalar için önemli konulardır, çünkü kartopu geçişlerinin prensipte bazı karasal gezegenlerin karbonat-silikat ayrışma döngülerinin olumsuz geri bildirimine müdahale ederek yaşanabilirliğini sınırlayabileceğini gösterirler.

4.4. Global Işınım Dengesinin Geçerliliği

Yaşanabilir bölgelerin hesaplanmasında genellikle küresel ışınımsal denge koşulları varsayılır. Tanım gereği bu hesaplamalar, yaşanabilirliğin bölgesel karakterini açıklayamasa da, küresel ortalama koşullar için hala iyi bir vekil sağladıkları umulabilir. Gerçekten de, Şekil 3'te görüldüğü gibi, Dünya'nın kendisi içindedir.

Yıl boyunca ışınımsal dengenin %5'i. Buna göre, küresel ışınım dengesi modelleri, Dünya benzeri bir gezegenin yaşanabilirliğinin yörünge yarıçapına nasıl bağlı olduğuna dair değerlendirmeler için çok faydalı bir başlangıç ​​noktası sağlamıştır.

Şekil 13, 90° eğiklikle gezegen yüzeyinin %30'unu kaplayan bir Kuzey Kutup kıtasına sahip bir modelde küresel olarak ortalama soğutma, ısıtma ve net ışınım akılarını göstermektedir. Küresel ışınım dengesinin %5'i içinde kalan Dünya'nın aksine, bu model gezegen küresel ışınım dengesinin yaklaşık %60'ı dışında olabilir. Oldukça eksantrik yörüngelerdeki gezegenlerin, yıllık ve küresel ortalama koşullardan önemli ölçüde farklı zorlamalar yaşadığı kabul edilmiş olsa da, Şekil 13'teki sonuçlar, dairesel yörüngelerde bile gezegenlerin ışınımsal dengeden uzak koşulları nasıl deneyimleyebileceğini göstermektedir. Bu, güneş dışı karasal gezegenlerin yaşanabilirliğini ele almak için bölgesel, zamana bağlı iklim modellerinin önemini daha da vurgulamaktadır.

Şekil 13. 90° eğiklikte, yüzeyinin %30'unu kaplayan bir Kuzey Kutup kıtasına sahip bir model gezegen için zamanın fonksiyonları olarak küresel ortalama soğutma, ısıtma ve net (ısıtma eksi soğutma) ışınım akısı. Gösterim Şekil 3'e benzer. Bu gezegen, küresel ışınım dengesinden büyük sapmalar yaşar.


5. Kavrama Olayları

5.1. Ani Stratosferik Isınmalar

[48] ​​Ani bir stratosferik ısınma (SSW), kış kutup stratosferinin aniden ısındığı ve kutup girdabının yavaşladığı veya yönünü tersine çevirdiği bir olaydır. SSW'ler, ortalama akışı yavaşlatarak ısınmayı üreten yukarı doğru yayılan gezegen dalgalarının dağılmasıyla başlatılır. SSW'lerin tanımı değişir ve burada resmi Dünya Meteoroloji Örgütü'nü (WMO) kullanıyoruz [ Labitzke ve Naujokat, 2000 ] kış ortası büyük, nihai ve küçük ısınmaları ayırt etmek için tanım. Tüm simülasyonlar için ısınma istatistiklerini otomatik olarak hesaplamak için aşağıdaki algoritmayı kullanıyoruz:

[49] 1. Büyük kış ortası ısınması, 10 hPa'da 60 N ve 90 N arasındaki sıcaklık gradyanının en az 5 gün pozitif olduğu ve bu süre zarfında 10 hPa'da 60 N'de bölgesel ortalama rüzgarın doğu olduğu bir olaydır. Sıcaklık gradyanı 3 günden daha kısa bir süre için negatif olur ve ardından tekrar pozitif olursa, yine de aynı ısınma olayının bir parçası olarak kabul edilir.

[50] 2. Küçük ısınma, 10 hPa'da 60 N ile 90 N arasındaki sıcaklık gradyanının en az 5 gün pozitif olduğu, ancak 10 hPa'da sirkülasyonun tersine çevrilmediği bir olaydır.

[51] 3. Nihai ısınma, kış batılılarından yaz doğularına geçişi başlatan bir ısınma olayıdır. Başka bir deyişle, ısınmadan sonra dolaşım kış durumuna geri dönmez. 60 N, 10 hPa'da bölgesel rüzgarın 21 günlük hareketli ortalaması pozitif olmadığında, bir ısınmayı son bir ısınma olarak kabul ederiz.

[52] Önemli bir ısınma tanımımızın şundan farklı olduğuna dikkat edin: Charlton ve Polvani [2007], büyük ısınmaları teşhis etmek için yalnızca bölgesel ortalama rüzgarı kullananlar. Gibi Charlton ve Polvani [2007], bunun sayılarda büyük bir fark yaratmadığına dikkat çekiyor, ancak biz eksiksiz, uzun süredir devam eden WMO tanımlarını kullanmayı tercih ediyoruz. Kasım'dan Şubat'a (NDJF) ve Kasım'dan Mart'a (NDJFM) kadar büyük ısınma sayılarını sunuyoruz.Mart ayında ısınma olaylarını ayırmanın, simüle edilen ve gözlemlenen ısınma sıklıkları arasındaki farklılıkların olası nedenlerinden bazılarını açıkladığını bulduk.

[53] WACCM3'te SSW'lerin oluşumunu, 1958 ila 2000 yılları için ERA40 veri setinden elde edilenlerle karşılaştırıyoruz. Bu, Tablo 1'de gösterilmektedir. Tablo 1, WACCM3'te büyük kış ortası ısınmalarının meydana gelme sıklığının, WACCM3'tekinden çok daha düşük olduğunu göstermektedir. gözlemlendi. NDJF sırasında, 4° × 5°, 1.9° × 2.5° ve 1° × 1.25° modelinde majör ısınmaların meydana gelme sıklığı yılda 0.1, 0.1 ve 0 olaydır; bu, gözlemlenenin beşte biri veya daha azıdır. yılda 0,5 olay sıklığı. NDJFM sırasında, tüm WACCM kararlarında, büyük ısınmaların meydana gelme sıklığı, özellikle 4° × 5° modelinde büyük ölçüde artar (yılda 0.1'den 0.3 olaya artış). NDJF'ye göre Mart ayında böyle daha sık bir ısınma olayı ERA-40'ta gözlenmemektedir. ERA-40'ta SSW frekansında NDJF'den NDJFM'ye yalnızca %20'lik bir artış vardır. Sunulan WACCM3 simülasyonları, klimatolojik ve gözlemlenmemiş deniz yüzeyi sıcaklıkları ile zorlanmıştır ve Tropiklerde bölgesel rüzgarın (QBO) yarı iki yıllık salınımına sahip değildir. Bu iki faktör, WACCM3 ve ERA40 arasındaki ana SSW oluşumu arasındaki tutarsızlıklara katkıda bulunabilir, ancak büyük olasılıkla tam olarak açıklamaz. WACCM'nin daha eski bir versiyonundaki (WACM1b) ve diğer GCM'lerdeki SSW'lerin sıklığı, aşağıdakiler tarafından incelenmiştir: Charlton ve ark. [2007]. İncelenen GCM'lerin birçoğunun SSW'ler üretmede yetersiz olduğunu ve WACCM1b'nin en az SSW ürettiğini gösterdiler. tarafından yapılan çalışmadan Charlton ve ark. [2007] GCM'lerde makul sayıda SSW elde etmek için gerekli faktörlerin neler olduğu açık değildi.

Isınma Tipi 1° × 1.25° 1.9° × 2.5° 4° × 5° ERA40
Başlıca kış ortası (NDJF) 0 (0) 2 (0.1) 3 (0.1) 21 (0.5)
Başlıca kış ortası (NDJFM) 1 (0.2) 3 (0.1) 8 (0.3) 25 (0.6)
büyük final 0 (0) 0 (0) 0 (0) 12 (0.3)
Küçük (NDJF) 4 (0.8) 21 (0.7) 46 (1.5) 39 (0.9)
Küçük (NDJFM) 6 (1.2) 43 (1.4) 64 (2.1) 59 (1.4)

[54] Hem NDJF hem de NDJFM'de WACCM3'teki küçük ısınmaların sıklığı gözlemlere çok daha yakındır, ERA40'a kıyasla 4° × 5°'de daha da fazladır. Bu, girdaba ulaşan ancak onu parçalayamayan gezegensel dalga aktivitesinin göstergesidir. WACCM3'te, kutupsal stratosferik girdabın yakınındaki rüzgarlar mevsimsel ortalamada (DJF) gözlemlere çok yakındır, ancak Şubat ve Mart aylarında NH'de 10 ila 1 hPa arasındaki kutupsal stratosferik rüzgarlar ∼10 ms -1 çok kuvvetlidir ( gösterilmemiş). Bu aşırı güçlü kutup rüzgarları nedeniyle, gezegen dalgalarından momentum birikimi girdabın kırılması için yeterli değildir.

[55] 4° × 5° WACCM3 simülasyonunda majör ve minör SSW'lerin sayısı, 1.9° × 2.5° WACCM3 simülasyonuna kıyasla daha fazladır. Bu özellikle Mart ayındaki büyük ısınmalar için geçerlidir: 1,9° × 2,5° modelinde 1'e kıyasla 4° × 5° modelinde 5 ana ısınma vardır. 4° × 5° WACCM3'teki SSW'lerin artması, muhtemelen DJF (Şekil 10) ve Mart (gösterilmemiştir) sırasında kutupsal kış stratosferindeki gezegen dalgalarından artan momentum birikiminden kaynaklanmaktadır. 1° × 1.25° çözünürlükte analiz için yalnızca 5 yıllık bir WACCM3 simülasyonumuz olmasına rağmen, bu simülasyon için SSW frekansı (Tablo 1'de gösterilmiştir) 1.9° × 2.5° modelindeki SSW frekansına benzerdir ve 5 yıllık simülasyon sırasında yalnızca büyük ısınma Mart ayında gerçekleşir. Bu nedenle, 1° × 1.25° WACCM3, gezegensel dalga aktivitesinden dolayı en fazla değişkenliği sergilemesine rağmen (bkz. Şekil 6), bu dalga aktivitesi daha fazla SSW başlatmaz. Bu, modelin ortalama klimatolojik durumunun SSW oluşumu üzerinde modelin çözünürlüğünden daha büyük bir etkiye sahip olduğunu göstermektedir.

5.2. İki Günlük Dalga

[56] Bu bölümde, WACCM3'teki 2 boyutlu dalganın yapısını daha ayrıntılı olarak inceleyeceğiz. Bunu, NASA'nın Termosfer İyonosfer Mezosfer Enerjisi ve Dinamiği (TIMED) uydusundaki Geniş Bant Emisyon Radyometrisi (SABER) cihazı kullanılarak Atmosfer Sondajından elde edilen 2 boyutlu dalga gözlemleriyle karşılaştırıyoruz. Veriler, tarafından açıklanan bir Fourier sinoptik eşleme (FFSM) algoritması kullanılarak işlenmiştir. salby [1982a, 1982b]. SABER'den gelen dalga alanı analizi hakkında daha fazla ayrıntı şurada verilmektedir: Garcia et al. [2005]. Şekil 13, dört farklı gözlem yılı için 2 boyutlu dalga genliğinin (dikey dalga sayısı 3) mevsimsel döngüsünü göstermektedir. Şekil 13, güçlü 2 boyutlu dalga genliklerinin yalnızca gündönümlerinin yakınında (Ocak sonu ve Haziran sonu) her iki yarımkürede de 30-40° enlem civarında bulunduğunu göstermektedir. SABER tarafından gözlemlenen 2 boyutlu dalga, güçlü mevsimsel değişkenlik sergiler.

[57] WACCM3'te maksimum 2 boyutlu dalga yanıtı, 3 numaralı yatay dalgada ve tam olarak 2 d'lik bir periyoda karşılık gelen 0,5 döngü d-1 frekansındadır. Şekil 14, 10 yıllık simülasyon boyunca ortalaması alınan 2 boyutlu dalga genliğinin mevsimsel döngüsünü göstermektedir. 10 yıllık ortalama, WACCM3'teki bu dalganın öne çıkan özelliklerini iyi bir şekilde temsil eder: Güney Yarımküre'de maksimum genlik, gündönümüne çok yakın (Aralık sonu ve Ocak başında) meydana gelir ve esas olarak 30 S ve 60 S arasında bulunur. Yarımküre, 2 boyutlu dalga, gündönümünden yaklaşık bir ay önce, Mayıs sonu ve Haziran başında, daha kısa bir süre için ve 30 N merkezli daha dar enlem boyutunda meydana gelir.

[58] 10 yıl boyunca ortalama 2 boyutlu dalga genliği oldukça zayıf: Güney Yarımküre'de ∼2 K ve Kuzey Yarımküre'de ∼1.5 K. Bunun nedeni kısmen WACCM3'teki 2 boyutlu dalga genliğinin yıllar arasında değişmesidir: analiz edilen 10 yıldan 3'ünde genliği ihmal edilebilir düzeydedir. Güney Yarımküre'deki en güçlü 2 boyutlu dalga genliği, 84 km'de Kuzey Yarımküre'de 4,6 K ve 2,4 K'ya ulaşır. SABRE'de ∼3,5–5 K arasındaki bu irtifa aralığında gözlemlenen 2 boyutlu dalga genlikleri bu nedenle, en güçlü olay sırasında WACCM3'teki 2 boyutlu dalga, gözlemlendiği gibi karşılaştırılabilir bir genliğe sahiptir, ancak 10 yılda gözlemlenenden daha zayıf olduğu anlamına gelir.

[59] Şekil 15, WACCM3'teki en güçlü olay sırasında 2 boyutlu dalga genliği ve fazının yükseklik ve enlem yapısını göstermektedir. Bunları, bir Ocak 2003 olayı sırasında SABER tarafından gözlemlenen 2 boyutlu dalganın dikey yapısıyla karşılaştırıyoruz (Şekil 16'da gösterilmektedir). WACCM3'teki 2 boyutlu dalganın yapısı, gözlemlerle oldukça iyi bir uyum içindedir. Pik genliği 12 ile 13 skala yüksekliği arasında ve 30 S civarındadır. Önemli dalga genliği 8 skala yüksekliğine kadar izlenebilir. Dalga esas olarak Güney Yarımküre'de bulunur, ancak hem WACCM3'te hem de gözlemlerde daha zayıf genlikle 12 ölçek yüksekliğinin üzerinde Kuzey Yarımküre'ye uzanır. Dikey dalga boyu çok uzun, ∼70 km, gözlemlerle mükemmel bir uyum içinde, normal mod olmasıyla tutarlı.

[60] 2 boyutlu dalga, yakın gündönümlerini baroklinik kararsızlıkla güçlendirir [ Plumb et al., 1982 Salby ve Callaghan, 2001 , 2003 ]. Potansiyel girdaplığın enlem gradyanı ve dolayısıyla bölgesel ortalama rüzgar yapısı bu nedenle dalga genliğini etkiler. Şekil 17, WACCM3 yakın gündönümünde ana kararsızlık bölgesinin 65 S ve 80 km'de merkezlendiğini göstermektedir. 2 boyutlu dalga, EP akı vektörleri tarafından gösterildiği gibi bu bölgede büyür. WACCM3'teki 2 boyutlu dalganın zayıf genliğinin nedeni, baroklinik kararsızlık bölgesinin konumuyla açıkça ilişkilidir. Orta enlemlerde doğu stratosferik jetindeki bölünme nedeniyle (Şekil 3'ten devam ediyor), kararsız bölge direğe yakındır, ancak Rossby yerçekimi dalgası modunun artması için kararsızlığın subtropiklerde ve orta enlemlerde bulunması gerekir. . Bu gözlemlerde de böyledir ve WACCM2'de de meydana gelmiştir [ Richter ve Garcia, 2006 ], burada SH'deki bölgesel ortalama rüzgar yapısı gözlemlere daha çok benziyordu. Bu, küresel modellerdeki stratosferik bölgesel ortalama rüzgar klimatolojisinin, 2 boyutlu dalga yoluyla mezosfer dinamiklerini ve momentum bütçesini etkilediği anlamına gelir. WACCM2'de, 2 boyutlu dalga, ekstratropiklerde aylık ortalamada ortalama akışta ∼20 m s -1 d -1 ve Tropiklerde ∼7 m s -1 d -1 ivmelere neden oldu [ Richter ve Garcia, 2006 ], oysa WACCM3'te 2 boyutlu dalganın momentum bütçesine katkısı sadece ∼2 m s -1 d -1'dir .

[61] 4° × 5° WACCM3'teki 2 boyutlu dalga, Aralık sonu ve Mayıs sonunda maksimum genlikle 1,9° × 2,5° modelindekiyle aynı mevsimsel döngüye sahiptir. Bununla birlikte, 4° × 5° modelinde, 10 yıllık bir ortalamada, 2 boyutlu dalga Mayıs ayında Kuzey Yarımküre'de 2.5 K'nin üzerinde (gösterilmemiştir) iki kat daha büyük genliğe sahiptir. Bu, bireysel yıllar için de geçerlidir. 4° × 5° modelindeki en güçlü 2 boyutlu dalga olayının genliği 6,3 K'dir. Bu muhtemelen iki model arasındaki bölgesel ortalama rüzgar farklılıklarından kaynaklanmaktadır: hem Mayıs hem de Haziran aylarında batılar, 80 ile 30 arasında 30 N civarındadır. 100 km, 1,9° × 2,5° modeline (gösterilmemiştir) kıyasla 4° × 5° modelinde ∼10 ms −1 daha güçlüdür.

5.3. günlük gelgit

[62] Göç eden günlük gelgit, orta atmosferin daha ayrıntılı olarak incelediğimiz son dinamik özelliğidir. Göç eden günlük gelgit, MLT bölgesinde baskındır ve UV radyasyonunun stratosferik ozon tarafından soğurulması ve troposferde gizli ısıtma ve su buharı kısa dalga soğurulması tarafından yönlendirilir. Göç eden günlük gelgitin, ekinoksların yakınında maksimum ile genlikte yarı günlük bir varyasyona sahip olduğu gözlenir. 1.9° × 2.5° WACCM3'teki göç eden günlük gelgitin Küresel Ölçekli Dalga Modeli (GSWM) ile ayrıntılı bir karşılaştırması [ Hakan et al., 1995 Hagan, 1996 ] ve radar gözlemleri tarafından verilmiştir. Chang et al. [2008]. Burada bu bulguları özetliyoruz ve 4° × 5° WACCM3 ile bir karşılaştırma sunuyoruz.

[63] Küresel uzamsal yapı, dikey dalga boyu ve mevsimsel genlik değişimi gibi 1.9° × 2.5° WACCM3'teki göç eden günlük gelgitin genel özellikleri, GSWM modeli ve önceki gelgit çalışmaları ile genel uyum içindedir. GSWM ile karşılaştırıldığında, WACCM3 çok daha büyük yarım küre asimetrisi ve ekinoksların yakınında önemli ölçüde daha küçük genlikler sergiler. WACCM3'teki büyük yarım küre asimetrisi, bu modelin GSWM'ye kıyasla daha karmaşık olmasına atfedilir: GSWM, yayılma ve ortalama rüzgarlar gibi statik arka plan değişkenleri ile doğrusallaştırılmış ilkel denklemlere sabit durum çözümü sunarken, WACCM3 tamamen doğrusal olmayan bir modeldir. , dalga-dalga etkileşimlerine izin vermenin yanı sıra gelgitler ve model ortalama durumu arasındaki geri bildirimlere izin veren kendi kendine tutarlı dinamiklerle [ Chang et al., 2008 ]. Ekinoksta gözlemlenenden daha küçük gelgit genliğinin, öncelikle GSWM ile karşılaştırıldığında WACCM3'teki günlük dönemde önemli ölçüde daha düşük troposferik konvektif ısıtma oranlarından ve ayrıca dağılım ve bölgesel ortalama rüzgar yapısındaki farklılıklardan kaynaklandığına inanılmaktadır.

[64] Şekil 18, 4° × 5° WACCM3'teki gelgit genliklerinin 1.9° × 2.5° WACCM3'tekilerden farklı olduğunu göstermektedir. 4° × 5° modelinde genlikler Güney Yarımküre'de Ocak ayında 10 m s -1 daha yüksektir ve Nisan ayında her iki yarım kürede de yaklaşık 10 m s -1 daha düşüktür. Bu tutarsızlıkların nedenlerinin ayrıntılı olarak incelenmesi bu makalenin kapsamı dışındadır, ancak dar bir enlem yapısına sahip olduğu için yatay çözünürlük, göç eden günlük gelgitin genliği üzerinde bir etkiye sahip olacaktır. Yatay çözünürlük farklılıklarının yanı sıra, 4° × 5° WACCM3'teki günlük gelgitin genlik farklılıklarına katkıda bulunan faktörler, gizli ısıtma, yayılma ve bölgesel rüzgardaki farklılıkları içerebilir. 4° × 5° WACCM3'teki günlük gelgitin evreleri, 1.9° × 2.5° WACCM3'teki (gösterilmemiştir) olanlara çok yakındır.


1. Giriş

Toz döngüsü, Mars ikliminin önemli bir bileşenidir (örneğin, Zurek ve diğerleri, 1992). Bunun nedeni, tozun Mars atmosferinin termal ve dinamik durumunu büyük ölçüde etkilemesidir. Toz parçacıkları ışınımsal olarak aktiftir, güneş ışınımını emer ve kızılötesi ışınımı emer/yayar. Böylece, atmosferi ısıtırlar/soğuturlar ve dinamik süreçleri yürütürler (örneğin, Gierasch & Goody, 1972 Pollack ve diğerleri, 1979). Tozun iklim üzerindeki etkileri, daha güçlü rüzgarları tetikleyen ve daha da fazla tozu kaldıran bölgesel toz fırtınalarının kenarındaki termal gradyanlar gibi geri bildirim mekanizmalarıyla artırılabilir. Bu nedenle, Mars atmosferinin davranışını anlamak için toz döngüsünün derinlemesine bilgisi kilit öneme sahiptir.

Mars'taki toz döngüsü, yıllık ve yıllık zaman ölçeklerinde güçlü değişkenlik gösterir (örneğin, Newman & Richardson, 2015). Yıllık değişkenlik büyük ölçüde topoğrafyadaki Mars yarıküresel ikiliğinin bir sonucudur (Richardson & Wilson, 2002). Günberi civarında, güney yarım kürede ilkbahar/yaz olduğunda, atmosfer nispeten sıcak ve tozludur, güney yarım kürenin daha yüksek kotları küresel devrilme sirkülasyonunu arttırır, böylece artan toz kaldırmaya yol açar (Richardson & Wilson, 2002). Öte yandan, aphelion civarında, atmosferde daha düşük miktarlarda toz bulunur ve bölgesel ve gezegeni çevreleyen toz fırtınaları olası olmasa da, yerel toz fırtınaları hala meydana gelebilir (Zurek ve diğerleri, 1992). Herhangi bir Mars yılı (bu çalışmada Clancy ve diğerleri, 2000 sözleşmesi kullanılmıştır) yerel ve bölgesel toz fırtınalarına sahip olsa da, küresel toz fırtınası olayları (GDE'ler) ortalama olarak birkaç MY'de bir (örn., Haberle ve diğerleri) meydana gelir. al., 1982 Zurek & Martin, 1993). Örnek olarak, son GDE 2018'in ortasında gerçekleşti. Mars Reconnaissance Orbiter tarafından yörüngeden (Shirley ve diğerleri, 2020 ) ve yüzeyden Merak gezici (Guzewich ve diğerleri, 2019) (ve başlangıçta ayrıca fırsat gezici). Toz fırtınasının doğrudan bir sonucu olarak, fırsat 2004 yılından bu yana aktif olan gezici görevi sona erdi (Voosen, 2019 ).

Mars Genel Dolaşım Modelleri (MGCM'ler), gözlem kapsamındaki uzaysal ve zamansal boşlukları doldurarak ve doğrudan gözlemlenmemiş atmosferik alanlar (örneğin rüzgarlar) için tahminler sağlayarak Mars iklimi hakkında değerli bilgiler sağlar. MGCM'ler, gözlemsel verilerle çeşitli derecelerde sınırlandırılabilir: MGCM'lere en fazla rehberliğin sağlandığı veri asimilasyon teknikleri (örn., Greybush ve diğerleri, 2012 Guzewich ve diğerleri, 2013), simülasyonlar aracılığıyla toz sınırlıdır (öngörülen toz) veya modelin tozu kendi kendine tutarlı bir şekilde serbestçe kaldırdığı ve yönlendirdiği simülasyonlarda (etkileşimli toz). Montabone ve ark. (2015), MGCM'lerdeki yatay ve dikey toz dağılımına yönelik analitik ifadelerin yerini, Termal Emisyon Spektrometresinden (TES Christensen ve diğerleri, 2001) ve diğer uzaktan algılama araçlarından alınan gözleme dayalı veriler almıştır. Ya eşzamanlı klimatolojik veriler ya da öngörülen toz yaygın olarak kullanılmaktadır. Mars toz klimatolojisi Montabone ve ark. (2015). Öngörülen toz, belirli geçmiş MY'ler için senaryoları, tüm yıl boyunca arka plan tozunu temsil eden senaryoları (yani, büyük bir toz fırtınasının meydana gelmediği bir yılın varsayımsal atmosferik toz içeriği) ve toz fırtınası yılı senaryolarını (örneğin, Guzewich ve diğerleri, 2013 Haberle ve diğerleri, 2017 Natarajan ve diğerleri, 2015). Böyle bir yaklaşım, hesaplama açısından ucuz olmasına rağmen, büyük bir dezavantaja sahiptir. Ne yüzey tozu kazancını/kaybını yöneten süreçler hakkında bilgi verir ne de toz döngüsünün uzun vadeli tahminini sağlar (Newman & Richardson, 2015).

Gözlenen toz optik derinliğinin entegrasyonuna alternatifler, etkileşimli tozlu MGCM simülasyonlarıdır. Bu kurulumda, yüzey tozu kaldırma ve biriktirme, model tarafından kendi kendine tutarlı bir şekilde oluşturulur. Newman ve Richardson (2015), Planet Weather Research and Forecasting (WRF Skamarock ve diğerleri, 2008) modelinin MarsWRF (Richardson ve diğerleri, 2007) Mars uygulamasını, hem sonsuz hem de sonlu yüzey tozu mevcudiyetini göz önünde bulundurarak, etkileşimli tozla yürüttüler. . Sonsuz yüzey tozuyla yürütülen ilk simülasyon seti, simüle edilen başlangıç ​​bölgelerinde, sürelerinde, boyutlarında ve GDE'lerin sürelerinde eksikliklerle sonuçlandı. Özellikle, toz döngüsü gerçekçi değildi (örneğin, kaldırılan tozun üçte birinden biraz fazlası üç kaynak ızgara noktasından geldi ve yıllar arası değişkenlik tamamen gözlemlerle uyumlu değildi) ve yüzey tozunun yenilenmesi eksikliği vardı. birincil kaynak bölgesi için. Örneğin, bazı toz kaynağı bölgelerinde, yüksek oranda net toz kaybı vardır.

Her 30 MY'de 1 cm. Bu simülasyonlardaki yüzey tozunun tükenmez olduğu varsayılsa da, bu yüksek orandaki toz tükenmesinin gerçek Mars'ta sürdürülebilir olması pek olası değildir. Daha sonra, sonlu tozlu simülasyonların toz döngüsü özelliklerini, özellikle de GDE'lerin başlangıç ​​zamanlarını önemli ölçüde iyileştirdiği kanıtlanmıştır (erken Ls ∼ 210–220° geç Ls ∼ 252°). Daha yakın tarihli çalışmalar, Güneş Sistemi dinamiklerini Mars'taki rüzgar modellerindeki yıllar arası değişkenliğe bağlayan bir teori olan yörünge-dönüş eşleşmesinin, bazı MY'lerde toz fırtınalarının oluşumunu ve diğerlerinde (örneğin, Newman) yokluğunu doğru bir şekilde tahmin etmek için potansiyel bir mekanizma olabileceğini düşündürmektedir. ve diğerleri, 2019 Shirley ve diğerleri, 2019). Son çalışmaların her ikisi de sonsuz yüzey tozuna dayanmaktadır. Newman et al. ( 2019 ), sonlu yüzey toz rezervuarlarının kullanımının, toz fırtınalarının başlangıç ​​zamanlarını iyileştirme potansiyeline sahip olduğuna işaret edilmektedir. Yukarıda bahsedilen üç çalışmanın tümü için, 20 dikey seviye ile boylam/enlemde 5.625 ° × 5°'lik bir model ızgarası kullanıldı.

Belirli toz fırtınaları vakaları, MarsWRF kullanılarak, 52 dikey katman ve 80 km'de bir model tepesi ile 5° × 5°'lik benzer bir çözünürlükte incelenmiştir. Chow et al. ( 2018 ), Hellas havzasında (Hellas fırtınaları) gelişen güney yarımküre bahar ekinoksu toz fırtınalarının arkasındaki dinamikleri araştırmak için sonsuz bir toz kaynağı varsayarak modeli etkileşimli tozla çalıştırdı. Yazarlar, bu fırtınaların, havzanın güney kenarı ile CO2 arasındaki yüzey sıcaklığındaki büyük kontrasttan kaynaklanan, Hellas havzasındaki kuvvetli gece yokuş aşağı rüzgarlar tarafından tetiklendiği sonucuna vardılar.2 buzla kaplı güney kutup başlığı. Aynı konfigürasyonu kullanan Xiao ve ark. (2019 ), toz fırtınası mevsiminde Mars'ın kuzey orta enlem bölgesinde toz kaldırmanın dinamik süreçlerini araştırdı (Ls 180–360°). Üç farklı toz kaldırma faaliyeti modu rapor ettiler: Güneş'in yıllık yolu tarafından yönlendirilen mevsimsel mod (50-200 Sols zaman ölçeği), orta enlem girdapları ile ilişkili sinoptik mod (3-7 Sols zaman ölçeği) ve günlük modu (0.5-1 Sol zaman ölçeği), termal gelgitler ve bunların topografya tarafından modülasyonu ile bağlantılıdır.Son olarak ve 15°N kutuplu arazinin bölgesel asimetrisinin kaldırıldığı yarı idealleştirilmiş deneylerde, kuzey orta enlem bölgesinin (40-50°K) topografyasının toz kaldırma faaliyetleri için önemli olduğu sonucuna varılmıştır. Bu çalışmaların her ikisi de, model ızgarasının kaba uzamsal çözünürlüğünün (5°) topografya olarak bir sınırlama olduğunu kabul etti ve Chow ve diğerleri için. ( 2018 ), buz örtüsü kenarının sınırı modelde yeterince temsil edilmemiştir.

Fonseca et al. ( 2018 ) tarafından gözlemlenen meteorolojik değişkenlerin günlük döngüsü arasındaki tutarsızlığın olası bir nedeni olarak öngörülen bir toz senaryosunun kullanımını belirledi. MerakRover Çevresel İzleme İstasyonu (Gomez-Elvira ve diğerleri, 2012) ve iç içe orta ölçekli simülasyonlarda tahmin edilmiştir. Benzer şekilde, Fonseca ve ark. (2019), gezegene yapılan geçmiş görevler tarafından ölçülen giriş, iniş ve iniş (EDL) dikey profillerini yeniden oluşturmak için öngörülen toz senaryolarının seçiminin kritik olduğunu gösterdi. Aslında, her bir EDL olayının belirli MY'sine özgü toz senaryolarıyla zorlandığında, Natarajan ve ark. (2015), MarsWRF'nin gözlemlenen sıcaklık ve yoğunluk profillerinin daha doğru bir simülasyonunu sağladığı sonucuna varmıştır. Bu sonuçlar, modelin etkileşimli toz kaldırma ile kurulmasıyla denenen, gözlemlenen toz dağılımını ve bunun mekansal ve zamansal değişkenliğini doğru bir şekilde temsil etme ihtiyacını vurgulamaktadır.

Bu çalışmada, yüzey topografyasının ve diğer yüzey özelliklerinin daha iyi temsil edilmesini sağlamak için 2° × 2°'lik rafine bir model ızgarasında etkileşimli toz kaldırma ve sonsuz bir yüzey toz rezervuarı ile MarsWRF çalışmalarını sunuyoruz. Bu da, daha büyük orta ölçekli rüzgar özelliklerinde ve ilgili yüzey toz kaldırmasında değişikliklere neden olur. Bu simülasyonun çıktısı, aksi takdirde özdeş bir deney düzeneği kullanılarak 5° × 5°'deki başka bir simülasyonla karşılaştırılır. Bu, 5° × 5°'nin önceki çalışmalarda kullanılana benzer bir uzamsal çözünürlük olduğu gerçeğiyle motive edilir (örneğin, Chow ve diğerleri, 2018 Newman & Richardson, 2015 Xiao ve diğerleri, 2019). Toigo et al. ( 2012 ), model konfigürasyonunu 5° × 5° ila 2° × 2° ve 0.5° × 0.5° uzamsal çözünürlükten iyileştirdi. Bir MY simülasyonu sırasında yüzeyden kaldırılan toplam toz miktarını karşılaştırarak, 2° × 2° ızgaradaki toz kaldırmanın, 0,014 Pa'dan daha büyük eşik rüzgar stresleri için 5° × 5° ızgarayı aştığını buldular. bir faktör

2.3 0,049 Pa'lık bir rüzgar eşiği eşiği için. Bu, topografik eğimler tarafından yönetilen yüksek rüzgar gerilimine sahip yerleri daha iyi temsil eden daha ince ızgara ile açıklanmaktadır. 2° × 2° ve 5° × 5° arasındaki karşılaştırmamız bu nedenle toz döngüsünün/GDE'lerin temsilini iyileştirmek için artan yatay model çözünürlüğü potansiyelini değerlendirme fırsatı sunar. Toigo ve ark. (2012), bu makalede olduğu gibi toz döngüsünü etkileşimli olarak modellememiştir. Bunun yerine, önceden belirlenmiş bir toz senaryosu kullandılar ve farklı rüzgar stresi kaldırma eşiği değerleri için kaldırılan küresel toz miktarını hesapladılar. (Buna göre, ışınımsal dinamik geri besleme mekanizmaları dikkate alınmadan yapıldı.)

Bu makale aşağıdaki gibi yapılandırılmıştır. Bölüm 2'de model konfigürasyonu sağlanmakta ve toz kaldırma parametrelerinin ayarlanması için hassasiyet deneyleri anlatılmaktadır. Bölüm 3'te, modelin ayarlanabilir toz parametrelerinin nihai seçimi ve ortaya çıkan toz fırtınaları sunulmaktadır. 4. bölümde, optimal model konfigürasyonu için Mars toz döngüsünün uzun vadeli özellikleri analiz edilmekte ve tartışılmaktadır. Ana bulgular bölüm 5'te özetlenmiştir.


İklim Vekil Kayıtları

Tortudaki oksijen izotoplarının izotop bileşiminin, buzda donmuş dünyadaki su yüzdesini yansıttığına inanılır ve bu nedenle oksijen-izotop oranındaki değişiklikler δ 18 O, dünyanın ikliminin ölçümleridir. Sonuçlarımızı test etmek için çok sayıda kaydı incelemiş olsak da, bu analizde iki ana kayıt kullanıyoruz: okyanus sondajı proje sahası 607 (15) ve Specmap (16) derlemesinden. Bu kayıtları seçtik çünkü her ikisinin de varsayılan 100 kyr eksantriklik döngüsüne uyacak şekilde ayarlanmamış zaman ölçekleri vardı. Böyle bir ayarlama yapılmış olsaydı, 100 kyr spektral tepenin genişliğini yapay olarak daraltabilirdi. Son 600 kyr için bu veriler için δ 18 O sinyalleri Şekil 1'de gösterilmektedir. bir ve b. İki kayıt arasındaki benzerlik, baskın özelliğin 100 kyr döngüsü olduğu açıktır. Bu veriler için spektrumlar Şekil 1'de gösterilmiştir. c ve d. Eşit olmayan aralıklı verilere sahip olan site 607 için, spektrum Lomb (17) ve MacDonald (18) yöntemleri kullanılarak hesaplanır, ancak enterpolasyon ve veri daralmasını takiben standart Fourier dönüşümü veya Blackman-Tukey kullanılarak temelde aynı sonuçları elde ettik. yöntemi (tam gecikmelerin kullanılması şartıyla).

δ Son 800 kyr için 18 O. (bir) Ruddiman'dan site 607 verileri ve diğerleri. (15). (b) Imbrie'nin Specmap yığını ve diğerleri. (16). (c) 607 numaralı sitenin spektral gücü. (d) Specmap'in spektral gücü. Milankovitch teorisinde, 0,01'e yakın (100 kyr periyodu) zirve eksantrikliğe, 0,024'e (41 kyr periyodu) yakın tepe eğikliğe ve 0,043'e (23 kyr periyodu) yakın tepe presesyona atfedilir.

Milankovitch modeli, kyr (100 kyr periyodu) başına 0,01 devire yakın zirveyi dünyanın eksantrikliğindeki değişikliklere bağlar. Eğiklikteki (ekliptik ile ilgili olarak dünyanın ekseninin eğimi) değişikliklere kyr tepe noktası başına 0.024 döngü (41 kyr periyodu) ve presesyon parametresindeki değişikliklere kyr tepe başına 0.04 döngü (23 kyr periyodu) ( günberi ve yaz gündönümü arasındaki gecikme). Kyr tepe noktası başına (100 kyr dönem) 0,01 döngünün yarı maksimum (FWHM) tam genişliğinin, 600 kayıtla elde edilebilecek teorik minimum genişliğe (kyr başına 0,0015 döngü) yakın olan kyr başına 0,0016 döngü olduğuna dikkat edin. -kyr uzunluğu. Orijinal kalp pili çekirdek yığınının tam çözünürlükle yeniden analizi, 464 kyr uzunluğundaki bir kayıt için teorik olarak minimum genişlik olan tek bir dar tepe noktası (FWHM = 0.0019) üretir. Benzer şekilde, site 806 (19)'dan alınan verilerin spektral analizi tek bir dar tepe gösterir.

100 kyr'lik zirvenin dar genişliği, astronomik kökenli bir tahrikli salınımı kuvvetle önerir. Enerji tüketen süreçlerin neredeyse hiç olmadığı dinamik astronominin aksine, dünya-atmosfer sistemi içindeki bilinen tüm rezonanslar, faz kararlılığının kaybına neden olan enerji aktarım mekanizmalarına sahiptir. 41-kyr ve 23-kyr döngülerinin darlığı, verilerin zaman ölçeği, beklenen yörünge döngülerine uyacak şekilde sedimantasyon hızı ayarlanarak ayarlandığından, mutlaka önemli değildir. 100 kyr pik bu diğer iki döngü ile tutarsızdır, faz ilişkisi yoktur. İlişkisiz bir tepe noktasının keskin olması, bir bir posteriori genel bir esneme faktörü ve gecikme nedeniyle yanlış olabilse de, ayarlama prosedürünün temelde doğru bir zaman ölçeği verdiğine dair kanıt. Diğerlerinin yaptığı gibi, bunun eksantriklikteki varyasyonlardan kaynaklanan zorlamadan kaynaklandığını varsayarak, 100 kyr zirvesinin darlığını tahmin etmedik. Bununla birlikte, yayınlanmış herhangi bir teori ile kolayca uzlaştırılamaz. Zirvenin darlığı, genellikle uygulandığı gibi (gecikme parametresi = 1/3), dar zirveleri yapay olarak bir faktör kadar genişleten Blackman-Tukey algoritmasının (20) yaygın kullanımı nedeniyle izotopik verilerin önceki spektral analizinde gözden kaçırılmıştır. of 3. Blackman–Tukey algoritması, Tukey'nin, sürekli bir spektruma sahip spektrumları analiz ederken analistlerin klasik periodogramları kullanmanın yanlış yönlendirilebileceği yönündeki uyarısı nedeniyle 1950'lerde geniş bir kullanım kazandı. Buzul döngülerinin analizi için bu düşünceler ortaya çıkmadı, çünkü spektrumlar çok güçlü yarı-periyodik zirvelere sahip karışık spektrumlardır. Tukey'nin fark ettiği gibi, buzul döngülerinin spektrumları, geleneksel Fourier dönüşümlerinin kullanımına uygundur.

δ 18 O verileri için 100 kyr tepe bölgesi, Şekil 2'de yeniden çizilir. bir ve b Genişletilmiş bir frekans ölçeği ile. Bu grafikler, Şekil 2'de gösterilen eksantriklik varyasyonlarının spektral gücü ile karşılaştırılabilir.cQuinn'in ayrıntılı hesaplamalarından hesaplanan et al. (5). Eksantriklik spektrumunda üç güçlü pik mevcuttur: kyr başına yaklaşık 0,0025 döngü (400 kyr dönemi), kyr başına yaklaşık 0,08 döngü (125 kyr dönemi) ve kyr başına yaklaşık 0,0105 döngü (95 kyr dönemi). İklim spektrumu ile eksantriklik spektrumu arasındaki uyuşmazlık açıktır. İklim verilerinde 400 kyr zirvesinin olmaması uzun zamandır bilinmektedir (inceleme için bkz. et al. (6) ve bu zirveyi bastırmaya çalışan sayısız model geliştirilmiştir.

Site 607'den alınan veriler için 100 kyr zirvesi civarında spektral parmak izleri (bir) Specmap yığınının verileri için (b) Quinn'in sonuçlarından hesaplanan, eksantrikliğe doğrusal yanıtı olan bir model için ve diğerleri. (5) (c) Imbrie ve Imbrie'nin (21) doğrusal olmayan buz tabakası modeli için (d) ve Dünya'nın yörüngesinin eğimine doğrusal tepki veren bir model için (değişmez düzleme göre ölçülür) (e). Tüm hesaplamalar 0-600 ka dönemi içindir. Verilerdeki 100 kyr zirvesi bir ve b teorilerden parmak izlerine uymuyor c ve d, ancak eğimden gelen tahminle iyi bir eşleşme e.

100 kyr zirvesinin, iklim verilerinde görülen tek dar çizgiyle ciddi bir çelişki içinde 95 ve 125 kyr bileşenlerine ayrıldığını not ediyoruz. Bu pikin bir ikiliye bölünmesi teorik olarak iyi bilinmektedir (22) ve 400 kyr pik tarafından faz uyumlu modülasyonun sonucudur. Ancak verilerle karşılaştırıldığında, eksantriklikteki iki zirve, Blackman-Tukey algoritmasının zorlanan zayıf çözünürlüğü ile tek bir geniş zirveye dönüştürüldü. İklim verilerindeki tek dar tepe de aynı şekilde genişletildi ve ortaya çıkan karşılaştırmalar, teorik eksantrikliğin ve gözlemlenen iklim verilerinin çok benzer olduğu inancına yol açtı.

Veriler arasındaki uyuşmazlık (Şekil 2 bir ve b) ve teori (Şekil 2 c ve d), deneysel hata belirsizliği ile açıklanamaz. Zaman ölçeğinin belirli bir zirveye ayarlanması (bilinmeyen sedimantasyon hızlarını ayarlayarak), kendisiyle uyumlu diğer zirveler gibi bu zirveyi yapay olarak daraltabilir [örneğin, Neeman'a (23) bakın]. Ancak, Şekil 2'deki veriler bir ve b sadece 100 kyr eksantriklik döngüsü ile tutarsız olan eğiklik ve presesyon tepe noktalarına ayarlandı, böylece ayarlama dar genişliği hesaba katamaz. Benzer şekilde, gevezelik (yanlış tahmin edilen sedimantasyon hızlarından kaynaklanan zaman ölçeğindeki hatalar) anlaşmazlığı uzlaştıramaz, çünkü gevezelik bir ikiliyi tek bir geniş zirveye bulaştırabilse de, ikiliyi tek bir dar zirveye dönüştürmeyecektir. Fiziksel bir mekanizma 95 ila 125 kyr ikilisini tek bir dar tepeye dönüştürebilir mi? Enerji tüketen mekanizmalar ikiliyi gizleyebilir, ancak (gevezelik gibi) tek bir geniş tepe veya bir ikililer kümesi verirler. 400 kyr zirveyi bastırmak için kullanılan rezonanslar, dar ikilinin bir unsurunu bastırmak için yeterince keskin değildir. Prensipte, güçlü bir doğrusal olmayan süreç, bir lazerde olduğu gibi (örneğin) bir ikiliyi tek bir tepeye dönüştürebilir, ancak dünyanın ve atmosferinin kayıplı, sürtünme dolu ortamında böyle bir mekanizma tanımlanmamıştır.

Imbrie tarafından incelenen birkaç doğrusal olmayan model et al. (6) 100 kyr döngüsünü presesyon döngüsünün zarfından türetir. Bununla birlikte, bu zarfın ayrıca bir bölünmüş tepe noktası vardır, çünkü nihayetinde eksantriklikten türemiştir (devinim zarfı eksantrikliktir). Örnek olarak, Şekil 2'de Imbrie ve Imbrie'nin (21) buz tabakası modelinin spektrumunu gösteriyoruz.d. Beklendiği gibi, verilerle çelişen 95-125 kyr ikilisini de gösteriyor. Imbrie tarafından yapılan son kapsamlı incelemede doğrusal olmayan modellerin hiçbiri et al. (6) gerekli lazer benzeri mekanizmaya sahiptir ve hepsi bölünmüş bir tepe noktası öngörür. Bu, parametrelerin ayarlanmasıyla düzeltilmeyen temel bir anlaşmazlıktır. Modeller tarafından bastırılacak (en azından prensipte) 100 kyr'den yeterince uzak olan 400 kyr döngüsünün aksine, 95-125 ikilisindeki çizgiler çok yakındır. Dünyanın eksantrikliğindeki değişikliklerin 100 kyr döngüsünden sorumlu olamayacağına dair oldukça güçlü bir sonuca varıyoruz.


Güneş ışınlarının Dünya'ya ulaşması engellenirse ne olur?

Güneşsiz bir dünya hayal edin. Bu nasıl olabilir? Dünya tarihinde daha önce de oldu.

Dinozorlar milyonlarca yıl önce Dünya'da yaşadılar. Yaklaşık 65 milyon yıl öncesine, büyük bir yok oluşun yaşandığı zamana kadar, baskın karasal omurgalılardı. Bu kitlesel yok oluşa neyin sebep olduğuna dair birkaç teori var. En çok desteklenen teori, büyük bir asteroidin Dünya'ya çarpmasıdır. Dünya atmosferine parlak bir ışık parlaması ile girdi ve sığ bir denize çarptı. Büyük kırmızı-sıcak kaya parçaları ve buhar gökyüzüne patladı ve yollarına çıkan her şeyi yok eden şiddetli yangınlara neden oldu. Asteroitin etkisi, kıyı topraklarını süpüren tsunami adı verilen dev dalgalara da neden oldu. Bilim adamları, etkinin bir dizi volkanik patlama başlatmış olabileceğini düşünüyor. Bu, atmosfere büyük kül ve toz bulutları göndererek güneş ışığını engelledi. Bu devasa kül, toz ve buhar bulutları hızla tüm Dünya'ya yayıldı ve Güneş'in sıcak ışınlarını engelledi. Bilim adamları, bu soğuk, karanlık ortamın aylar hatta yıllar sürebileceğini varsayıyorlar.

Bilim adamlarının dinozorun ani, kitlesel yok oluşunun en doğrudan nedeni olduğunu düşündüğü 65 milyon yıl önceki asteroid etkisini bir sanatçının tasviri.

Dünya tarihinde çok daha yakın bir zamanda, Endonezya'daki Toba Gölü'nün şu anki yerinde bir süpervolkanik patlama oldu. Bu, yaklaşık 70.000 yıl önce Toba Dağı patladığında ve atmosfere devasa bir volkanik kül bulutu gönderdiğinde meydana geldi. Kül güneş ışınlarını engellediği için patlamayı altı yıl süren volkanik bir kış ve 1000 yıllık bir Buz Devri izledi. Patlamanın ardından Toba Dağı içe doğru çöktü ve bugün yerleşim Toba Gölü'nde görülebiliyor.

Yaklaşık 70 000 yıl önce süper yanardağ patlaması sırasında oluşan, kısmen Toba Gölü tarafından doldurulmuş, dünyanın en büyük kalderasının (30 x 100 km) uydu görüntüsü.

Kaldera, anlamıtencere Latince'de, genellikle bir volkanik patlamadan sonra karaların çökmesiyle oluşan büyük bir volkanik özelliktir.

Şimdi, günümüzde, Güneş ışınlarının Dünya'ya ulaşmasını engelleyen başka bir olayın gerçekleştiğini varsayalım. Dünyadaki insanlara, hayvanlara ve bitkilere ne olurdu? Bunu bir arkadaşınızla tartışın ve daha sonra Güneş ışınlarının Dünya'ya uzun süre ulaşmasının engellenmesi durumunda olacağını düşündüğünüz şeyleri yazarak tabloyu tamamlayın.

Bu aktivite için öğrencilerin önce ikili olarak ne olacağını düşündüklerini tartışmalarına izin verin. Sonra cevaplarını yazmaları için onlara zaman verin. Daha sonra bir sınıf tartışması gelebilir. Diğer bir öneri ise, bir dersin sonunda öğrenciyi tartıştırmak ve daha sonra onlara ev ödevi alıştırması vermektir. Ödev kontrol edildiğinde sınıf tartışması bir sonraki derste devam edebilir. Bu aktivitenin cevapları öğrenciye bağlı olacaktır, ancak bazı önerilerde bulunulmuştur. Etkinliğin amacı tartışma yaratmak, doğru ve yanlış cevaplar vermemektir. Burada sunulan öneriler, bilim adamlarının geçmişte büyük volkanik patlamalardan sonra (örneğin, Toba Dağı) olduğuna inandıkları şeylere dayanmaktadır.

Öğrencilerin Matter and Materials'da kısaca ele aldıklarıyla bağlantılı olarak tartışılması gereken başka bir şey de, atmosferik toz ve külün nehirleri, gölleri ve okyanusları kirleterek birçok bitki ve hayvanın ölümüne neden olan zehirli asit yağmuru oluşturmasıdır.


Videoyu izle: ผลกระทบจากการเปลยนแปลงภมอากาศและการรบมอผลกระทบจากการเปลยนแปลงภมอากาศ (Ocak 2023).