Termosfera

Figura 1. Estructura de la atmósfera terrestre.

Figura 2. Temperatura promedio y masa molar del aire en función de la altitud. La disminución de la masa molar con el aumento de la altitud refleja la composición cambiante del aire.

La termosfera (del griego θερμός thermós “cálido, caliente” y σφαίρα sphaira “esfera”) es el área de altitud de la atmósfera terrestre en la que su temperatura vuelve a subir (por encima de la capa de ozono) con la altitud. La temperatura mínima claramente pronunciada en el límite inferior de la termosfera se llama mesopausia y se encuentra a una altitud de 80 a 100 km. La zona de mayor subida de temperatura es de unos 120 km. La temperatura fuertemente fluctuante (partícula neutra) de la exosfera se alcanza a una altitud de alrededor de 500 a 600 km .

La termosfera se superpone en gran medida con la ionosfera . Aunque el grado de ionización es solo casi 1 en la exosfera, el máximo de la densidad de electrones se encuentra aproximadamente en el medio de la termosfera. Se trata de la absorción de radiación y el equilibrio energético. Para las propiedades eléctricas ver el artículo ionosfera, para las consecuencias de la radiación de partículas ver aurora boreal .

Incluso en la mesopausia, la presión y la densidad son aproximadamente cinco órdenes de magnitud más pequeñas que en el suelo. Aquí es donde los meteoros comienzan su rastro y las naves espaciales su reentrada desde el espacio . Dentro de la termosfera, la densidad cae en otros siete órdenes de magnitud . En la termosfera superior ya hay órbitas de satélites bajas .

Presión y densidad

Figura 3. Presión y densidad de la atmósfera terrestre. Las escalas horizontales son logarítmicas (marcas de graduación con potencias de diez de la presión o densidad).

Al igual que en la parte inferior de la atmósfera, la presión del aire disminuye al aumentar la altitud. Sin embargo, debido a la influencia del aumento de temperatura con la altitud y la composición cambiante, la disminución se produce más lentamente. En la parte superior de la termosfera, la presión sigue aproximadamente una función exponencial que resulta de la fórmula de altitud barométrica .

Aunque la atmósfera aquí es extremadamente delgada, la resistencia del aire se nota durante un largo período de tiempo. La Estación Espacial Internacional (ISS), que orbita la Tierra a una altitud de unos 350 km, perdería tanta altitud en unos pocos años sin un aumento regular de su órbita por los motores de cohetes que caería a la Tierra.

La densidad del gas atmosférico disminuye casi exponencialmente con la altitud (Fig. 3).

La masa total  M de la atmósfera dentro de una columna vertical de un metro cuadrado de área de sección transversal A sobre la superficie de la tierra es:

${\ Displaystyle {\ frac {M} {A}} = \ rho _ {\ mathrm {A}} \ cdot H \ approx 10 ^ {4} \, \ mathrm {\ frac {kg} {m ^ {2} }}}$

Con

• la densidad de la atmósfera ρ _A = 1,29 kg / m ³ en el suelo a una altura de z = 0 m
• la altura de escala media H ≃ 8 km de la atmósfera inferior.

El 80% de esta masa ya se encuentra dentro de la troposfera, mientras que la termosfera constituye solo alrededor del 0,002% de la masa total. Por lo tanto, no se espera una influencia mensurable de la termosfera en las capas atmosféricas inferiores.

Composición química

Las moléculas de gas son disociadas e ionizadas por los rayos X solares , la radiación ultravioleta y corpuscular , razón por la cual los gases en la termosfera se presentan predominantemente como plasma compuesto por iones , electrones y partículas neutras. Con la altitud, la intensidad de la radiación aumenta y la tasa de recombinación disminuye , por lo que el grado de ionización aumenta y la masa media de partículas ( indicada como masa molar en la Fig. 2 ) disminuye. Otra razón para la disminución de la masa molar es que las partículas ligeras tienen una velocidad más alta a la misma temperatura y, por lo tanto, están menos influenciadas por la gravedad . De esta forma, los átomos e iones ligeros se acumulan en la parte superior de la termosfera.

Constituyentes del gas neutro

La turbulencia es responsable del hecho de que el gas neutro en el área debajo de la pausa turbo a una altitud de aproximadamente 110 km es una mezcla de gas con masa molar constante (Fig. 2).

Por encima de la rotura del turbo, el gas comienza a segregarse . Como resultado de procesos dinámicos, los diferentes constituyentes intentan constantemente alcanzar su estado de equilibrio a través de la difusión . Sus fórmulas de altura barométrica tienen alturas de escala que son inversamente proporcionales a sus masas molares. Por lo tanto, por encima de unos 200 km de altitud, los componentes más ligeros como el oxígeno atómico  (O), el helio  (He) y el hidrógeno  (H) dominan gradualmente . Allí, la altura media de la escala es casi 10 veces mayor que en las capas atmosféricas inferiores (Fig. 2). La composición del aire varía con la ubicación geográfica, la hora del día y la estación, pero también con la actividad solar y las fluctuaciones geomagnéticas .

historia

En el tiempo anterior a la exploración espacial , la única información sobre el rango de altitud por encima de los 70 km era indirecta; proceden de la investigación ionosférica y del campo magnético terrestre :

• Las ondas electromagnéticas por debajo del rango de VHF (VHF = frecuencias muy altas ; 30-300 MHz), que son reflejadas y atenuadas por las diversas capas ionosféricas , se pueden observar en la superficie de la tierra, dependiendo de la frecuencia , la hora del día y la estación. y la actividad solar.
• Las fluctuaciones en el campo magnético de la tierra medidas en la superficie de la tierra se asignan a las corrientes eléctricas en la ionosfera y la magnetosfera ( capa de dínamo ionosférica ).

Con el inicio del satélite ruso Sputnik , fue posible por primera vez determinar sistemáticamente la desaceleración del tiempo de la órbita a partir de las mediciones del efecto Doppler de la señal del satélite y derivar la densidad del aire en la atmósfera alta , así como su tiempo y tiempo. variaciones espaciales. En estas primeras mediciones participaron principalmente Luigi Giuseppe Jacchia y Jack W. Slowey (EE. UU.), Desmond King-Hele (Inglaterra) y Wolfgang Priester , así como Hans-Karl Paetzold (Alemania). Hoy en día, una gran cantidad de satélites miden directamente los componentes más diversos del gas atmosférico en este rango de altitud.

Presupuesto energético

La temperatura termosférica se puede determinar a partir de observaciones de la densidad del gas, pero también directamente con la ayuda de mediciones satelitales. El perfil de temperatura obedece bastante bien a la ley ( perfil de Bates ): ${\ Displaystyle T}$

(1) ${\ Displaystyle T = T _ {\ infty} - (T _ {\ infty} -T _ {\ mathrm {o}}) \ cdot {\ frac {1} {e ^ {s (zz _ {\ mathrm { o})})}}}}$

Con

• la temperatura exosférica promediada a nivel mundial por encima de unos 400 km de altitud${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$
• la temperatura de referencia = 355 K${\ Displaystyle T _ {\ mathrm {o}}}$
• la altitud de referencia = 120 km${\ Displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$
• un parámetro empírico que disminuye con .${\ Displaystyle s}$${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$

A partir de esta ecuación, se puede determinar el suministro de calor por encima de q _o ≃ 0,8 a 1,6 m W / m ^{2 de} altura. Este calor se emite a las capas inferiores de la atmósfera por conducción . ${\ Displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$

La temperatura constante de la exosfera por encima de la altitud sirve como medida de la radiación solar ultravioleta y de rayos X (XUV). Ahora, la emisión de radio solar a 10,7 cm es un buen indicador de la actividad solar. Por lo tanto, una ecuación empírica permite derivar un valor numérico que con enlaces válidos y para condiciones de silencio geomagnético: ${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$ ${\ Displaystyle F}$${\ Displaystyle F}$${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$

(2) ${\ Displaystyle T _ {\ infty} \ approx 500 + 3 {,} 4 \ cdot F_ {0}}$

Con

• ${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$en  K
• el índice de Covington en , d. H. un valor de  , promediado durante un mes.${\ Displaystyle F _ {\ mathrm {o}}}$${\ Displaystyle 10 ^ {- 2} \, \ mathrm {\ frac {W} {m ^ {2} \ cdot Hz}}}$${\ Displaystyle F}$

Por lo general, el índice de Covington varía entre 70 y 250 en el transcurso del ciclo de manchas solares de 11 años y nunca llega a ser menor de 50. Esto significa que incluso en condiciones geomagnéticamente tranquilas fluctúa entre 740 y 1350 K. ${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$

La temperatura residual de 500 K en la segunda ecuación se deriva Aproximadamente la mitad del suministro de energía de la magnetoesfera y la otra mitad de las ondas atmosféricas de la troposfera , en la Termosfera inferior disipada .

Fuentes de energia

Radiación solar XUV

Las altas temperaturas en la termosfera son provocadas por los rayos X solares y la radiación ultravioleta extrema (XUV) con longitudes de onda inferiores a 170 nm, que aquí se absorben casi por completo. Parte del gas neutro está ionizado y es responsable de la formación de las capas ionosféricas. La radiación solar visible de 380 a 780 nm permanece casi constante con un rango de variación de menos del 0,1% ( constante solar ).

Por el contrario, la radiación solar XUV es extremadamente variable a lo largo del tiempo. B. Los rayos X solares asociados con las erupciones solares aumentan dramáticamente en cuestión de minutos. Las fluctuaciones con períodos de 27 días u 11 años se encuentran entre las variaciones prominentes en la radiación solar XUV, pero las fluctuaciones irregulares en todos los períodos de tiempo son la regla.

En condiciones magnetosféricamente tranquilas, la radiación XUV proporciona aproximadamente la mitad del suministro de energía en la termosfera (aproximadamente 500 K). Esto ocurre durante el día, con un máximo cerca del ecuador .

Viento solar

Una segunda fuente de energía es el suministro de energía de la magnetosfera , que a su vez debe su energía a la interacción con el viento solar .

El mecanismo de este transporte de energía aún no se conoce en detalle. Una posibilidad sería un proceso hidromagnético: las partículas del viento solar penetran en las regiones polares de la magnetosfera, donde las líneas del campo geomagnético se dirigen esencialmente de forma vertical. Esto crea un campo eléctrico que se dirige de la mañana a la noche. Las corrientes de descarga eléctrica pueden fluir hacia la capa de dínamo ionosférica a lo largo de las últimas líneas de campo cerrado del campo magnético terrestre con sus puntos base en las zonas de luz polar . Allí llegan al lado de la tarde como corrientes eléctricas de Pedersen y Hall en dos bandas de corriente estrechas (DP1) y desde allí vuelven a la magnetosfera ( campo de convección eléctrica magnetosférica ). Debido a las pérdidas óhmicas de las corrientes de Pedersen, la termosfera se calienta, especialmente en las zonas de auroras.

Si se alteran las condiciones magnetosféricas, las partículas de alta energía cargadas eléctricamente de la magnetosfera también penetran en las zonas de la aurora, donde la conductividad eléctrica aumenta drásticamente y, por lo tanto, las corrientes eléctricas aumentan. Este fenómeno se puede observar en el suelo como luces polares .

En el caso de una actividad magnetosférica baja, esta entrada de energía es aproximadamente una cuarta parte del balance energético total en la ecuación 2, es decir, aproximadamente 250 K. Durante una actividad magnetosférica fuerte, esta proporción aumenta considerablemente y, en condiciones extremas, puede exceder con mucho la influencia de la radiación XUV.

Ondas atmosféricas

Hay dos tipos de ondas atmosféricas a gran escala en la atmósfera inferior:

• Ondas internas con longitudes de onda verticales finitas , que pueden transportar la energía de las olas hacia arriba y cuyas amplitudes crecen exponencialmente con la altura.
• ondas externas con longitudes de onda verticales infinitamente grandes cuya energía de las olas disminuye exponencialmente fuera de su área de origen y que no pueden transportar energía de las olas.

Muchos maremotos atmosféricos , así como las ondas de gravedad atmosféricas que se excitan en la atmósfera inferior, pertenecen a las ondas internas. Dado que sus amplitudes crecen exponencialmente, estas ondas son destruidas por turbulencias en altitudes de alrededor de 100 km como máximo , y su energía de las olas se convierte en calor. Esta es la porción de aproximadamente 250 K en la Ecuación 2.

El maremoto de todo el día (1, -2), que se adapta mejor a la fuente de calor en la troposfera en términos de su estructura meridional , es una onda externa y solo juega un papel marginal en la atmósfera inferior. En la termosfera, sin embargo, esta ola se convierte en el maremoto dominante. Conduce el Sq-Strom eléctrico a altitudes entre unos 100 y 200 km.

El calentamiento térmico, principalmente por maremotos, ocurre preferentemente en el hemisferio diurno en latitudes bajas y medias. Su variabilidad depende de las condiciones meteorológicas y rara vez supera el 50%.

dinámica

Por encima de unos 150 km, todas las ondas atmosféricas degeneran en ondas externas y ya casi no se ve una estructura de onda vertical. Su estructura meridional es la de las funciones esféricas  P _n ^m con

• un número de onda meridional  m (m = 0: ondas promediadas por zonas; m = 1: ondas de todo el día; m = 2: ondas de medio día, etc.)
• el número de onda zonal n.

Como primera aproximación, la termosfera se comporta como un sistema de oscilador amortiguado con un efecto de filtro de paso bajo . H. Las ondas de pequeña escala (con grandes números de ondas nym) se suprimen en comparación con las ondas de gran escala.

En el caso de una actividad magnetosférica baja, la temperatura de la exosfera que varía temporal y espacialmente se puede describir mediante una suma de funciones esféricas:

${\ Displaystyle T (\ varphi, \ lambda, t) = T _ {\ infty} \ left \ {1+ \ Delta {T_ {2}} ^ {0} {P_ {2}} ^ {0} (\ varphi) + \ Delta {T_ {1}} ^ {0} {P_ {1}} ^ {0} (\ phi) \ cos [\ omega _ {\ mathrm {a}} (t-t _ {\ mathrm {a }})] + \ Delta {T_ {1}} ^ {1} {P_ {1}} ^ {1} (\ varphi) \ cos (\ tau - \ tau _ {\ mathrm {d}}) + \ puntos \ derecha \}}$

Figura 4: Sección transversal esquemática en altura meridional de los sistemas
de circulación de (a) componente de viento simétrico de la media zonal (P ₂ ⁰ ),
de (b) componente de viento antisimétrico (P ₁ ⁰ ) y
de (d) componente de viento simétrico -componente de viento diurno (P ₁ ¹ ) a las 3:00 am y 3:00 pm hora local.
(c) muestra los vectores de viento horizontal de la onda de todo el día en el hemisferio norte.

Es

• φ la latitud
• λ es la longitud
• es el momento
• t _a = El 21 de junio es el comienzo del verano en el hemisferio norte
• ω _{a es} la frecuencia angular del período anual
• ω _{d es} la frecuencia angular de un día solar
• τ = ω _d t + λ la hora local
• τ _d = 15:00 hora local del viento máximo.

${\ Displaystyle T _ {\ infty}}$ es la temperatura media global de la exosfera (del orden de 1000 K).

El segundo término (con ) es generado por el diferente calentamiento solar en latitudes bajas y altas. Se crea un sistema de viento térmico , con vientos hacia los polos en la rama de circulación superior y vientos opuestos en la rama inferior (Fig. 4a). Asegura un equilibrio de calor entre latitudes bajas y altas. El coeficiente ΔT ₂ ⁰ ≈ 0.004 es pequeño, porque el calentamiento Joule en las zonas de la aurora compensa parcialmente el exceso de calor relacionado con el XUV solar en latitudes bajas. ${\ Displaystyle {P_ {2}} ^ {0} = {\ tfrac {1} {2}} (3 \ sin ^ {2} \ varphi -1)}$

El tercer término (con ) es responsable del transporte del exceso de calor del hemisferio de verano al hemisferio de invierno (Fig. 4b). Su amplitud relativa es aproximadamente ΔT ₁ ⁰ ≃ 0.13. ${\ Displaystyle {P_ {1}} ^ {0} = \ sin \ varphi}$

Finalmente, el cuarto término (con ) el maremoto dominante (1, -2)) describe el transporte del exceso de calor del lado del día al lado de la noche (Fig. 4d). Su amplitud relativa es aproximadamente ΔT ₁ ¹ ≃ 0,15. ${\ Displaystyle P_ {1} ^ {1} = \ cos \ phi}$

Se deben agregar más términos (por ejemplo, ondas de medio año o medio día) a la ecuación anterior, pero son de menor importancia (ver el efecto de paso bajo anterior).

Se pueden derivar las sumas correspondientes para la presión del aire, la densidad del aire, los componentes del gas, etc.

Tormentas termosféricas e ionosféricas

Las perturbaciones magnetosféricas , que se pueden observar en el suelo como perturbaciones geomagnéticas, varían mucho más que la radiación solar XUV . Son difíciles de predecir y fluctúan de minutos a varios días. La reacción de la termosfera a una fuerte tormenta magnetosférica se llama tormenta de termosfera.

Dado que la energía se suministra en latitudes más altas (principalmente en las zonas de auroras), el signo del segundo término P ₂ ⁰ en la ecuación 3 cambia : el calor ahora se transporta desde las regiones polares a las latitudes más bajas. Además de este término, están involucrados otros términos de orden superior, pero se desvanecen rápidamente. La suma de estos términos determina el "tiempo de ejecución" de las perturbaciones de latitudes altas a bajas, es decir, el tiempo de reacción de la termosfera.

Al mismo tiempo, puede desarrollarse una tormenta ionosférica . El cambio en la relación de densidad de las moléculas de nitrógeno (N ₂ ) a los átomos de oxígeno (O) es importante para el desarrollo de dicha perturbación ionosférica : un aumento en la densidad de N ₂ aumenta los procesos de pérdida en el plasma ionosférico y, por lo tanto, conduce a una disminución de la densidad de electrones en la capa F del plasma ionosférico responsable ( tormenta ionosférica negativa ).

literatura

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enlaces web

• CRISTA: El tiempo a una altitud de 140 km.