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  • 國 立 中 央 大 學 太 空 科 學 研 究 所 博 士 論 文 利用數值模擬與全球定位系統研究 電離層赤道異常區 研 究 生:單 少 如 指導教授:郭 富 雄 博 士 中 華 民 國 九十一 年 一 月
  • 國立中央大學圖書館 碩博士論文授權書 本授權書所授權之論文全文與電子檔,為本人於國立中央大學,撰寫 之碩/博士學位論文。(以下請擇一勾選) ( V )同意 (立即開放) ( )同意 (一年後開放),原因是: ( )同意 (二年後開放),原因是: ( )不同意,原因是: 授與國立中央大學圖書館,基於推動讀者間「資源共享、互惠合作」 之理念,於回饋社會與學術研究之目的,得不限地域、時間與次數, 以紙本、光碟、網路或其它各種方法收錄、重製、與發行,或再授權 他人以各種方法重製與利用。 研究生簽名: 單少如 論文名稱:利用數值模擬與全球定位系統研究電離層赤道異常區 指導教授姓名:郭富雄 博士 系所 :太空科學研究所 博士 碩士 班 學號:83247001 日期:民國九十一年 一 月 七 日 備註; 1. 本授權書親筆填寫後(電子檔論文可用電腦打字),請影印裝訂於紙本論 文書名頁之次頁,未附本授權書,圖書館將不予驗收。 2. 上述同意與不同意之欄位若未勾選,本人同意視同授權立即開放。
  • 各類博士暨教育類碩士論文授權書 (國科會科學技術資料中心版本) 本授權書所授權之論文為本人在 國立中央大學太空科學研究所 九十學年度第一學期取得博士學位之論文。 論文名稱:利用數值模擬與全球定位系統研究電離層赤道異常區 同意 不同意 本人具有著作財產權之論文全文資料,授予行政院國家科學委員會 科學技術資料中心、國家圖書館及本人畢業學校圖書館,得不限地域、 時間與次數以微縮、光碟或數位化等各種方式重製後散布發行或上載網 路。 本論文為本人向經濟部智慧財產局申請專利的附件之一,申請文號為: ______,註明文號者請將全文資料延後半年後再公開。 --------------------------------------------------------------------------------------------------- 同意 不同意 本人具有著作財產權之論文全文資料,授予教育部指定送繳之圖書 館及本人畢業學校圖書館,為學術研究之目的以各種方法重製,或為上 述目的再授權他人以各種方法重製,不限地域與時間,惟每人以一份為 限。 上述授權內容均無須訂立讓與及授權契約書。依本授權之發行權為 非專屬性發行權利。依本授權所為之收錄、重製、發行及學術研發利用 均為無償。上述同意與不同意之欄位若未鉤選,本人同意視同授權。 指導教授姓名:郭富雄 研究生簽名:單少如 學號:83247001 (親筆正楷) (務必填寫) 日期:民國 91 年 1 月 7 日 1. 本授權書請以黑筆撰寫並影印裝訂於書名頁之次頁。 2. 授權第一項者,請確認學校是否代收,若無者,請個別再寄論文 一本至台北市(106-36)和平東路二段 106 號 1702 室國科會科學技
  • 術資料中心 王淑貞。(電話:02-27377746) 3. 本授權書已於民國 85 年 4 月 10 日送請內政部著作權委員會(現 為經濟部智慧財產局)修正,89.11.21 部份修正定稿。 4. 本案依據教育部國家圖書館 85.4.19 台(85)圖編字第 712 號函辦 理。 簽署人須知 1. 依著作權法的規定,任何單位以網路、光碟與微縮等 方式整合國內學術資料,均須先得到著作財產權人授 權,請分別在兩種利用方式的同意欄內鉤選並填妥各 項資料。我國博碩士論文八十二學年度以前資料庫及 八十三學年度以後全文資料微片目錄資料庫已上載於 行政院國家科學委員會科學技術資料中心網站 www.stic.gov.tw,歷年摘要資料庫已上載於教育部國家 圖書館網站 www.ncl.edu.tw。 2. 所謂非專屬授權是指被授權人所取得的權利並非獨占 性的使用權,授權人尚可將相同的權利重複授權給他 人使用; 反之即為專屬授權。如果您已簽署專屬授權書 予其他法人或自然人,請勿簽署本授權書。著作人日 後不可以主張終止本授權書,但您仍可授權其他法人 或自然人上述的行為。 3. 全國博碩士論文全文資料整合計畫的宏觀效益: 在個人方面,您的論文將可永久保存(微縮技術在理論 上可保存八百年,實證已逾百年),也因為您的授權, 使得後進得以透過電腦網路與光碟多管道檢索,您的 論文將因而被充分利用。在國家總體利益方面,紙本 容易因影印而造成裝訂上的傷害,圖書館中孤本的公 開陳列與外借也有破損之虞,唯有賴政府全面性的整 合,借助科技設備才能一舉完成保存與利用的全方位 效益,回憶您過去尋找資料之不便經驗,學弟與學妹 確實須要您的論文與授權書。
  • 摘 要 在赤道區電離層 F 層不規則體 (F-region irregularities) 被廣泛 地觀測與數值模擬研究後,對於其產生的機制已逐漸地瞭解,基本 上是由 GRT 不穩定性 (Gravitational Rayleigh-Taylor Instability),再 v v v v 加上 E × B 梯度漂移不穩定性 ( E × B Gradient Drift Instability),兩者 的效應造成電離層 F 層的不規則體。此種不規則體是由電離層底部 v v 產生的擾動,受到 GRT 與 E × B 不穩定性的放大效果逐漸往上舉升, 最後穿過電離層最大密度區 (F-region peak)。但由衛星 AE-C 與 AE-E 的觀測資料,發覺有一種 F 層底部正弦曲線不規則體 (Bottomside Sinusoidal (BSS) Irregularity) 的存在,對於此種不規則 體因為缺乏數值模擬的研究,所以對其產生機制並不瞭解。因此本 篇主要目的之一是要瞭解此種不規則體的形成機制。 本篇另一個主要目的為瞭解電離層不規則體發生的經度與季節 的關係與磁暴對控制電離層不規則體的形成的兩個研究。因為全球 定位系統 (Global Positioning System, GPS) 的地面觀測站分佈於全 球,適合研究全球電離層不規則體發生的經度與季節的關係。另外 在磁暴與電離層不規則體的研究,為了排除其他控制電離層不規則 體形成的影響,所以選擇不規則體不易產生的季節,當磁暴發生時, 利用全球定位系統在中南美洲的地面觀測站來分析電離層的反應。 I
  • 對於 F 層底部不規則體的研究主要是利用數值模擬的方法,由 二維電漿流體模擬程式 (Fluid model simulation code) 來模擬此種 不規則體產生的條件。由 International GPS Service (IGS) 所提供的 資料,來研究電離層不規則體發生的經度與季節的關係與磁暴對控 制電離層不規則體的形成 對於前者我們選擇 1998 年的整年資料來 。 分析。對於後者選擇從 1997 至 2000 年五月至八月發生的磁暴 (五 月至八月期間 對於中南美洲而言, , 是不規則體不易產生的季節) 來 分析電離層的狀況。利用全球定位系統雙頻虛擬距離與載波相位觀 測的組合來求得電離層全電子含量值 (Total Electron Content, TEC),再由全電子含量值在時間上的變化量,得到由電離層不規則 體所造成的全球定位系統相位擾動。由實際觀測天數與有相位擾動 發生的天數得到的統計資料,來分析電離層不規則體發生的經度與 季節的關係。另外根據磁暴發生時,地磁指數 Dst 變化的情形與觀 測得到的相位擾動之間的關係,來瞭解磁暴控制電離層不規則體的 情形。 由二維電漿流體模擬程式模擬不同的電離層外在的環境,最後 終於成功地找出電離層 F 層底部不規則體形成所需要的環境。當電 v v 離層底部產生的擾動,受到 GRT 與 E × B 不穩定性的放大效果逐漸 往上舉升,此時若在電離層最大密度區下存在一層噴射氣流(垂直風 II
  • 切),因為動力不穩定性的關係,會把擾動限制在電離層底部發展而 不會繼續往上,因此形成電離層底部不規則體。 在研究電離層不規則體發生的經度與季節之間的關係,我們得 到在大西洋區電離層不規則體的發生頻率,冬季(5 月至 8 月)比夏季 (11 月至隔年 2 月)甚少,在太平洋的區域,則有相反的結果。磁暴 與電離層 GPS 相位擾動之間的研究,經過八個磁暴資料的分析得到 地磁指數 Dst 變化的時間與全球定位系統相位擾動的產生有相當程 度的關係,只有當地磁指數 Dst 的數值在當地的日落前後開始劇烈 地下降,才會造成強烈的相位擾動,另外磁暴的強度也是控制電離 層不規則體發生的因素之一。 III
  • ABSTRACT After extensive research efforts in both observations and theoretical simulation, it is generally believed that the F-region irregularities in the ionosphere above the equator are generated by the combined effects from the gravitational Rayleigh-Taylor (GRT) instability and the ExB gradient drift instability. Such generated irregularities initiate near the bottom of ionosphere due to small disturbances. They are amplified by GRT and ExB and gradually move upward, eventually penetrate the F-region peak of the ionosphere. However, observations from Satellites AE-C and AE-E suggest the existence of F-region bottomside sinusoidal (BSS) irregularities. Due to the lack of numerical modeling on such features, the mechanism responsible for their occurrence is not well understood, which is one of the purposes of this study. Another goal of this study is to understand the relationship between the occurrence of ionospheric irregularities and controlling factors such as the longitude, the season, as well as the existence of magnetic storms. The worldwide distribution of Global Positioning System (GPS) stations enables such studies. I analyze the ionospheric characteristics in mid- and south- America using GPS signals to study the effect of magnetic storm on the generation of irregularities, specifically choosing the low-occurrence season to prevent the effects from other factors. The study on the occurrence of F-region BSS irregularities is done through numerical simulation using the two-dimensional fluid model simulation code. The GPS data, which is used to study the relationship between the occurrence of irregularities and factors such as the longitude, season, and the existence of magnetic storms, are provided by the International GPS Service (IGS). For the formal, we select the entire year of 1998 for analysis, while for the later we choose magnetic storms that occurred in May-August (i.e., the low-occurrence season in mid- and south-America) between 1997 and 2000. Utilizing the information from dual-frequency pseudo range measurements and the carrier phase observations, the total electron content (TEC) can IV
  • be estimated. Consequently, the variation of TEC with respect to time gives the GPS phase fluctuation due to the ionospheric irregularities. The relation between the occurrence of irregularities and the longitude and season can be then derived from the statistics on the number of days when irregularities are observed versus the total number of observation days. Furthermore, the effect of magnetic storms on the generation of irregularities can be delineated from the time sequence of Dst index and phase fluctuations. Our simulation results indicate that specific environment is necessary for the occurrence of F-region BSS irregularities. When the seeding disturbance near the bottom side of F-region moves upward due to the amplifying effects from GRT and ExB instabilities, the dynamic instability would confine the generated irregularity near the bottom of ionosphere if there is a jet stream (i.e., vertical wind shear) immediately below the F-region peak of the ionosphere, resulting the F-region BSS irregularities. As for the relationship between the irregularities and longitude/season, our results indicate stations in the Atlantic have high occurrence rate in winter (May-August) than in summer (November-February). In contrast, stations in the Pacific have the opposite pattern. Our study on the 8 magnetic storms indicates significant correlation between the time variation of Dst index and the GPS phase fluctuations. Strong phase fluctuations can be observed only when Dst index drops rapidly during the time of sunset. Furthermore, the intensity of the magnetic storm is another factor that controls the occurrence of ionospheric irregularities. V
  • 目 錄 摘要………………………………………………………………..Ⅰ ABSTRACT………………………………………………………...IV 目錄………………………………………………………………..VI 圖目錄……………………………………………………………..VIII 表目錄……………………………………………………………..X 第一章 緒論……………………………………………………1 1.1 前言……………………………………………………1 1.2 研究動機………………………………………………10 1.3 研究方法………………………………………………12 1.4 研究內容簡述…………………………………………13 第二章 電離層 F 層底部不規則體的模擬……………………15 2.1 簡介……………………………………………………15 2.2 模擬方法………………………………………………17 2.3 模擬結果………………………………………………20 2.3.1 電漿密度微擾…………………………………….20 2.3.2 中性氣體風場與種子重力波的微擾…………….21 2.4 討論……………………………………………………33 VI
  • 第三章 電離層---全球定位系統的觀測……………………....40 3.1 觀測技術之原理………………………………………40 3.1.1 虛擬距離的觀測………………………………….44 3.1.2 載波相位的觀測………………………………….45 3.2 全球定位系統觀測電離層不規則體…………………49 3.2.1 觀測資料與結果…………………………………..51 3.2.2 資料解釋與討論…………………………………..60 3.2.3 結論………………………………………………..65 3.3 全球定位系統觀測電離層擾動日…………………….66 3.3.1 觀測資料與分析…………………………………..70 3.3.2 討論………………………………………………..84 3.3.3 結論………………………………………………..90 第四章 總結…………………………………………………….92 參考文獻…………………………………………………………...95 VII
  • 圖 目 錄 圖 1-1. 電離層的電漿密度與溫度隨高度的分佈。 圖 1-2. 不同氣體的分子與離子隨高度的分佈。 圖 1-3. 電離層三個主要區域:極區、中緯度區與赤道區。 圖 1-4. 靠近磁赤道區所觀測到的電離圖上 spread F 的現象。 圖 1-5. 祕魯 Jicamarca 同相散射雷達,觀測到在夜間電離層有密度極低的空腔結 構,此結構為上升的電漿氣泡。 圖 1-6. 人造衛星 AE-C,觀測到赤道區電離層大尺度(10- 至 >200-公里)的電漿 氣泡與不規則體。 圖 1-7. Altair 雷達與人造衛星 AE-E,同時觀測到赤道區電離層的電漿氣泡由電 離層底部往上發展。 圖 1-8. 解釋 GRT 不穩定理論的卡通圖。 圖 1-9. Zalesak et al. (1982)所做的數值模擬。 圖 2-1. 人造衛星 AE-E 觀測到的底部不規則體與電漿氣泡。 圖 2-2. 初始背景的電子密度與正離子與中性氣體分子的碰撞頻率隨高度的分 佈。 圖 2-3. 比較 F 層底部三個不同區域在密度微擾下的電漿密度等值線。 圖 2-4. 比較 F 層底部三個不同區域受均勻背景中性風場微擾後的電漿密度等值 線。 圖 2-5. 在不均勻背景中性風場,高度為 388-418 公里區域內模擬的初始背景電 漿密度與噴射氣流的表示圖。 圖 2-6. 在不均勻背景中性風場微擾,高度為 388-418 公里區域內模擬的電漿密 度等值線。 圖 2-7. 在不均勻背景中性風場微擾,高度為 368-398 公里區域內模擬的電漿密 度等值線。 圖 2-8. 在不均勻背景中性風場微擾,高度為 348-378 公里區域內模擬的電漿密 度等值線。 圖 2-9. F 層最大密度頂峰高度為 350 公里時的初始背景電漿密度與正離子與中性 氣體分子的碰撞頻率剖面。 圖 2-10. 比較 F 層底部三個不同區域受不均勻背景中性風場後的電漿密度等值 線。 圖 2-11. F 層最大密度頂峰高度為 300 公里時的初始背景電漿密度與正離子與中 性氣體分子的碰撞頻率剖面。 圖 2-12. 比較 F 層底部三個不同區域受不均勻背景中性風場後的電漿密度等值 線。 圖 3-1. 全球定位系統的衛星分佈。 VIII
  • 圖 3-2. 衛星、地面接收站和亞電離層點的幾何關係。 圖 3-3. 同時比較 Jicamarca 雷達與閃爍的資料。 圖 3-4. Aarons et al. (1996)利用全球定位系統的相位擾動 以一分鐘的間隔去研究 , 電離層不規則體。 圖 3-5. Pi et al. (1997)利用全球定位系統的相位擾動 以一分鐘的間隔去研究電離 , 層不規則體。 圖 3-6. 本章節所選擇的全球定位系統地面接收站的地理位置與其涵蓋的面積。 圖 3-7. 各地面接收站在 1998 年電離層不規則體依照月份所做的統計長條圖。 圖 3-8. 在夏威夷全球定位系統的地面接收站觀測到的頻率閃爍在 1992 年每個月 份的發生機率。 圖 3-9. Mendillo et al. (2000)針對 AREQ、FORT 與 KWJ1 三個全球定位系統的地 面接收站,利用全球定位系統相位擾動的方法來分析。 圖 3-10. 地球南北半球季節形成的原因。 圖 3-11. 垂直方向的地磁場分量,資料係由 Oreted 衛星所提供。 圖 3-12. Aarons (1991)敘述 Dst 與相位擾動之間的關係的卡通圖。 圖 3-13. 本章節所選擇的中南美洲七個全球定位系統地面接收站的地理位置與 其涵蓋的面積。 圖 3-14. 在中南美洲七個全球定位系統地面接收站在 1998 年的月平均的 Fp 值。 圖 3-15. 1997-1998 年發生的三個磁暴,在中南美洲的全球定位系統地面接收站 所得到的的 Fp 值與磁暴的指數 Dst 與 Kp 值。 圖 3-16. 1998-2000 年發生的三個磁暴,在中南美洲的全球定位系統地面接收站 所得到的的 Fp 值與磁暴的指數 Dst 與 Kp 值。 圖 3-17. 1998-2000 年發生的二個磁暴,在中南美洲的全球定位系統地面接收站 所得到的的 Fp 值與磁暴的指數 Dst 與 Kp 值。 圖 3-18. 在本研究其中三個磁暴的全電子含量等值線。 圖 3-19. 在本研究其中三個磁暴的全電子含量等值線。 圖 3-20. 在本研究其中二個磁暴的全電子含量等值線。 圖 3-21. Dst 開始下降的時間與相位擾動產生的時間兩者之間的關係的卡通圖。 圖 3-22. 以地理經度 75°W 為基線,說明 BOGT、AREQ 與 SANT 三站,在觀測 到相位擾動的程度上的差別的卡通圖。 IX
  • 表 目 錄 表 3-1. 全球定位系統衛星發射的電碼與載波頻率。 表 3-2. 本論文所研究的全球定位系統地面接收站的座標參數。 表 3-3. 本論文所研究的全球定位系統地面接收站的座標參數。 表 3-4. 本論文所討論的磁暴的基本參數。 X
  • 第一章 緒論 1.1 前言 在二十世紀初,Kennelly 與 Heaviside 二人首先預測在地球的 大氣層內,存在了一層充滿著自由電子的游離氣體,此層即為人 們所知的電離層。電離層分佈的範圍,高度由地球表面上約 50 公 里至數千公里的大氣區域 圖 1-1 為電離層的電漿密度與溫度隨高 , 度的分佈圖。由於電離層能反射無線電波,進行長距離的傳播, 對現代通訊有極大的影響。再加上電離層與中氣層,電離層與磁 層及太陽風之間能量交換的關係,對地球環境的衝擊,使得科學 界對電離層的研究更加積極。 電離層內的正離子與自由電子的產生,是由於太陽光照射在 大氣上,大氣分子吸收太陽光的紫外線能量後,大氣分子分解游 離,產生了正離子與自由電子,此種具有正負電量相等的游離氣 體,稱為電漿。由於不同的氣體分子存在於大氣的不同高度範圍, 再加上電子產生率,消失率與再結合率的不同,使得電離層隨著 高度的不同,其電漿密度不同,而有 D、E、F 三種不同結構的存 在,圖 1-2 為不同氣體的分子與離子的高度分佈圖。其中,F 層的 電漿密度是三層中最大的,範圍大致在地球表面 150 公里以上至 1
  • 數千公里左右,E 層為 90-150 公里,D 層為 90 公里以下。到了晚 上,因為缺乏太陽光的照射,正離子與自由電子的產生率變小, 使得電離層的電漿密度也跟著降低,D 層與 E 層就不明顯存在。 以地球地理位置來區分,電離層可分為三個主要區域:極區 2
  • (polar region) 、中緯度區 (mid-latitudes region) 與赤道區 (equatorial region) ,如圖 1-3 所示。其中極區電離層非常不穩定, 時常受到來自太陽的擾動,如太陽磁暴、太陽黑子的變化等等。 中緯度區較少受到擾動。赤道區的電漿密度與電漿密度在空間的 梯度是三者之間最大的,再加上在赤道區,地球磁場幾乎與地面 相平行,電漿內部存在一點的小擾動,透過電磁場的作用,即可 將不穩定的狀態放大,產生電離層不規則體 (ionospheric irregularity) 。因此在電離層的極區與赤道區常常造成在通訊、導 航系統等方面的問題。因為此二區域的電離層非常複雜,難以預 測,科學界對它們的研究也就不遺餘力。 在過去的數十餘年來,無數的研究,包括雷達,衛星與火箭 3
  • 等的觀測,證明電離層不規則體常存在於赤道區域 (Kelley, 1989; Pi et al., 1997)。Booker and Wells (1938) 利用地面電離層探測儀 (ionosonde) ,發現在赤道區域的電離圖(ionogram),其回波訊號有 擴散 (the spread nature of the echoes) 的情形發生 這種現象稱 ESF , (Equatorial Spread F),圖 1-4 為在靠近磁赤道所觀測到的電離圖上 spread F 的現象。大部分的 ESF 現象是因為電離層不規則體結構 回波散射的結果。凡是赤道電離層 F 層電漿不穩定的現象通稱為 ESF。Woodman and LaHoz (1976) 利用祕魯 Jicamarca 非同相散射 雷達 (Incoherent Scatter Radar) 研究赤道區電離層,觀測到在夜間 有密度極低的空腔結構,此結構有如氣泡一般由 F 層底部逐漸向 4
  • 上舉升,穿過密度最大的 F 層 350 公里高的地方 (F-region peak), 進入 F 層的頂部 (圖 1-5)。Woodman 與 LaHoz 稱此種結構為上 升的電漿氣泡 (upwelling plasma bubble) ,並且指出它是電漿不穩 定的現象之一。其他的觀測資料包括,Kelley et al. (1976) 利用火 箭的資料證明在 ESF 發生時,同一時間也觀測到電漿氣泡存在。 McClure et al. (1977) 由人造衛星 AE-C 的資料觀測到在赤道區電 離層的大尺度 (10- 至 >200-公里) 的電漿氣泡與不規則體 (圖 1-6)。Tsunoda et al. (1982) 利用 Altair 雷達與衛星 AE-E 同時觀測 赤道區電離層,看到電漿氣泡由電離層底部往上發展 (圖 1-7)。關 於 ESF 的產生機制, Dungey (1956) 首先提出 GRT 不穩定理論 5
  • 6
  • (gravitational Rayleigh-Taylor instability) 來解釋。Martyn (1959) 則 v v v v 認為是 E × B 梯度漂移不穩定理論 ( E × B gradient drift instability) 所造成的。當低密度電漿在電離層底部 (bottomside) 被擾動形成 不規則體後,因在 F 層最大密度之下,電漿密度梯度是向上的, 不穩定理論預測在微擾處的低密度電漿會被帶浮升,而高密度的 電漿則向下沉,使得微擾繼續擴大,圖 1-8 為解釋 GRT 不穩定理 7
  • 論的卡通圖。根據不穩定理論,在電離層頂部 (topside) 穩定區將 看不到任何由底部向上浮升的電漿氣泡,因電離層頂部在 F 層最 大密度之上,電漿密度梯度是向下的,不穩定理論預測此區為穩 定區域,微擾處的低密度電漿不會穿過最大密度區進入電離層頂 部。但經由 Jicamarca 雷達的實際觀測得知,電漿氣泡從電離層底 部浮升,不僅穿過電離層密度最大區,更突進到 800 公里以上, 與 GRT 不穩定理論不合。為什麼理論與觀測有如此之差距?原因 是這些不穩定理論是一種線性理論,只能解釋微擾在電離層底部 的發生機制與初期發展情形,而無法說明微擾長大之後,存在於 電離層頂部不規則體的現象。因為線性理論不能完整地解釋觀測 結果,但是完整的非線性理論並不存在,只有數值模擬可勉強探 討非線性的現象。Scannapieco and Ossaka (1976) 以 GRT 不穩定 v v 理論加上 E × B 漂移理論,以非線性數值模擬來探討,成功地模擬 出電漿氣泡向上浮升到電離層頂部。Zalesak et al. (1982) 所做的數 值模擬證實電漿氣泡可以浮升到穩定區 (stable topside ionosphere) (圖 1-9)。周雪燕 (1995) 利用二維電漿流體模擬程式 (Fluid model simulation code) ,模擬赤道區電離層 F 層電漿密度不規則體,研 究中性氣體風場對電漿不規則體的影響。 在經過這麼多觀測資料的取得,理論的建立與數值模擬的結 8
  • 果,對於赤道區電離層 F 層不規則體的一些現象能做較合理的解 釋,但對於其產生機制、季節變化、地理位置的關係、外界的影 響 (磁暴、日蝕…等等) 仍無完整且合理的解釋。對於日新月異的 科技發展,更大能量的地面 VHF 雷達,更多更好的觀測衛星與地 面的接收站相配合,電腦計算能力的擴充,定能解開一些赤道區 電離層 F 層不規則體的疑問,幫助建立完整且合理的理論。 9
  • 1.2 研究動機 Scannapieco and Ossaka (1976) 與 Zalesak et al. (1982) 成功 地模擬出電離層電漿氣泡可以浮升到穩定區,而且會逐漸發展成 羽毛狀的細微結構不規則體,但在他們的程式裏把中性風場效應 忽略,或過多地簡化電漿流體方程式。Chou and Kuo (1996) 利用 初始電漿密度擾動模式與中性風場微擾動模式(重力波)將中性風 場對電離層電漿運動的影響做一完整的研究。所以我們對電離層 不規則體由電離層底部出現然後往上浮升至電離層頂部的物理機 制逐漸明瞭,但赤道區電離層 F 層底部的電漿密度還存在一種底 部正弦曲線不規則體 (bottomside sinusoidal (BSS) irregularity) , Valladares et al. (1983) 由 AE-C 與 AE-E 的衛星資料觀測到一種 新的赤道區電離層 F 層電漿不規則體,它存在於電離層底部,並 不會往上浮升至電離層頂部,它與我們前面所研究的電離層不規 則體是很容易區分的。這種底部正弦曲線不規則體只發生於晚上 的電離層底部,一條窄窄的帶狀分佈於傾角赤道面 (dip equator) 南北 12° 範圍內,東西方向可以伸展到 7500 公里以上,中心波長 範圍由 300 公尺至 3 公里,功率譜指數 (power spectral index) 較 大 (5 or 6) 。底部正弦曲線不規則體可以單獨存在也可以與電離 層其他種的不規則體一起存在,它可以存在很長一段時間(~100 分 10
  • 鐘) 而不改變形狀 (Valladares et al., 1983)。 對於底部正弦曲線不規則體生成的原因雖仍不甚明瞭,GRT 不穩定理論應是主要的原因,但為什麼這種不規則體在電離層底 部生成後沒有繼續向上浮升,向電離層穩定區發展?這是值得探 討的問題。我們將針對這種底部正弦曲線不規則體用數值模擬的 方法來研究其觸發的機制,另外試著找出是什麼因素將底部正弦 曲線不規則體限制在電離層底部。 周雪燕 (1995) 將電離層頂部不規則體作一完整的研究,包括 發生機制、電場、磁場之效應與中性風場的交互作用,本論文將 接著研究電離層底部正弦曲線不規則體的發生機制。用數值模擬 的方法瞭解電離層不規則體後,對於其他不同的技術是如何來研 究電離層不規則體,甚感興趣。對於電離層的研究,包括雷達、 電離層探測儀與衛星等等,其中因為發射的頻率不同,可觀測到 的電離層不規則體的尺度 (scale size) 就有很大的差異。對 Jicamarca 雷達而言,可觀測到 3 公尺的不規則體,對 Altair 雷達 只可看到 36 公分的不規則體,對電離層探測儀可觀測到 10 公尺 的範圍,若衛星的發射的頻率為 1.6 GHz,則可觀測到數百公尺至 數公里的不規則體 (Aarons, 1993; Aarons et al., 1999)。 近年來隨著全球定位系統(Global Position System, GPS)被廣泛 11
  • 地應用在測量,定位,通訊,導航…等等方面,由於衛星的訊號自衛星 的發射器傳到地面時,會受到電離層及大氣層的影響而產生電波 訊號的時間延遲。因此,科學家可以利用電波訊號的變量,先把 大氣層的效應排除,再根據訊號的延遲量,反過來推測電離層當 時的狀態。目前科學界利用全球定位系統的資料,用來研究電離 層受到磁暴(magnetic storm)、日蝕(solar eclipse)等等影響時的反 應。因為全球定位系統衛星為涵蓋全球的系統,透過由平均分佈 在 6 個軌道面上的 24 顆衛星的訊號,藉由世界各國設立的地面接 收站,則可以得到全球的電離層資料,進而對電離層做大範圍的 監測與研究。因此本論文除了利用數值模擬的方法來研究電離層 不規則體外,也將利用全球定位系統的資料來研究電離層不規則 體。 本論文將針對地球電離層赤道異常區,選了在磁赤道南北 30° 內的全球定位系統地面接收站,將 1998 整年的資料加以分析,研 究在赤道異常區電離層受季節、經緯度、磁暴的影響。希望藉由 衛星的資料研究而更瞭解電離層的現象後,就能增加對電離層數 值模擬的能力。 1.3 研究方法 12
  • 對於電離層底部正弦曲線不規則體的研究,將繼續採用周雪 燕 (1995)發展的二維電漿流體模擬程式,但因為模擬的對象不 同,本論文將改變原來的初始背景條件,使之適用於電離層底部。 關於全球定位系統的研究,修改蔡和芳 (1995) 發展的電離層 全球定位系統程式,但將研究範圍由台灣換到中南美洲,求出全 電子含量 (total electron content, TEC) 在 1997 至 2000 年 8 個磁暴 發生時的變化量,另外是求得 1998 年赤道區電離層全電子含量的 一整年的變化量,與全球定位系統的相位擾動(phase fluctuation)。 由此擾動逆推電離層當時的狀況。 1.4 研究內容簡述 本文共有四章,區分如下: 第二章的內容主要為電離層底部正弦曲線不規則體的研究, 利用周雪燕(1995)發展的二維電漿流體模擬程式。首先簡單敘述數 值模擬的基本理論與方法,接著討論應用各種不同的中性氣體風 場微擾條件,得到的模擬結果。 第三章的內容為利用全球定位系統衛星的地面接收站接收到 的資料,利用虛擬距離觀測與載波相位觀測兩種方法,保留電離 層的訊息,將其他不需要的訊息(例如平流層與其他氣層所造成的 13
  • 干擾),利用消去法去除。利用建立好的程式來求得各接收站上的 全電子含量,由這個參數值拿來研究電離層赤道異常區經緯度與 季節上的差異。接著利用全電子含量在時間上的變化量,可以用 來研究電離層赤道異常區在在磁暴日的現象。 最後,將各種方法對電離層赤道異常區所做的研究結果做一 總結。 14
  • 第二章 電離層 F 層底部不規則體的模擬 2.1 簡介 關於赤道區 spread F 的現象,是由於在電離層探測儀的電離 圖上所顯現電離層 F 層回波信號有擴散的特性而被觀測到。經過 將近 50 年來的研究, 觀測的技術有 ionosondes, topside sounders、 in situ satellite probes、propagation of satellite beacons、special instrumental rockets、 HF and VHF forward scatter techniques (cf., Kelley, 1989; Pi et al., 1997)。由於觀測方法與資料大量的增加,因 此對於 spread F 有較多的瞭解。Woodman and La Hoz (1976) 用 Jicamarca 雷達觀測到 spread F 發生在 F 層的底部、頂部與陡底 部(steep bottom region),與介於 F 層與 E 層中間的山谷區(valley region)。關於 spread F 的機制,目前大致認為是 GRT 不穩定性與 v v E × B 梯度漂移不穩定性所造成的 在電離層 F 層的最大密度頂峰 。 下,因電漿密度梯度是向上的,即隨高度增加而增大,所以高密 度的電漿在上而低密度的電漿在下。當在高低密度電漿的界面受 v v 到微擾,出現類似正弦形狀的微小波形,電漿受到 g × B (重力與 赤道上空存在著南北向的地球磁場) 的作用會產生東西向的漂 移,因為正負電不同的質量造成不同的漂移速度,使得界面上的 15
  • 擾動區產生正負電分離並且產生一個東西向的微擾電場,造成荷 v v 電粒子因 E × B 的影響而低密度的電漿向上漂移而高密度的電漿則 向下漂移,使得微擾繼續擴大。這種不穩定平衡再加上電漿粒子 上下漂移運動,就會形成電漿氣泡。所以電漿氣泡會由電離層底 部往上抬升, 當此電漿氣泡繼續往上,穿過 F 層最大密度頂峰進 入穩定的電離層頂部後,在這位置密度梯度是向下 (上輕下重) , 電漿是穩定的,因此線性的 GRT 理論無法預測電漿氣泡的發展。 這時許多方法利用數值模擬來解決這個問題,例如:Zalesak and Ossakow (1980);Ossakow (1981);Zalesak et al. (1982);Huang and Kelley (1996a,b,c) Chou and Kuo (1996) 證實了電漿氣泡可舉升到 ; 穩定區,同意這個過程為非線性,而且逐漸發展出類似羽毛狀的 細微結構。 Spread F 不規則體除了電漿氣泡與冠狀體 (plume) 外,還有 一種常見於 F 層底部的不規則體,它們被稱為 F 層底部正弦曲線 不規則體。Valladares et al. (1983), Cragin et al. (1985) 藉由衛星 AE-C 與 AE-E 所收集到的底部不規則體的資料詳細分析,其特 性為大多發生於晚上,在季節的差異上,主要的發生機率在至點 (Solstices),發生在 6 月、7 月、11 月、12 月的次數是其他月份平 均值的 2.5 倍。主要在赤道區域被觀測到,其中 87%的現象都在 16
  • 磁場傾角 (dip) 緯度±10°內。東西方向可延展至數千公里長,寬 度在 50-100 公里之間 (Valladares et al., 1983)。與地磁之間的關係 也不是絕對的,它在地磁擾動期、地磁溫和期、地磁安靜期都有 被觀測到,其中有 75%的機率是在地磁溫和期發生的。存在時間 可達 300 分鐘或更久,且此底部不規則體可與電漿氣泡共存或單 獨存在,圖 2-1 為衛星 AE-E 觀測到的底部不規則體與電漿氣泡。 針對這些特性,底部不規則體應該也是與電漿氣泡相同的機制所 17
  • 造成的,但為什麼它們卻只發生在某一特定高度下,且為什麼這 些底部不規則體不能繼續向上發展成冠狀體?這些仍是未解的問 題。直到 Kuo et al. (1998) 藉由二維電漿流體模擬程式,修改成適 合電離層底部的初始背景狀況,來模擬底部不規則體,找出了規 範底部不規則體的因素。 2.2 模擬方法 本研究所用的模擬模型與 Chou and Kuo (1996) 的模型大致 相同,首先將整個控制方程式 (governing equations) 解出,這些 控制方程式包含了電漿流體連續方程式 (continuity equation of plasma), ∂N r r + ∇ ( NV e ) = 0 (1) ∂t 電子和正離子的流體運動方程式 (the steady state electron and ion velocity equations), r r r Ve = E × B / B 2 (2) r r r r E g ν in r B Vi = [( + + Un ) × + B Ωi Ωi B r r ν in E g ν in r ν ( + + U n )][1 + ( in ) 2 ] −1 (3) Ωi B Ωi Ωi Ωi 理想氣體的狀態方程式, 18
  • Pj = ρ j K B T j / M j = N j K B T j = NK B TJ (4) 與電荷守恆的原理 (the principle of conservation of charge)推導得 到, r r ∇⋅ J = 0 (5) r r r J = Ne(Vi − Ve ) v 其中 J 是電流密度; N j 與 N 是電漿粒子密度; Pj 、 K B 、 ρ j 、 r r r r r r T j 、 M j 、ν in 、 Ω i 、 E 、 B 、 g 、 U n 、Vi 與 Ve ,分別為相關流體的 熱壓力、Boltzmann 常數、相關流體的質量密度、相關流體的溫 度、相關流體的粒子質量、正離子與中性氣體分子的碰撞頻率 (the ion-neutral collision frequency) 、 正 電 子 磁 旋 頻 率 (ion gyrofrequency)、電場、磁場、重力加速度、中性風的速度 (neutral wind velocity)、正離子與電子的速度。下標 i、e、n 分別為正離 子、電子與中性氣體。 對於初始背景條件而言,與 Chou and Kuo (1996) 的二維電漿 流體模擬程式大致相同,一個指向北方的均勻磁場 0.25 高斯,重 力向下 (-z 方向),中性風是吹向東邊 (+x 方向)。初始背景的電子 密度假設為在 250 公里與 430 公里之間隨高度成指數增加 在 430 , 公里以上隨高度成指數減少,如圖 2-2 所示。將正離子與中性氣 體分子的碰撞頻率調整,使其適合電離層 F 層底部的條件,假設 19
  • 其值由 2.0 (1/秒) 遞減至 0.01 (1/秒) ,從高度 250 公里至 530 公 里,如圖 2-2 所示。在電漿密度剖面圖中最大的垂直梯度是在 390 公里處,具有 10 公里的尺度長度 (scale length)。東西水平方向採 週期邊界條件,垂直高度方向則採固定邊界條件。數值計算採用 二維固定網格點分析法(two-dimensional Cartesian mesh) 在東西方 , 向 (x 方向) 有 80 個格點,垂直方向 (z 方向) 有 142 個格點。模 擬的範圍在垂直方向由 250 公里到 534 公里 垂直格點的尺度為 2 , 公里,水平方向大小則隨每個模擬例子而不同,水平格點的尺度 20
  • 由最大的 1250 公里至最小的 156.25 公里。利用通量修正傳輸法 (flux-corrected transport, FCT)來計算電漿流體方程式(1),連續過鬆 弛法(successive-over-relaxation, SOR) 計算方程式 (5)。 2.3 模擬結果 在模擬的例子裏,先分成電漿密度微擾與中性氣體風場 的微擾(seeding gravity waves),二種可能情況去產生電離層底 部不規則體。 2.3.1 電漿密度微擾 選擇微擾的範圍在 F 層底部三個不同區域,分別給予 5% 背景電漿密度微擾模擬,且假設沒有中性風場存在,F 層最大 密度頂峰在 430 公里處,模擬的初始背景條件如圖 2-2 所 示。F 層底部三個不同區域,區域範圍如下: (a)高度 388-418 公里 (b)高度 368-398 公里 (c)高度 348-378 公里 模擬結果 在圖 2-3 為比較三個區域在密度微擾下的電漿密度 , 等值線圖。除了在(c)區 (圖 2-3c),因電漿密度梯度尺度長度 21
  • (plasma density gradient scale lengths) 太小,使得 GRT 不穩定性的 成長率(growth rate)相對地小,所以只有一點密度擾動的產生。而 在(a)(b)(圖 2-3a,b) 二個區域,密度擾動都會由 F 層底部生長,然 後穿過 F 層最大密度頂峰 (約 430 公里),進入穩定區形成頂部不 規則體,沒有底部不規則體被觀測到。由於這個模擬結果與底部 不規則體的特性不同,所以不可能為其機制。 2.3.2 中性氣體風場與種子重力波的微擾 (1)均勻背景中性風場 22
  • 模擬的初始背景條件與模擬的區域都與電漿密度微擾時相 同,但在目前情況下,模擬區域內沒有任何電漿密度的微擾,只 具有均勻的中性風場,大小為 75 公尺/秒。分別在上述三個區域 內,給予一個波至十數個種子重力波微擾,擾動最大振幅為 10 公 尺/秒。根據周雪燕 (1995) 的模擬結果,證明中性風場對電漿氣 泡增長有重大影響。因此在中性風擾動的作用下,即使連第三個 區域,都會產生擾動,進而隨時間往上發展成頂部不規則體。所 以這種中性風場微擾,也不是底部不規則體的機制。圖 2-4 為比 較 F 層底部三個不同區域(a)高度 388-418 公里,(b)高度 368-398 公里與(c)高度 348-378 公里,受均勻背景中性風場微擾後的電漿 密度等值線圖,其中在區域(a)中不規則體向上舉升的速度最快, 在區域(c)中不規則體向上舉升的速度最慢,這種不規則體向上舉 升的速度快慢是與在不同的高度區域內不同的 GRT 不穩定性的增 長率所造成的,而 GRT 不穩定性的增長率是與電漿密度梯度之空 間尺度有關。 (2)不均勻背景中性風場 在這個前提下,一共模擬了三個不同的初始背景條件,主要 差別在 F 層最大密度高度分別在 430 公里 350 公里與 300 公里 、 , 但維持正離子與中性氣體分子的碰撞頻率值不變。初始背景風場 23
  • 24
  • (中性噴射氣流(wind jet stream))的定義與範圍為, u( z) = u0 f ( z) (6) 其中, u 0 =75 公尺/秒,噴射氣流最大風速在中心高度 z 0 =403 公里處,噴射氣流的厚度為 ∆z =30 公里,另 f (z ) 的 定義為: (a)高度 388-418 公里  cos( z ∆zz0 π ) − 388 km ≤ z ≤ 418 km f ( z) =  0 z < 388 km, z > 418 km (7a)  (b)高度 368-398 公里  cos( z ∆zz0 π ) − 368 km ≤ z ≤ 398 km f ( z) =  0 (7b)  z < 368 km, z > 398 km (c)高度 348-378 公里  cos( z ∆zz0 π ) − 348 km ≤ z ≤ 378 km f ( z) =  0 (7c)  z < 348 km, z > 378 km (I) F 層最大密度頂峰高度為 430 公里 模擬的初始背景條件與區域都與電漿密度微擾時相同(圖 2-2),但在目前情況下,模擬區域內沒有任何電漿密度的微擾,整 層的初始背景中性風場值為 0 公尺/秒,只分別在(a)、(b)、(c)三 區域內存在一層初始背景中性噴射氣流,如方程式(6)、(7a)、(7b)、 25
  • (7c)所示,種子重力波的頻譜(a spectrum of seeding gravity waves) 重疊在這層初始背景中性噴射氣流上,種子重力波在初始背景中 性噴射氣流中心高度的振幅為 δu 0 =10 公尺/秒(對主波而言),對其 他波的振幅則為 δu = δu 0 f ( z )  λ λ    (8)  1 這種種子波遵從指數定律(power law),波數頻譜(wavenumber spectrum)為 P(k ) ≈ k −1 ≈ λ1 ,且波的振幅隨著遠離中心高度的距離 z − z0 而遞減,最後消失在初始背景中性噴射氣流的邊界。圖 2-5 為在(a)區域內模擬的初始背景電漿密度與噴射氣流的表示圖。在 這層噴射氣流範圍內給予種子重力波擾動,模擬結果顯示在(a)區 域內,產生的擾動不會向上發展,而只限制在 F 層底部。圖 2-6 為區域(a)高度 388-418 公里在此模擬條件下所發展出的電漿密度 等值線圖。由圖可看出,此種不規則體只存在於 F 層底部,並不 會往上發展成電漿氣泡或冠狀體,即使經過很長的時間,仍然如 此,這種結構是電離層底部不規則體的特徵。圖 2-7 與 2-8 分別為 相同的情形模擬在(b)高度 368-398 公里與(c)高度 348-378 公里兩 個區域內的電漿密度等值線圖。在(b)、(c)兩個區域內,分別存在 一層初始背景中性噴射氣流,最大風速值 75 公尺/秒,在這層噴 26
  • 射氣流範圍內也有與(a)區域內相同的種子重力波擾動。模擬結果 顯示在(b)、(c)區域內 F 層不規則體會往上發展,穿過 F 層底部形 成頂部不規則體,而無所謂的 F 層底部不規則體被觀測到。這是 因為在(a)區域內 GRT 不穩定性的增長率是最大的,而(b)、(c)區 域內 GRT 不穩定性的增長率太小,因此在 5000 秒內不規則體就 會擴散出噴射氣流區。 (II) F 層最大密度頂峰高度為 350 公里 圖 2-9 為 F 層最大密度高度為 350 公里時的初始背景電漿密 27
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  • 29
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  • 度剖面與正離子與中性氣體分子的碰撞頻率剖面圖 此時選擇在 F , 層底部三個不同區域,區域範圍如下: (a)高度 298-348 公里 (b)高度 278-328 公里 (c)高度 258-308 公里 模擬的方法與(I)相同,都是在各區域內存在一層初始背景中 性噴射氣流,但噴射氣流的厚度為 ∆z =50 公里,最大風速值為 75 公尺/秒,在這層噴射氣流範圍內給予種子重力波擾動,擾動最大 振幅為 10 公尺/秒。圖 2-10 分別為三個區域的電漿密度等值線 31
  • 圖。模擬的結果,在(a)區域內仍存在 F 層底部不規則體,這是因 為在(a)區域內 GRT 不穩定性的增長率仍是最大的。但在(b)、(c) 區域內,因為正離子與中性氣體分子的碰撞頻率因高度降低而值 增加,導致 GRT 不穩定性的增長率變得更小,所以幾乎沒有不規 則體的產生。 (III) F 層最大密度頂峰高度為 300 公里 圖 2-11 為 F 層最大密度高度為 300 公里時的初始背景電漿密 度剖面與正離子與中性氣體分子的碰撞頻率剖面圖 此時選擇在 F 。 層底部三個不同區域,區域範圍如下: (a)高度 248-298 公里 (b)高度 228-278 公里 (c)高度 208-258 公里 模擬的方法與(I)、(II)相同,都是在各區域內存在一層初始背 景中性噴射氣流,但噴射氣流的厚度為 ∆z =50 公里,最大風速值 為 75 公尺/秒,在這層噴射氣流範圍內給予種子重力波擾動,擾動 最大振幅為 10 公尺/秒。圖 2-12 分別為三個區域的電漿密度等值 線圖。模擬的結果,在(a)區域內仍存在 F 層底部不規則體,這是 因 為 在 (a) 區 域 內 GRT 不 穩 定 性 的 增 長 率 仍 是 最 大 32
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  • 的,但在(b)、(c)區域內,正離子與中性氣體分子的碰撞頻率因高 度降得更低而值增加更大,導致 GRT 不穩定性的增長率變得非常 小,所以更不可能有不規則體的產生。 2.4 討論 在開始著手於這個研究時,曾經試過很多理論與方法來模擬 電離層底部不規則體,但都失敗。所有在電離層底部產生的不規 則體,都不會局限於電離層底部,而都是往上穿過電離層的最大 密度區,形成電離層頂部不規則體。但是若在電離層底部存在一 34
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  • 層背景中性噴射氣流與此氣流上的種子重力波擾動,則經過 GRT 不穩定性而造成的不規則體,會長時間被限制於中性噴射氣流範 圍內。電漿氣泡在電離層底部生成時是符合 GRT 不穩定性的線性 理論,在線性的過程中,主要的擾動結構會繼續長大但不會蛻變 (cascade)成次要的結構,等到擾動結構進入電離層頂部穩定區後, 經過上下擠壓,主要的擾動結構才會轉變成次要的結構。因此、 電漿氣泡不可能在電離層底部就蛻變成底部不規則體。 關於重力波的來源,Rottger (1981)認為暴風雨有可能產生大 氣重力波,然後此波與大尺度赤道區電離層 spread-F 不規則體有 關。Kelley et al. (1981) 曾經根據 Jicamarca 雷達觀測資料推測”重 力波”可能為電漿氣泡產生的種子 Huang et al. (1985) 利用台灣的 。 HF Doppler sounding array 觀測到颱風引起的重力波。Hysell et al. (1990) 也根據 Jicamarca 雷達的觀測資料,推測重力波觸發夜間 赤道區電離層 F 層的不穩定性 (nighttime equatorial F region instabilities) Fukao et al. (1993) 根據 MU 雷達觀測到電離層電子 。 密度在水平方向呈現梯度的資料,推測是重力波造成的現象,並 且將重力波放入其模擬程式,模擬結果與雷達觀測資料相符合。 Huang et al. (1993) 理論證明 spread F 是藉由大振幅的重力波所啟 動的。Huang and Kelley (1996a,b) 用數值模擬的方法證明重力波 36
  • 可以在電離層 F 層的底部啟動 GRT 不穩定性,最後造成電離層頂 部電漿氣泡。Singh et al. (1997) 利用衛星 AE-E 的資料,觀測到 正離子密度與水平中性風像波狀的擾動結構,推測重力波為擾動 正離子密度的種子,進而啟動了赤道區 spread F 不規則體。由於 重力波在大自然界可以說是無所不在的,因此、重力波的擾動導 致電離層不規則體的產生是無庸置疑的。 由以上在不均勻背景中性風場所模擬的各個例子的結果可知 噴射氣流主要是因為存在很強的垂直風切 (vertical wind shear) 提 , 供一個大範圍的動力不穩定性 (dynamic instability)。當種子重力 波放入電離層底部後,它會往上傳播,碰到此垂直風切的臨界高 度 (critical level) 時,此重力波的水平分量的相速度會與背景風場 的風速相符合。隨著重力波接近臨界高度時,因為動力不穩定性 的關係,重力波水平分量的振幅會隨著接近臨界高度而漸增,但 垂直分量的振幅會隨著接近臨界高度而漸減,最後重力波會停止 向上傳播,不可能穿過臨界高度 (Huang et al., 1992; Kuo et al., 1992; Kuo and Lue, 1994)。因此噴射氣流層能困住很多大振幅不同 水平相速度且波長很小的重力波,另外、這些被困住的重力波還 會繼續成長,然後能量會由大尺度的波蛻變成小尺度的波,最後 在此噴射氣流層內形成亂流 (chaos),造成底部不規則體。因此當 37
  • 噴射氣流層與擾動的重力波同時存在於一個有限高度範圍內,在 這範圍內如果 GRT 不穩定性的增長率很大,或是有很強的噴射氣 流與大振幅的擾動重力波,即使 GRT 不穩定性的增長率不是很 大,都足以產生電離層底部不規則體且經過很長的時間也不會向 上傳播。 關於中性噴射氣流存不存在的問題,以往在低層大氣有被觀 測到。Lindzen (1967) 發現在熱氣層 (thermosphere) 內離子的分 佈與風的大小、相位與分佈有關,經過他對赤道上空不同正離子 的分佈情形的計算,在 100-500 公里的高度有很大的可能會有風 切的存在。雖然目前沒有任何裝置能測量出電離層風速的分佈, 存在於低層大氣的風切,並不表示在電離層沒有風切的存在。 從我們模擬的這麼多的例子中,唯有在 F 層底部存在一層噴 射氣流時,才會只生成底部不規則體 (Kuo et al., 1998)。此種底部 不規則體類似於 Valladares et al. (1983) 所歸納出底部正弦曲線不 規則體, 這種底部正弦曲線不規則體只發生於晚上的電離層底 部,一條窄窄的帶狀分佈於傾角赤道面南北 12° 範圍內,東西方 向可以伸展到 7500 公里以上。其中底部正弦曲線不規則體可以單 獨存在,這點與我們模擬的結果一致。至於底部正弦曲線不規則 體也可以與電離層其他種的不規則體一起存在的現象,目前並未 38
  • 加以模擬,推測如果在擾動的重力波中有水平相速度比噴射氣流 的風速還大,則這種擾動的重力波就會繼續向上傳播而產生電漿 氣泡,因此這就可以解釋 Valladares et al. (1983)所觀測到的底部正 弦曲線不規則體可以單獨存在也可以與電離層其他種的不規則體 一起存在的情形。 39
  • 第三章 電離層---全球定位系統的觀測 隨著全球定位系統被廣泛地應用在測量,定位,通訊,導航…等 等方面,對其精確度的要求也就愈高。目前全球定位系統包含了 24 顆衛星,在 6 個距離地球表面 20,200 公里的軌道面上運轉 (Hofmann-Wellenhof et al., 1997),圖 3-1 為全球定位系統的軌道示 意圖。由於衛星的訊號自衛星的發射器傳到地面時,會受到電離 層及大氣層的影響而產生電波訊號的時間延遲。因此,詳加研究電 離層對衛星訊號的影響,降低電離層造成的誤差量,便可使得全 球定位系統的資料更為準確。因為這個緣故,可以根據訊號的誤 差量,排除大氣層的效應後,反過來推測電離層的效應。因為全 球定位系統衛星為全球的系統,透過它們傳到地面接收站的訊 號,可以得到全球的電離層資料,進而對地球電離層做大範圍的 觀測與研究。目前國際全球定位系統服務網(International GPS Service for Geodynamics, IGS)則由全球 191 個以上的地面接收站所 組成。因此,利用全球定位系統的優勢,可以針對赤道區電離層 不規則體與擾動日做深入研究。 3.1 觀測技術之原理 因為電離層的介質有頻散(dispersive)的效應,在不同的高度, 40
  • 介質傳遞波的速度會因為頻率的不同而改變。電離層介質的折射 指數隨電波頻率,電子密度,地球磁場及粒子碰撞的函數而異,但因 全球定位系統衛星的電波頻率為超高頻,所以地球磁場與粒子碰 撞 的 效 應 可 以 被 忽 略 , 根 據 Appleton-Hartee 的 公 式 (Davies, 1990),可得相折射指數( n p phase refraction index) 2 fN KN n2 =1 − p 2 = 1 − 2e (1) f f 其中, f N 為電漿頻率(Hz) K=80.5 Ne 為電子密度( el ) m3 f 為電波頻率(Hz) 41
  • 因 f N << f ,將(1)式用泰勒展開式展開,並忽略高次項,可得 40.3N e np =1− (2) f2 群折射指數(group refraction index) n g 為 1 40.3N e ng = ≅1+ (3) np f2 由上面的相折射指數值與群折射指數值不同,再加上電波的 傳遞速度與相折射指數成反比, c np = vp c ng = vg 其中, c 為光速 v p 為相速度 v g 為群速度 所以可以知道當電波通過電離層時,波的相位傳播速度( v p > 光速)與波內能量的傳播速度( v g <光速)不同,即電波相位傳遞的時 間相對地縮短,電離層效應提前了電波訊號的相位,而電波傳遞 時間卻相對地增長,造成電波經電離層之時間延遲。 由費馬原理(Fermat’s principle)知(Hofmann-Wellenhof et al., 1997),電波穿過電離層之群傳播距離 s’(虛擬距離) ,為群折射指數 n g 由衛星發射天線至地面接收站路徑之積分, R s’= ∫ n g dl (4) T 42
  • 相傳播距離, R s = ∫ n p dl (5) T 真實距離, R s 0 = ∫ dl (6) T 所以,群速度之路徑長度改變量 d ion ′ 與相位速度的路徑長度改 變量 d ion 的關係為 ′ 40.3 d ion = s ′ − s 0 = ∫ ( n g − 1)dl = 2 ∫ N e dl = ∫ (1 − n p )dl = −( s − s 0 ) = −d ion (7) f N tec = ∫ N e dl 為電波路徑全電子含量(line-of-sight total electron content) 利用全球定位系統計算全電子含量的好處,主要來自全球定位 系統衛星均發射雙頻訊號。這種訊號包括兩種頻率( L1 及 L2 )之右旋 圓極化載波以及兩種(P 及 C/A)電碼。其中 L1 與 L2 載波均加有 P 電 碼,另 L1 載波再加 C/A 電碼,如表 3-1 載波 電碼 L1 (1575.42 MHz) C/A(1.023 MHz) P(10.23 MHz) L2 (1227.60 MHz) P(10.23 MHz) 表 3-1. 全球定位系統衛星發射的電碼與載波頻率。 因此可以利用雙頻電碼所量測的虛擬距離以及載波相位量測 的相位差來計算電離層全電子含量。 43
  • 3.1.1 虛擬距離的觀測 利用電碼所做的觀測為虛擬距離觀測(Pseudo Range),其基本 原理是利用接收器本身複製的電碼與所接收的全球定位系統衛星 電碼進行相關性的比對,而得到訊號的時間偏移,再將此值乘上 光速,即為虛擬距離。虛擬距離除了會受電離層的影響外,衛星與 接收器的時錶誤差,對流層的存在,儀器硬體的誤差等等都會造成 影響。 PR ij = c ⋅ (t j − t i ) = R ij + d ij ,ion + d ij ,trop + c( ∆t i − ∆t j ) + d q + d qj + ε ij i (8) 其中, PR ij 由衛星 i 至接收器 j 的虛擬距離 R ij 由衛星 i 至接收器 j 的真實距離 d ij ,ion , d ij ,trop 分別為電離層與對流層的距離影響量 ∆t i , ∆t j 分別為衛星 i 與接收器 j 的時錶誤差 d q , d qj 分別為衛星 i 與接收器 j 的儀器誤差 i ε ij 為衛星與接收器的其他誤差 再依二種不同載波頻率 L1 及 L2 ,虛擬距離 P1 , P2 為 Pji1 = R ij + d ij ,ion1 + d ij ,trop + c( ∆t i − ∆t j ) + d q1 + d qj1 + ε ij i (9) Pji2 = R ij + d ij ,ion 2 + d ij ,trop + c( ∆t i − ∆t j ) + d q 2 + d qj 2 + ε ij i (10) 其中,對流層的影響量,衛星與接收器的時錶誤差與頻率無關 (non-dispersive),將上二式相減,可得一次差分: 44
  • Pji1 − Pji2 = ( d ij ,ion1 − d ij ,ion 2 ) + ( d q1 + d qj1 − d q 2 − d qj 2 ) i i (11) 40.3 再將電離層的影響量 d ij ,ion = N tec 代入(11)式內 f2 1 1 ( Pji1 − Pji2 ) = 40.3N tec ( 2 − 2 ) + ∆d ij f1 f2 電離層全電子含量為 1 f 12 f 22 N tec = ( 2 )( Pji2 − Pji1 + ∆d ij ) (12) 40.3 f 1 − f 2 2 其中, ∆d ij = d q1 − d q 2 + d jq1 − d jq 2 i i 為衛星與接收器的誤差差值 由(12)式可知,從全球定位系統的資料得到 Pji , Pji2 二個虛擬距 i 離值,再加上已知的衛星與接收器誤差(bias)差值,即可求出電波 路徑全電子含量值。 3.1.2 載波相位的觀測 載波相位觀測的原理為,接收器本身依其全球定位系統時 間,複製一同頻的載波:故當衛星 i 在時刻 tT 發射一載波訊號(其相 位為 Φ i (t T ) ),而此訊號在接收器 j 的時刻 tR 收到(此時接收器本身 所產生的相位為 Φ j (t R ) ),若將此二者鎖定做相位比對時,便可得 到一小數值的相位差為 Φ ij = Φ i (t T ) − Φ j (t R ) (13) 但是,若要滿足整個載波相位觀測式,必須再補足一整數周 波,稱為周波模稜(ambiguity),另當衛星電波被物體遮蔽或其他因 45
  • 素造成訊號中斷或訊號太弱時,會造成接收器重新偵測此衛星的 訊號而改變了整數的周波模稜值,稱為周波脫落(cycle slips),周波 模稜與周波脫落皆是在載波相位觀測中才有的問題。 載波相位路徑,其計算全電子含量的原理與電碼相同 Lij = λ Φ ij = R ij − d ij ,ion + d ij ,trop + c( ∆t i − ∆t j ) − N ij + ε Φ (14) 其中, Lij 為相距 λ 為載波之真空波長 Φ ij 為接收器記錄之相位觀測量 N ij 為周波模稜值 其餘的變數與虛擬距離觀測相同。 當利用雙頻 L1 及 L2 作觀測,則相距為 Lij1 = λ1 Φ ij1 = R ij − d ij ,ion1 + d ij ,trop + c( ∆t i − ∆t j ) − N ij1 + ε Φ (15) Lij 2 = λ 2 Φ ij 2 = R ij − d ij ,ion 2 + d ij ,trop + c( ∆t i − ∆t j ) − N ij 2 + ε Φ (16) 二式相減 λ1Φ ij1 − λ 2 Φ ij 2 = ( d ij ,ion 2 − d ij ,ion1 ) + ( N ij 2 − N ij1 ) (17) 40.3 將電離層影響量, d ij ,ion = N tec 代入(17)式,得到電波路徑 f2 全電子含量 1 f 12 f 22 N tec = ( 2 )[( λ1Φ ij1 − λ 2 Φ ij 2 ) + ( N ij1 − N ij 2 )] (18) 40.3 f 1 − f 2 2 由於 Φ ij1 與 Φ ij 2 可從全球定位系統的資料得知,但周波模稜值 46
  • 未知,因此必須與其他觀測相組合,求出周波模模值,再代入(18) 式,求得電波路徑全電子含量值。 由雙頻 P 電碼組合所求得之電離層全電子含量,為一絕對但 精度較差之值,其精度約為 30 公分,而 C/A 碼更差,精度約為 3 公尺。此將造成全電子含量百分之十的誤差。由雙頻相位組合所 求得之全電子含量,為一含常數但精度較佳之值,誤差精度約可 降至百分之一。因此,如果將雙頻 P 電碼組合與雙頻相位組合,求 得此常數偏差值,將此值以一長時間的觀測(約 5~20 分鐘),再將 其平均後求得,可避免周波脫落的情形發生,再代入雙頻相位組 合,即可得到一個絕對且精度較佳之電離層全電子含量。 聯立(12),(18)二式,可得到 N ij1 − N ij 2 = ( Pji2 − Pji1 ) + ( λ 2 Φ ij 2 − λ1Φ ij1 ) + ∆d ij (19) 其中 Pji1 , Pji2 , Φ ij1 , Φ ij 2 均可由全球定位系統觀測的資料得到, ∆d ij 為衛星與接收器的誤差差值,代入(19)式,即可求得周波模值,再 將此值作一長時間的觀測(約 5~20 分鐘),將其平均後再代入(18) 式,即可得到一個絕對且精度較佳的全電子含量值。 前面所講的電波路徑全電子含量指的是電波傳遞路徑上所有 的電子密度積分,然而我們對真正地區垂直上空全電子含量較有 興趣,因此經由計算以求得平均電離層高,即亞電離層點 47
  • (sub-ionospheric point)之位置,再加上對於中低仰角之衛星,由於 其電波穿過亞電離層點較遠離接收站的天頂,故其電波路徑與電 離層的層狀結構之夾角不近似於原來的仰角,在這種情況下,電 波路徑全電子含量無法確切表為接收站上空的垂直全電子含量, 為改善這種情形,根據 Sardón et al. (1994) 用 Slant 函數來修正, 而得亞電離層點上空的垂直全電子含量(圖 3-2)。利用全球的接收 站所收集的資料,求出各站上空有效範圍內的垂直全電子含量 值,再使用外插與內插的方法,即可得到全球的垂直全電子含量 48
  • 等值線(contour)分佈圖。由此等值線分佈圖在時間上的變化情形, 可以瞭解全球電離層的改變狀況,進而在太空狀況不穩定時可以 監測全球電離層所受到的影響。 本章研究所用的全球定位系統原始資料取自 IGS(國際全球定 位系統資料服務中心),電離層全電子含量的計算方法參考 Leick (1995)、 Sardón et al. (1994)、 Zarraoa and Sardón (1996)、 Liu et al. (1996)與 Tsai and Liu (1999)。等 3.2 全球定位系統觀測電離層不規則體 在利用全球定位系統對電離層不規則體的觀測,其範圍在全 球赤道區,以磁赤道為中心,南北各展延 30°,取在這範圍內的 IGS 的地面接收站所收集之資料來做 1998 年整年的統計分析,研究電 離層不規則體與季節、經緯度之間的關係。 閃爍的技術(Scintillation technique)常被用來記錄當衛星發射 的訊號穿過電離層不規則體時造成訊號在相位與振幅方面的擾動現 象 圖 3-3 為同時比較 Jicamarca 雷達與閃爍的資料 Aarons et al. (1996) , 。 與 Pi et al. (1997) 利用全球定位系統的相位擾動 (全電子含量在時間 上的變化率), 即 dTEC/dt, 以一分鐘的間隔去研究電離層不規則體 (圖 3-4, 3-5)。全球定位系統資料是每 30 秒測量到一個值,這個值是 每一個衛星在訊號頻率 1.2-GHz 與 1.6-GHz 之間的相位差 因此這 30 , 49
  • 秒變化的值就可用來做相位擾動的研究,但因為全球定位系統資料包 含 的 是 30 秒 的 資 料組,所以限制了波譜特性(spectral characteristics)。Beach and Kintner (1999)利用特殊設計的儀器,讓全球定位系統接收站的取 樣時間(sampling rate)為每秒鐘,經過比較 30 秒的取樣時間在追蹤 閃爍(tracking scintillation)的週期上表現的不錯,只需要改善在波 50
  • 譜方面的預測。因此,電離層全電子含量的測量,即使在 30 秒的 取樣時間狀態下,仍然有足夠的能力來研究赤道區不規則體。所 以,Aarons et al. (1996)與 Aarons et al. (1997)利用全球定位系統全 電子含量的相位擾動,來研究赤道區電離層在擾動日時的變化, Ho et al. (1996) 與 Pi et al. (1997) 則用來研究全球電離層被擾動 時的變化。Aarons et al. (2000) 利用全球定位系統全電子含量的相 位擾動與 Polar satellite 的紫外線影像 (ultraviolet images, UVI) 的技術,來研究北極區受磁暴擾動時的影響。 3.2.1 觀測資料與結果 圖 3-6 為本研究所選擇的全球定位系統地面接收站的地理位 置與其涵蓋的面積,表 3-2 為各個接收站的經緯度資料,觀測的週 期為 1998 年一整年的時間。先收集每個觀測站 1998 年全球定位 系統的原始資料,經過計算得到各站整年全電子含量的值,由各 51
  • 站每天全電子含量的值去找出是否有相位擾動的現象產生,經過 整年的計算與統計,就可得到各站在 1998 一年內觀測到電離層不 規則體的統計資料。 圖 3-7 為各接收站在 1998 年電離層不規則體依照月份所做的 統計長條圖,其中各站是依照經度由 -180° 至 180° 的順序排 列,紅色長條圖代表實際觀測天數,藍色長條圖表示有觀測到電 52
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  • 離層不規則體的天數。在大西洋周圍的接收站以 9 月至隔年 4 月 觀測到電離層不規則體的頻率較高,太平洋周圍的接收站以 4 月 至 9 月觀測到電離層不規則體的機率較高。若接收站的地理位置 較接近磁赤道,則幾乎每個月份都有觀測到電離層不規則體,如 GALA、AREQ、MALI、IISC、GUAM、KWJ1 等站,距離磁赤道 越遠,觀測到電離層不規則體的機率就相對地低,如 HARK、 BAHR、COCO 等站,幾乎一年之中觀測不到電離層不規則體的存 在。在春秋分時,所有的經度都有較高的發生機率。 3.2.2 資料解釋與討論 針對接收站的地理位置不同而造成電離層不規則體在季節上 的分佈不同,Aarons (1993),Maruyama and Matuura (1984)與 Maruyama (1988) 都認為在中南美洲電離層不規則體的發生頻率 冬季(5 月至 8 月)比夏季少的多,在太平洋的區域,則有相反的結 果。Wanninger (1993) 根據電離層閃爍的資料,發覺有季節上的關 60
  • 係存在,從美洲至印度,閃爍的效應以 9 月至隔年 3 月為強,而 4 月至 8 月則機率相當低,在太平洋區則剛好相反,圖 3-8 為在夏威 夷全球定位系統的接收站觀測到的相位擾動在 1992 年每個月份的 發生頻率 Tsunoda (1985) 利用分佈在美洲至非洲與印度至太平洋 。 的 8 個觀測站,所得到的電離層閃爍的資料,也得到類似的結果。 Mendillo et al. (2000) 利用全電子含量相位擾動的方法,針對 AREQ、FORT 與 KWJ1 三個站來分析,也得到與我們相同的結果 (圖 3-9)。 對於電離層不規則體的發生頻率會因經度的不同而有季節上 的差異,Maruyama and Matuura (1984)根據電離層 topside sounding 觀測 spread F 的資料,認為是各地地磁磁偏角不同所造成的差異。 61
  • Tsunoda (1985) 則根據電離層閃爍的資料,認為是除了與太陽日落 的節點 (sunset nodes) 有關,另外地磁磁偏角與傾角赤道的地理緯 度亦有關連。Su et al. (1996) 藉由衛星 Hinotori 觀測到低緯度電離 層有經度上的差異,利用 Sheffield 大學所發展出來的電漿層與電 離層的模型 (plasmasphere-ionosphere model, SUPIM) 來研究,認 v v 為是在磁場的子午線面 (magnetic meridian) 上的 E × B 漂移速度與 中性風場速度在經度上的差異所造成的。Whalen (2000) 認為在日 62
  • 落時因 E 層的導電率 (conductivity) 變小,東向電場會造成一個向 v v 上的 E × B 漂移,帶著 F 層的電漿上升至傾角赤道上空,然後造成 v v 電離層不規則體。所以、如果東向電場夠強,那 E × B 向上的速度 夠大,就可以把 F 層的電漿提升至足夠的高度,在那裡電子與正 離子的再結合率(recombination rate)降低,電漿密度損失地較少, 另外延著磁力線有較有效的擴散效應(efficient diffusion) 能將大量 , 的離子由磁赤道區往低緯度區擴散,造成赤道異常區的膨脹(the expansion of the equatorial ionization anomaly(EIA))。 Kelley (1989) 認為 EIA 的擴展與全電子含量值的增加都會適合電漿不穩定性發 展(或全球定位系統全電子含量的相位擾動)。赤道異常區的膨脹再 加 上 相 對 比 較 大 的 全 電 子 含 量 值 , 對 電 漿 不 穩 定 性 (plasma instability)的發展是正面的幫助,形成電離層不規則體的機率也相 對地大。因此、東向電場的存在與大小對形成電離層不規則體的 影響是舉足輕重的。另如果東向電場的值是固定的,決定因素則 在磁場方面。若在磁赤道上空,因磁力線幾乎與地面平行而指向 v v v v 北方,在這個情形下所得到 E × B 的效應最大( E × B = EB sin θ , θ 為 東向電場與磁場之間的夾角)。因此、當遠離磁赤道時,在北半球 磁力線是往下傾的(dip 角度是正值),南半球是朝上傾的(dip 角度 v v 是負值), E × B 的效應就比在磁赤道區弱的多,造成向上漂移的速 63
  • 度相對地小,無法把 F 層的電漿提升到足夠的高度,產生電離層 不規則體的機率也就較低。在磁赤道南北 30°以外的範圍,因磁傾 v v 角更大, E × B 的效應也就愈小,觀測到電離層不規則體的機率幾 乎不可能。 由 1998 整年的全電子含量資料來看,一年四季裏以春秋時全 電子含量值最高,然後是夏季,最後是冬季,這主要是因太陽的 照射,能量增加,離子的生成率也會增加。電離層不規則體發生 的機率跟季節有很大的關係,通常春秋分是高發生季,其次是夏 季,冬季時則較少發生。春秋分時剛好太陽直射赤道,因此對位 於赤道兩旁的觀測站而言,因噴泉效應(fountain effect)的關係,當 地全電子含量值一定較高。在北半球夏天的全電子含量值較冬天 高,同理、南半球夏天的全電子含量值也是比冬天高。但當北半 球是夏天時,南半球剛好是冬天,因為這時太陽直射北半球,所 以等到太陽直射南半球時,情況剛好相反。由圖 3-10 可以說明, 當太陽直射北半球時,會造成較多的離子生成外,另由圖 3-11 可 64
  • 見磁赤道在北半球的範圍是從東非一直到太平洋中間(經度 30°E v v 至 180°E),在這範圍內, E × B 的效應又較大,因此在這兩個正面 的因素下,全電子含量值除了會變大外,產生電離層不規則體的 機率也就增加。相反的、在南半球因為在冬季,全電子含量值會 v v 減少, E × B 的幫助不大,能觀測到電離層不規則體的機率就相對 地低。等到太陽直射南半球時,全電子含量值增加,再加上磁赤 v v 道由太平洋東邊通過南美洲 到西非(經度由 0°W 至 120°W) E × B , , 的效應最大,也就可以解釋為什麼在 9 月之後至 4 月,南美洲觀 測到電離層不規則體的機率這麼高。 3.2.3 結論 對於電離層不規則體的發生機率會因經度的不同而有季節上 65
  • 的差異,主要是因為季節的不同,太陽造成的效果也就不同,再 v v 加上因為觀測站所在的經度不同,磁傾角的值也就不同,產生 E × B 的效應就有大小之分。當全電子含量值不夠大,沒有足夠的離子 v v 數,電漿密度太小,再加上如果在日落時, E × B 產生向上的漂移 速度不夠把電漿往上抬升至較高的高度,噴泉效應不能造成赤道 異常區的膨脹。赤道異常區的縮小再加上相對比較小的全電子含 量值,對電漿不穩定性的發展是負面的幫助,形成電離層不規則 體的機率也相對地小。這就可以解釋為什麼電離層不規則體的發 生機率會因經度的不同而有季節上的差異。 3.3 全球定位系統觀測電離層擾動日 在過去很多的研究,包括雷達、衛星與火箭的觀測都證明了 電離層不規則體常存在於赤道區(cf. Kelley, 1989; Pi et al. 1997) 最 。 近很多的研究結果,建議電離層不規則體的發展與磁暴的發生有 可能的關聯(Aarons et al. 1997; Pi et al. 1997) 雖然許多過去的研究 。 試著去找出電離層不規則體與磁暴之間的關係(Mullen, 1973; Basu et al., 1988; Dabas et al., 1988; Aarons, 1991),詳細的關係還是不明 瞭。 Aarons (1991) 討論過磁暴與相位擾動之間的關係 (圖 3-12), 他統計在不規則體發生率高的月份,規律的相位擾動通常在每天 66
  • 日落 1900LT 與半夜 0100LT 之間被觀測到。但如果在磁暴日,假 如 Dst 在 1800LT 與 2200LT 之間下降達到最小值 (圖 3-12a) 則相 , 位擾動的時間會較平常日落規律出現的相位擾動的時間還要長。 但 如 果 Dst 最 小 值 發 生 在 半 夜 後 至 日 出 前 0000-0600LT ( 圖 3-12b),則會有兩個連續的相位擾動的週期會被觀測到,第一段週 期出現在平常日落時規律的時間,第二段週期則出現在與 Dst 下 降達到最小值時同時發生。如果 Dst 在白天 (介於 1000LT 與 1600LT 之間) 有最小值時,則不會有任何的相位擾動產生 (圖 67
  • 3-12c),包括平常日落時規律的時間。 Ho et al. (1996) 用全球超過 60 個全球定位系統的地面接收站 的全電子含量資料,發現發生在 1994 年 11 月 26 日的磁暴,造成 全電子含量在北半球延著 Greenwich 子午線有明顯的增加。 Jakowski et al. (1999) 與 Liu et al. (1999) 觀察到在 1997 年 1 月 10 日的磁暴期間,全電子含量有很大的變化。Aarons et al. (1997) 利 用全球定位系統的相位擾動來當作電離層不規則體的指標,研究 從 1993 年至 1995 年發生的磁暴,發現電離層不規則體的發生率 與強度在磁暴期間都有增加的趨勢,他們的結論是當磁暴的強度 達到最大時 (即 Dst 最小值) ,全球定位系統的相位擾動就會被觀 測到。 利用衛星 in-situ 資料、電離層閃爍與 spread-F 的觀測,Aarons (1993) 認為電離層不規則體的發展,除了在緯度上與季節有關以 外,在經度上的分佈也與季節有關。例如、在南美洲的冬季 (5 月 至 8 月),電離層不規則體的發生率比夏季時低很多,但在太平洋 區域卻有相反的情形 (Aarons, 1993; Maruyama and Matuura, 1984; Maruyama, 1988; Wanninger, 1993)。在中南美洲這個區域,不規則 體發生機率非常高的季節是從九月至隔年的四月,而五月至八月 的發生機率是非常低的,但是在磁暴的影響下,五月至八月期間 68
  • 也會有不規則體被觀測到。這些研究證明了觀測到全球定位系統 的相位擾動除了在特別的磁暴期間會產生外,也因發生在適合的 季節裡,也就是說、季節與磁暴兩者對於電離層不規則體的產生 都算是正因子。 在這章節裡,因為 Aarons (1991) 做過的研究是針對在電離層 不規則體高發生率的季節,磁暴與電離層不規則體之間的關係, 無法分別出季節與磁暴兩者對於控制電離層不規則體產生的影 響。對於不規則體低發生率的季節,磁暴與電離層不規則體之間 的詳細的關係還是不明瞭。因此我們選擇在電離層不規則體低發 生率的季節,研究當磁暴產生後全球定位系統相位擾動的觀測, 如此一來,可以清楚地辨認是季節的因素還是磁暴的發生來控制 電離層不規則體的生成。為瞭解決這個問題,全電子含量得自中 南美洲的 7 個全球定位系統地面接收站(分佈於磁赤道南北 30°的 範圍內,非常適合用來研究赤道區電離層的不規則體)。選擇從 1997 至 2000 年,五月至八月期間發生的八次規模比較大(Dst 的值 小於 –100 nT )的磁暴,利用研究這八個磁暴,來瞭解磁暴與赤道 異常區的全電子含量與全球定位系統相位擾動(不規則體)之間的 關係,電離層不規則體的產生機制在磁暴的影響下,全球定位系 統相位擾動的發生與赤道區異常全電子含量(equatorial anomaly 69
  • TEC)與磁場的 Dst 三者在時間上的關係。 3.3.1 觀測資料與分析 Aarons et al. (1996,1997) 與 Pi et al. (1997) 分析全球定位系 統全電子含量的每分鐘的變化率 (dTEC/dt) 來瞭解電離層不規則 體。雖然全球定位系統每 30 秒的取樣率造成一個有限的頻譜寬度 去 偵 測 由 電 離 層 不 規 則 體 所 造 成 的 振 幅 閃 爍 (amplitude scintillations),但 Beach and Kinter (1999) 證明了根據全球定位系 統的相位擾動來辨識電離層不規則體的能力。本研究採用的方法 是由好幾個研究團體所用(Aarons et al., 1996, 1997; Pi et al., 1997) ,再加上一個臨界頻率 (corner frequency) 為 0.00067 Hz (即 25 分) 蝴蝶高頻濾波器 (butterworth high-pass filter) ,去除每天資 料裏的長週期的變化。 為了能定量的表現全球定位系統的相位擾動 採用 Mendillo et , al. (2000) 所發展計算 fp 與 Fp 兩種指數的方法。指數 fp 的定義為 從一衛星所得到 15 分鐘的資料內每 60 秒的相位擾動(絕對值)的中 值,接著計算由一個地面接收站所收到所有的衛星的一個小時的 平均值 fp,再乘上 1000 得到一個整數的指數 Fp,Fp 代表的在那 個地面接收站在那個小時內電離層不規則體的平均程度。大部分 而言、不規則體背景的干擾程度為 Fp<50,Fp 介於 50 與 200 之 70
  • 間表示為中等的不規則體,若 Fp>200 則為非常強烈的不規則體。 圖 3-13 為本章節所選擇的全球定位系統地面接收站的地理位 置與其涵蓋的面積,表 3-3 為各個接收站的經緯度資料。圖 3-14 71
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  • 為 7 個全球定位系統地面接收站在 1998 年的月平均的 Fp 值,由 圖可以清楚地看出在 5 月至 8 月間,月平均的 Fp 是相對地小。圖 3-15、3-16、3-17 則為自 1997 年至 2000 年間,在電離層不規則體 低發生率的月份(5 月至 8 月)所發生的 8 個磁暴期間的 Fp 值與指 數 Dst 與 Kp。表 3-4 為這 8 個磁暴發生的時間與指數 Dst 的值與 觀測到全球定位系統相位擾動的地面接收站的數目,其中 Ts、Tb 與 Tm 分別表示為 SSC 開始時,Dst 開始急遽地下降時與 Dst 的值 到達最小時,Tp 則表示為相位擾動開始時。在全球定位系統的觀 測資料中會有一些缺口(沒有資料),另外每個磁暴發生時、有資料 的地面接收站的數目也不一定相同,例如、1/7M (1/7S)表示為 7 個地面接收站中只有 1 個觀測到中等的相位擾動 100<Fp<200 77
  • (強烈的相位擾動,Fp>200)。在本次研究中,為了確定為相位擾 動,所以以 Fp>100 為標準,這是與 Mendillo et al. (2000) 建議的 Fp>50 稍有不同。另外、這 7 個全球定位系統地面接收站的當地 時間(LT)與格林威治時間(UT)差 2~5(LT=UT+(地面接收站的地理 經度°E/15°) hr)小時。 圖 3-15、3-16 與 3-17 在 1200 至 2400UT 之間有一些不規則體 的背景值存在,即 Mendillo et al. (2000)所指出的 Fp<50。在 A、 B 與 C 三個磁暴可以很清楚地看出沒有明顯的相位擾動(Fp>100) 被觀測到。在 D、E 與 F 三個磁暴都有一個地面接收站觀測到相 位擾動,分別為 D 磁暴的 BOGT、E 磁暴的 KOUR 與 E 磁暴的 KOUR。磁暴 G 與 H 所發生的相位擾動非常特殊。圖 3-16a 中說 明了在 1998 年 6 月 26 日的磁暴,當 Dst 於 0000UT(1900LT)開始 下降時,BOGT 於 0200UT 觀測到中等的相位擾動。圖 3-16b 中說 明了在 2000 年 5 月 24 日的磁暴,當 Dst 於 0300UT(2330LT)開始 下降時,KOUR 於 0500UT 開始觀測到中等的相位擾動。在 2000 年 8 月 10 日的磁暴 F 中,共有二次 Dst 下降的過程。第一次 Dst 下降(8 月 10 日,Dst 值較小)發生在 2100UT(1730LT,日落前), KOUR 在 2300UT 有觀測到中等的相位擾動,在第二次 Dst 下降(8 月 12 日 0300UT,Dst 值較大)時卻沒有任何的相位擾動被觀測到 78
  • (圖 3-16c)。從這三次磁暴(D、E、F)的情形可以看出,當 Dst 開始 急遽地下降的時間比相位擾動開始的時間要早 2 個小時。另外、 在這三個磁暴所造成的中等的相位擾動,都只有在 BOGT 與 KOUR 被觀測到,這是因為這兩個地面接收站都位於北半球的赤 道異常區內。 在磁暴 G(1998 年 8 月 26 日)與 H(2000 年 7 月 15 日)都發生了 很強烈的相位擾動。其中在磁暴 G,Dst 在 8 月 26 日 2300UT 開 始急遽地下降,而在 27 日 1000UT(大約 0500-0800LT,日出前)達 到極小值,1/7M 與 5/7S 的相位擾動開始於 27 日的 0100UT(大約 26 日的 2000-2300LT,日落後)(圖 3-17a)。對於磁暴 H 而言,Dst 在 7 月 15 日 1900UT 開始急遽地下降,而在 2200UT(大約 1700-2000LT,日落時)達到極小值,2/6M 與 3/6S 的相位擾動開始 於 15 日的 2000UT(大約 1500-1800LT 日落前)(圖 3-17b) 同樣的、 , 。 從這二次磁暴(G、H)的情形可以看出,當 Dst 開始急遽地下降的 時間(Tb)比相位擾動開始的時間(Tp)要早 1~2 個小時。 圖 3-18、3-19 與 3-20 為在這 8 個磁暴期間,得自 7 個地面接 收站的全電子含量的等值線(TEC contours)圖,其中等值線的間隔 (contour interval)為 5 TECU(1 TECU=1016 electrons/m2),以東經 300°為參考的子午線。在磁暴 A、B 與 C 三個例子中,在 Dst 開始 79
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  • 急 遽 地 下 降 (Tb) 時 , 全 電 子 含 量 值 是 相 當 地 低 ( 大 約 10-20 TECU)(分別如圖 3-18a、3-18b 與 3-18c)。相對地、沒有相位擾動 被觀測到(如圖 3-15)。對於磁暴 D 而言,全電子含量值在 Tb 與 Tp 時,分別是大約為 10-20 與 10-15 TECU(圖 3-19a),中等的相 位擾動在 BOGT 被觀測到(圖 3-16a)。同樣地、對於磁暴 E 而言, 全電子含量值在 Tb 與 Tp 時,分別是大約為 25-50 與 25-35 TECU(圖 3-19b),中等的相位擾動在 KOUR 被觀測到(圖 3-16b)。 但對於磁暴 F 而言,他有兩次的 Dst 下降(圖 3-19c),在第一次的 Tb1 時,全電子含量值很高(大約為 40-80 TECU),但只有在 KOUR 觀測到中等的相位擾動,在 Tp 時的全電子含量值約為 40-55 TECU(圖 3-16c)。在第二次的 Tb 時,全電子含量值很低(大約為 15-30 TECU),沒有任何的相位擾動被觀測到(圖 3-16c)。 對於磁暴 G 的例子 在 Tb 與 Tp 時的全電子含量值約為 25-40 , TECU(圖 3-20a) 在 Tp 時的全電子含量值幾乎是先前磁暴 A, B, C, 。 與 D 同一時刻的兩倍(這些磁暴都發生在 1997 與 1998 年),因此 強烈的相位擾動在 6 個地面接收站被觀測到,同時南北赤道異常 區的頂峰(crest)都向更高的緯度移動。對於磁暴 H 的例子,全電子 含量值在 Tb 時大約為 70 TECU,當強烈的相位擾動開始(Tp)時全 電子含量值為 80 TECU(圖 3-20b)。當南北赤道異常區的頂峰都往 83
  • 更高的緯度移動時,此時的全電子含量值更高達 85~100 TECU, 其中南半球的赤道異常區的頂峰的全電子含量值比北半球的還要 高,這與圖 3-17b 中,強烈的相位擾動發生在南半球的地面接收站 是相一致的。另外、在圖 3-17a 與 3-17b 中相位擾動的強度愈靠近 磁赤道愈弱,逐漸地向高緯度區增強,相同的情形可以在圖 3-20a 與 3-20b 中發現 南北赤道異常區的頂峰都向更高的緯度移動且全 , 電子含量值都增加很多。 3.3.2 討論 在本次研究中,主要是在電離層不規則體低發生率的月份觀 測到的全球定位系統的相位擾動,因此沒有期望會在日落後有規 律的不規則體發生(Aarons, 1993; Wanninger, 1993)。這個條件使得 能區分季節與磁暴對於不規則體的效應,以便瞭解全球定位系統 相位擾動的根本原因。Aarons (1993)、Maruyama and Matuura (1984)、Mayurana (1988)與 Wanninger (1993)發現在南美洲的冬季 (五月至八月)電離層不規則體的發生率比起夏季是相對較低。圖 3-14 可以說是與先前的研究相吻合,其中在五月至八月時的 Fp 值 比起其他月份是小很多。 在表 3-3 中、雖然 KOUR 與 BOGT 有相近的地磁緯度,但在 圖 3-14 中兩者的 Fp 值卻有很大的差異。相同的情形也發生在 84
  • FORT 與 AREQ 二個站。Mendillo et al. (2000) 曾經看到類似的現 象,發現相位擾動的強度在南美洲的東側比西側要大,但這個不 對稱的現象並未在磁暴時出現 (圖 3-17a) ,大概是因為電離層的 背景條件在磁暴時與寧靜日時有差別。另外從圖 3-14、雖然 BOGT 與 SANT 有相似的磁傾角,但 BOGT 所觀測到的相位擾動卻比 SANT 來的大 北半球的地面接收站所觀測到的相位擾動比南半球 , 來的強,這種南北半球不對稱的現象在磁暴期間也有出現過(圖 3-17a 與 3-17b)。 其他的研究曾經討論過磁暴與相位擾動之間的關係,他們統 計在不規則體發生率高的月份,相位擾動通常在日落 1900LT 與半 夜 0100LT 之間被觀測到。但如果在磁暴日,Aarons (1991)發現假 如 Dst 在 1800LT 與 2200LT 之間下降達到最小值,則會延長平常 日 落 時 規 律 的 相 位 擾 動 的 時 間 。 但 如 果 Dst 最 小 值 發 生 在 0000-0600LT(半夜後至日出前),則兩個連續的相位擾動的週期會 被觀測到,第一段週期出現在平常日落時規律的時間,第二段週 期則出現在與 Dst 下降達到最小值時同時發生 如果 Dst 在白天(介 。 於 1000LT 與 1600LT 之間)有最小值時,則不會有任何的相位擾動 產生。 圖 3-17a 與 3-17b 證明了在磁暴 G 與 H 中的相位擾動都發生 85
  • 在不規則體高發生率的季節的平常規律的時間 而不是在 Dst 下降 , 達到最小值時。圖 3-21 為根據我們的觀測結果,說明 Dst 開始下 降的時間與相位擾動產生的時間兩者之間的關係的卡通圖。同 時、根據在表 3-4 裡列的 Tb 與 Tp 的時間,說明了在不規則體低 發生率的季節,電離層的相位擾動是很容易被磁暴給觸發,只要 當磁暴的 Dst 在 2000 至 2300UT(1500 至 2100LT,日落前或日落後) 急遽地下降就可以(圖 3-21c)。假如 Dst 在當地半夜時間開始下降 則有機會在 BOGT 或 KOUR 觀測到相位擾動(磁暴 D 與 E,圖 3-21a)。假如 Dst 在當地半夜時間以後才開始下降則沒有相位擾動 可以被觀測到(磁暴 A、B 與 C,圖 3-21b)。對磁暴 F 而言,第一 次 Dst 下降在 2000 年 8 月 10 日 2100UT(1600 至 1900LT),雖然在 適合相位擾動的時間範圍內,但因為磁暴的強度太小(Dst 的極小 值為 -103 nT),所以只有在 KOUR 有相位擾動的現象。相反的、 第二次 Dst 下降時,即使其值達到 -237 nT,但因發生下降的時間 在過了當地午夜,是不適合相位擾動發展的時間範圍,所以沒有 相位擾動的現象產生。 比較 Dst 下降的時間在磁暴 E(Tb: 0300UT, ~25-50 TECU, 圖 3-19b),B(Tb2: 0400UT, ~10-20 TECU, 圖 3-18b)與 F(Tb2: 0300UT, ~15-30 TECU, 圖 3-19c)三個事件,其中下降的時間都發生在相似 86
  • 的時間範圍內,但只有磁暴 E 有觀測到相位擾動。在三次磁暴中 E 的強度是比較小,磁暴 F 的第二次 Dst 下降的速率是比 E 與 B 的 第二次來的小。再加上在這三次磁暴裡,當 Dst 開始急遽地下降 時,磁暴 E 的當時的全電子含量值最高。因此,相位擾動的生成 與赤道異常區的頂峰全電子含量值比較有正面的關係,與磁暴的 強度(Dst 的大小)較無關。 在寧靜日時,CRO1 的相位擾動的強度很小,如圖 3-14 所示, 87
  • 這可能是因 CRO1 位在較高的緯度,而不是在赤道異常區的頂峰, 因此不受噴泉效應的影響。但相反的、在磁暴的期間,CRO1 卻也 可以觀測到相位擾動(圖 3-17a 與 3-17b)。從圖 3-20a 與 3-20b,兩 個磁暴 G 與 H,在相位擾動開始的時候都有很大的全電子含量值, 而且赤道異常區的頂峰都往高緯度擴展。這表示一個很強的東向 電場把在赤道區的電漿抬升至比寧靜日時更高的高度,這個效應 可以推動赤道異常區的頂峰到比寧靜日更遠的緯度。 Jones and Rishbeth (1971) , Blanc and Richmond (1980) , Gonzales et al. (1983),Kelley et al. (1979)與 Sastri et al. (1992)認為 在磁暴發生時,會直接或非直接產生一個東向電場,此東向電場 會將赤道區電離層的電漿舉起至更高的高度,然後電漿會延著磁 力 線 向 下 擴 散 堆 積 在 低 緯 度 區 (low-latitude off-equatorial regions),如此一來造成電離層的不穩定性而觸發了不規則體(或相 位擾動)的產生。在 KOUR 與 BOGT 常觀測到強烈的相位擾動,那 是因為這兩個站剛好位於赤道異常區內(地磁±15°),特別受到噴泉 v v 效應 E × B 的影響 所以東向電場的存在非常重要 另外 從圖 3-17a , 。 、 與圖 3-17b 可以清楚地發現 全球定位系統的地面接收站愈靠近磁 , 赤道則觀測到的相位擾動的強度愈弱(如 FORT 與 AREQ),但逐漸 地往高緯度區增強。強烈的相位擾動發生在 SANT、CRO1、 88
  • BOGT、KOUR 與 LPGS(磁緯度接近±30°),表示電離層不規則體 向更大範圍的經緯度擴展。以圖 3-22 來說明 BOGT、AREQ 與 SANT 三站在觀測相位擾動的程度上的差異。 Batista et al. (1986), Fejer et al. (1989)與 Batista et al. (1991) 研究在磁暴時,向上反轉漂移速度(prereversal enhancement of the upward drifts)會較增大,發現在低緯度區磁暴與全電子含量的增加 有相關性。比較在 Tp 時的全電子含量值,圖 3-20a 與 3-20b 說明 了在磁暴 G(~25-40 TECU)與 H(~55-80 TECU)內的值,都較其他磁 暴來的大,而且赤道異常區的兩個頂峰都往高緯度伸展,這點表 示一個強烈的東向電場將電離層的電漿向上舉起,因為在比較高 的高度,離子因結合率降低而損失較少,還有擴散效率較高,有 一大群數目的離子會從赤道、低緯度區被傳輸至較高的緯度,造 89
  • 成赤道異常區向外擴展。Kelley (1989) 認為赤道異常區的擴展與 全電子含量值的增加都會適合電漿不穩定性發展(或全球定位系統 相位擾動)。 Aarons (1997) 認為電離層不規則體的發生與相位擾動有相互 關係,基於以前的研究成果與本研究的觀測資料,我們認為在電 離層不規則體低發生率的季節時,不規則體的生成與磁暴的發生 有關。因此,推論在不規則體低發生率的月份,控制不規則體生 成的條件有二個最重要的因子,一、Dst 開始急遽下降的時間在日 落前後,二、磁暴的強度必須足以去引起一個強烈的東向電場, 使得在日落時能造成赤道異常區全電子含量急劇地增加。 3.3.3 結論 本次研究是利用全球定位系統的相位擾動方法去探討在不規 則體低發生率的月份,電離層不規則體與磁暴的關係。在 1998 年 8 月 26 日與 2000 年 7 月 15 日的兩次磁暴,觀測到有非常明顯的 相位擾動,且在赤道異常區頂峰的全電子含量增加非常多,因磁 暴可以直接或非直接產生一個東向電場來把電離層電漿由赤道區 F 層抬升到更高的高度 然後延著磁力線向下擴散而堆積在磁赤道 , 外低緯度區。因此、在低緯度區電漿密度大大地增加而赤道區卻 減少,造成全電子含量在緯度方向有急劇梯度存在,使得電離層 90
  • 變得不穩定而觸發不規則體的產生(或相位擾動)。 因此、臆測在不規則體低發生率的月份,控制不規則體生成 的條件有二個最重要的因子,一、Dst 開始急遽下降的時間必須在 日落前後,二、磁暴的強度必須足以引起一個強烈的東向電場, 使得在日落時電離層赤道異常區全電子含量能急劇地增加,造成 一個不穩定的環境,讓重力波或其他的觸發因子來擾動。 全球定位系統衛星除了能提供定位,通訊,導航等等的功能,還 能因為電離層對電波所造成的影響而反推電離層當時的狀態,因 為全球地面接收站的建立,可以提供全球電離層觀測網的資料, 讓我們瞭解大範圍的電離層活動並加以監測與研究。 91
  • 第四章 總結 電離層不規則體在經過利用數值模擬與全球定位衛星的觀測 研究後,對於電離層底部不規則體的發生與造成機制,全球電離 層的季節變化與磁暴時南美洲電離層的反應有更多的瞭解。對於 電離層底部不規則體的模擬結果如下: 1. 存在於電離層底部的電漿密度微擾,造成的不規則體不會只侷 限於電離層底部,除了因所在位置的 GRT 不穩定性的成長率太 小外,其他的都會由底部生長,然後穿過 F 層最大密度區,進 入頂部穩定區,形成電漿氣泡,而不會有底部不規則體的出現。 2. 對於中性背景風場的微擾,如果是同時存在於電離層底部的均 勻背景風場與種子重力波的擾動,造成的不規則體也是會往電 離層頂部發展,沒有底部不規則體的生成,證明中性風場對電 漿氣泡增長有重大的影響。 3. 對於同時存在於電離層底部的不均勻中性背景氣體風場(有限 範圍的噴射氣流層,即垂直風切)與種子重力波的微擾 如果所在 , 位置的 GRT 不穩定性的成長率夠大,再加上垂直風切所提供的 大範圍的動力不穩定性,還有垂直風切的最大速度大於種子重 力波的水平相速度,此噴射氣流層就能困住往上傳播的重力 波,使得重力波的能量在噴射氣流層內由大尺度蛻變成小尺 92
  • 度,最後形成亂流,就會造成底部不規則體,此不規則體直接 在電離層底部消散能量,而無法向上舉升進入頂部。 對於利用全球定位系統觀測電離層的結果如下: 1. 對於全球電離層的觀測,利用分佈在赤道區南北 30°內全球定 位系統的地面接收站的資料,可以做全球赤道區電離層不規則 體的研究與分析。經過分析 1998 年的全球定位系統資料後,發 現不規則體在經度方向上的分佈有很明顯的季節差異,南美 洲、大西洋區的不規則體主要出現在 9 月至隔年 4 月間,亞洲 與西太平洋區的不規則體則出現在 4 月至 9 月間。根據季節的 差異主要是因為太陽直射的位置不同,另外、在不同經度上的 v v 磁傾角亦不同,造成 E × B 的效應有差別。這些是造成不規則體 在經度分佈上的差異的主要原因。 2. 對於磁暴日造成電離層的擾動,針對南美洲的地面接收站而 言,5 月至 8 月是不規則體很少發生的月份,但在 1998 年 8 月 26 日與 2000 年 7 月 15 日發生的磁暴,卻使得當地接收站的電 離層資料有很明顯的相位擾動的現象。這種不規則體在不會發 生不規則體的季節產生,必定有一強大的產生機制來突破不規 則體不能夠被造成的限制,推斷磁暴可以直接或非直接產生一 93
  • 個東向電場來把電離層電漿由赤道區 F 層抬升到更高的高度, 然後延著磁力線向下擴散而堆積在磁赤道外低緯度區。因此、 在低緯度區電漿密度大大地增加而赤道區卻減少,造成全電子 含量在緯度方向有急劇梯度存在,使得電離層變得不穩定而觸 發不規則體的產生(或全球定位系統相位擾動)。 由數值模擬的方法,瞭解電離層底部不規則體的產生機制, 並與 AE-E、AE-C 衛星的觀測資料做比較。由全球定位系統的觀 測方法,可以瞭解全球電離層的狀況,除了在寧靜日時,得到世 界各地因經緯度、當地時間、季節的不同而電離層的情況不同。 在磁暴來臨時,也可以因磁擾動的關係而瞭解電離層的相對反 應,已便做出適當的防範。 94
  • 參 考 文 獻 Aarons, J., The role of the ring current in the generation or inhibition of equatorial F layer irregularities during magnetic storms, Radio Sci., 26, 1131-1149, 1991. Aarons, J., The longitudinal morphology of equatorial F-layer irregularities relevant to their occurrence, Space Sci. Rev., 63, 209-243, 1993. Aarons, J., M. Mendillo, and R. Yantosca, GPS phase fluctuations in the equatorial region during the MISETA 1994 campaign, J. Geophys. Res., 101, 26,851-26,862, 1996. Aarons, J., M. Mendillo, and R. Yantosca, GPS phase fluctuations in the equatorial region during sunspot minimum, Radio Sci., 32, 1535-1550, 1997. Aarons, J., M. Mendillo, B. Lin, M. Colerico, T. Beach, P. Kintner, J. Scali, B. Reinisch, G. Sales and E. Kudeki, Equatorial F region irregularity morphology during an equinoctial month at solar minimum, Space Sci. Rev., 87, 357-386, 1999. Aarons, J., B. Lin, and M. Mendillo, Global positioning system phase fluctuations and ultraviolet images from the polar satellite, J. Geophys. Res., 105, 5201-5213, 2000. Basu, Su., E. MacKenzie, and S. Basu, Ionospheric constraints on VHF/UHF communication links during solar maximum and minimum periods, Radio Sci., 23, 363-378, 1988. Batista, I.S., M.A. Abdu, and J.A. Bittencourt, Equatorial F region 95
  • vertical plasma drifts: Seasonal and longitudinal asymmetries in the American sector, J. Geophys. Res., 91, 12,055-12,064, 1986. Batista, I.S., E.R.D. Paula, M.A. Abdu, and N.B. Trivedi, Ionospheric effects of the March 13, 1989, Magnetic storm at low and equatorial latitudes, J. Geophys. Res., 96, 13,943-13,952, 1991. Beach, T.L., and P.M. Kintner, Simultaneous global positioning system observations of equatorial scintillations and total electron content fluctuations, J. Geophys. Res., 104, 22,553-22,565, 1999. Blanc, M., and A.D. Richmond, The ionospheric disturbance dynamo, J. Geophys. Res., 85, 1669-1686, 1980. Booker, H.G. and H. W. Wells, Scattering of radio waves by the F-region of the ionosphere, J. Geophys. Res., 43, 249, 1938. Chou, S.Y., and F.S. Kuo, A numerical study of the wind field effect on the growth and observability of equatorial spread F, J. Geophys. Res., 101, 17,137-17,149, 1996. Cragin, B.L., C.E. Valladares, W.B. Hanson, and J.P. McClure, Bottomside sinusoidal irregularities in the equatorial F region 2. Cross-correlation and spectral analysis, J. Geophys. Res., 90, 1721-1734, 1985. Dabas, R. S., D. R. Lakshmi, and B. M. Reddy, Effect of geomagnetic disturbances on the VHF nighttime scintillation activity at equatorial and low latitudes, Radio Sci., 24, 563-573, 1988. Davies, K., Ionospheric Radio, 580 pp., Peter Peregrinus Ltd, London, 1990. 96
  • Dungey, J.W., Convective diffusion in equatorial F-region, J. Atmos. Terr. Phys., 9, 304, 1956. Fejer, B.G., E.R.d. Paula, I.S. Batista, E. Bonelli, and R.F. Woodman, Equatorial F region vertical plasma drifts during solar maxima, J. Geophys. Res., 94, 12,049-12,054, 1989. Fukao, S., Y. Yamamoto, W. L. Oliver, T. Takami, M. D. Yamanaka, M. Yamamoto, T. Nakamura, and T. Tsuda, Middle and upper atmosphere radar observations of ionosphic horizontal gradients produced by gravity waves, J. Geophys. Res., 98, 9443-9451, 1993. Gonzales, C.A., M.C. Kelley, R.A. Behnke, J.F. Vickrey, R. Wand, and J. Holt, On the latitudinal variations of the ionospheric electric field during magnetospheric disturbances, J. Geophys. Res., 88, 9135-9144, 1983. Ho, C.M., A.J. Mannucci, U.J. Lindqwister, X. Pi, and B.T. Tsurutani, Global ionosphere perturbations monitored by the worldwide GPS network, Geophys. Res. Lett., 23, 3219-3222, 1996. Hofmann-Wellenhof, B., H. Lichtenegger, J. Collins, GPS Theory and Practice, 389 pp., Springer-Verlag Wien, New York, 1997. Huang, C. M., F. S. Kuo, H. Y. Lue, and C. H. Liu, Numerical simulation of the saturated gravity wave spectra in the atmosphere, J. Atmos, Terr. Phys., 54, 129-142, 1992. Huang, C.S., M.C. Kelley, and D.L. Hysell, Nonlinear Rayleigh-Taylor instabilities, Atmospheric gravity waves and equatorial spread F, J. Geophys. Res., 98, 15,631-15,642, 1993. 97
  • Huang, C.S., and M.C. Kelley, Nonlinear evolution of equatorial spread F 3. Plasma bubbles generated by structured electric fields, J. Geophys. Res., 101, 303-313, 1996. Huang, C.S., and M.C. Kelley, Nonlinear evolution of equatorial spread F 1. on the role of plasma instabilities and spatial resonance associated with gravity wave seeding, J. Geophys. Res., 101, 283-292, 1996. Huang, C.S., and M.C. Kelley, Nonlinear evolution of equatorial spread F 2. Gravity wave seeding of Rayleigh-Taylor instability, J. Geophys. Res., 101, 293-302, 1996. Huang, Y.-N., K. Cheng, and S.-W. Chen, On the detection of acoustic-gravity waves generated by typhoon by use of real time HF Doppler frequency shift sounding system, Radio Sci., 20, 897-906, 1985. Hysell, D.T., M.C. Kelley, W.E. Swartz, and R.F. Woodman, Seeding and layering of equatorial spread F by gravity waves, J. Geophys. Res., 95, 17,253-17,260, 1990. Jakowski, N., S. Schluter, and E. Sardon, Total electron content of the ionosphere during the geomagnetic storm on 10 January 1997, J. Atmos. and Sol. Terr. Phys., 61, 299-307, 1999. Jones, K.L., and H. Rishbeth, The origin of storm increases of mid-latitude F-layer electron concentration, J. Atmos. Terr. Phys., 33, 391-401, 1971. Kelley, M.C., G. Haerendel, H. Kraaler, A. Valenzuela, B.B. Balsley, 98
  • D.A. Carter, W.L. Ecklund, C.W. Carlson, B. Hausler, and R. Torbert, Evidence for a rayleigh-taylor type instability and upwelling of depleted density regions during equatorial spread F, Geophys. Res. Lett., 3, 448-450, 1976. Kelley, M.C., B.G. Fejer, and C.A. Gonzales, An explanation for anomalous ionospheric electric fields associated with a northward turning of the interplanetary magnetic field, Geophys. Res. Lett., 6, 301-304, 1979. Kelley, M.C., M.F. Larsen, C. LaHoz, and J.P. McClure, Gravity wave initiation of equatorial spread F: A case study, J. Geophys. Res., 86, 9087-9100, 1981. Kelley, M.C., The Earth's Ionosphere, 487 pp., Academic Press, San Diego, 1989. Kuo, F. S., H. Y. Lue, C. M. Huang, C. L. Lo, C. H. Liu, S. Fukao, and Y. Muraoka, A study of velocity fluctuation spectra in the troposphere and lower stratosphere using MU radar, J. Atmos. Terr. Phys., 54, 31-48, 1992. Kuo, F. S., and H. Y. Lue, Effect of the wave-shear interaction on gravity wave activity in the lower and middle atmosphere, J. Atmos. Terr. Phys., 56, 1147-1155, 1994. Kuo, F. S., S. Y. Chou, S. J. Shan, Comparison of topside and bottomside irregularities in equatorial F region ionosphere, J. Geophys. Res., 103, 2193-2199, 1998. Lindzen, R. S., Reconsideration of diurnal velocity oscillation in the 99
  • thermosphere, J. Geophys. Res., 72, 1591-1598, 1967. Leick, A., GPS Satellite Surveying, 560 pp., John Wiley & Sons, New York, 1995. Liu, J.Y., H.F. Tsai, and T.K. Jung, Total electron content obtained by using the global positioning system, Terr. Atmos. Oceanic Sci., 7, 111-121, 1996. Liu, J. Y., H. F. Tsai, C. C. Wu, C. L. Tseng, L. C. Tsai, W. H. Tasi, K. Liou and J. K. Chao, The effect of geomagnetic storm on ionospheric total electron content at equatorial anomaly region, Adv. Space Res., 24, 1491-1494, 1999. Martyn D. F., Large-scale movements of ionization in the ionosphere, J. Geophys. Res., 64, 2178, 1959. Maruyama, T., and N. Matuura, Longitudinal variability of annual changes in activity of equatorial spread F and plasma bubbles, J. Geophys. Res., 89, 10,903-10,912, 1984. Maruyama, T., A diagnostic model for equatorial spread F: 1. Model description and application to electric field and neutral wind effects, J. Geophys. Res., 93, 14,611-14,622, 1988. Mendillo, M., B. Lin, and J. Aarons, The application of GPS observations to equatorial aeronomy, Radio Sci., 35, 885-904, 2000. McClure, J.P., W.B. Hanson, and J.H. Hoffman, Plasma bubbles and irregularities in the equatorial ionosphere, J. Geophys. Res., 82, 2650-2656, 1977. Mullen, Sensitivity of equatorial scintillation to magnetic activity, J. Atmos. Terr. Phys., 35, 1187-1194, 1973. 100
  • Neubert, T., M. Mandea, G. Hulot, R. von Frese, F. Primdahl, J. L. Jørgensen, E. Friis-Christensen, P. Stauning, N. Olsen, and T. Risbo, ørsted satellite captures high-precision geomagnetic field data, EOS Trans. Am. Geophys. Union, 82, 81-88, 2001. Ossakow, S.L., Spread-F theories---a review, J. Atmos. Terr. Phys., 43, 437-452, 1981. Pi, X., A.J. Mannucci, U.J. Lindqwister, and C.M. Ho, Monitoring of global ionospheric irregularities using the worldwide GPS network, Geophys. Res. Lett., 24, 2283-2286, 1997. Rottger, J., Equatorial spread-F by electric fields and atmospheric gravity waves generated by thunderstorms, J. Atmos. Terr. Phys., 43, 453-462, 1981. Sardón, E., A. Rius, and N. Zarraoa, Estimation of the transmitter and receiver differential biases and the ionospheric total electron content from Global Positioning System observations, Radio Sci., 29, 577-586, 1994. Sastri, J.H., K.B. Ramesh, and D. Karunakaran, On the nature of substorm-related transient electric field disturbances in the equatorial ionosphere, Planet. Space Sci., 40, 95-103, 1992. Scannapieco, A.J., and S.L. Ossakow, Nonlinear equatorial spread F, Geophys. Res. Lett., 3, 451-454, 1976. Shu, F. H., An Introduction to Astronomy, 584 pp., University Science Books, Mill Valley, 1982. Singh, S., F.S. Johnson, and R.A. Power, Gravity wave seeding of 101
  • equatorial plasma bubbles, J. Geophys. Res., 102, 7399-7410, 1997. Su, Y.Z., K.-I. Oyama, G.J. Bailey, S. Fukao, T. Takahashi, and H. Oya, Longitudinal variations of the topside ionosphere at low latitudes: Satellite measurements and mathematical modelings, J. Geophys. Res., 101, 17,191-17,205, 1996. Tsai, H.F. and J.Y. Liu, Ionospheric total electron content response to solar eclipses, J. Geophys. Res., 104, 12,657-12,668, 1999. Tsunoda, R.T., Control of the seasonal and longitudinal occurrence of equatorial scintillations by the longitudinal gradient in integrated E region Pedersen conductivity, J. Geophys. Res., 90, 447-456, 1985. Valladares, C.E., W.B. Hanson, J.P. McClure, and B.L. Cragin, Bottomside sinusoidal irregularities in the equatorial F region, J. Geophys. Res., 88, 8025-8042, 1983. Wanninger, L., Effects of the equatorial ionosphere on GPS, GPS World (July), 48-54, 1993. Whalen, J.A., An equatorial bubbles: Its evolution observed in relation to bottomside spread F and to the Appleton anomaly, J. Geophys. Res., 105, 5303-5315, 2000. Woodman, R.F., and C.L. Hoz, Radar observations of F region equatorial irregularities, J. Geophys. Res., 81, 5447-5466, 1976. Woodman, R.F., and S. Basu, Comparison between in-situ spectral measurements of equatorial F-region irregularities and backsactter observations at 3 m wavelength, Geophys. Res. Lett., 5, 869-872, 1978. 102
  • Zalesak, S.T., and S.L. Ossakow, Nonlinear equatorial spread F: Spatially large bubbles resulting from large horizontal scale initial perturbations, J. Geophys. Res., 85, 2131–2142, 1980. Zalesak, S.T., S.L. Ossakow, and P.K. Chaturvedi, Nonlinear equatorial spread F: The effect of neutral winds and background pedersen conductivity, J. Geophys. Res., 87, 151-166, 1982. Zarraoa, N., and E. Sardón, Test of GPS for permanent ionospheric TEC monitoring at high latitudes, Ann. Geophys., 14, 11-19, 1996. 周雪燕, 中性氣體風場對赤道區域電離 F 層電漿密度不規則結構之 模擬研究, 國立中央大學大氣物理研究所博士論文, 中壢, 1995. 蔡和芳, 全球定位系統觀測電離層全電子含量, 國立中央大學太空 科學研究所碩士論文, 中壢, 1995. 蔡和芳, 全球定位系統觀測電離層赤道異常之研究, 國立中央大學 太空科學研究所博士論文, 中壢, 1999. 103