Termoszféra

1. ábra A Föld légkörének szerkezete

2. ábra Átlagos hőmérséklet és moláris tömeg a magasság függvényében. A moláris tömeg csökkenése a magasság növekedésével a levegő összetételének változását tükrözi.

A termoszféra (a görög θερμός thermós „meleg, forró” és „σφαίρα sphaira ” gömbből) a föld légkörének tengerszint feletti magasságú területe, amelyben hőmérséklete ismét (az ózonréteg fölé) emelkedik a magasságával. A termoszféra alsó határán egyértelműen kimondott hőmérsékleti minimumot mezopauzának nevezzük, és 80–100 km magasságban fekszik. A legmeredekebb hőmérséklet-emelkedés területe körülbelül 120 km. Az exoszféra erősen ingadozó (semleges részecske) hőmérsékletét 500–600 km körüli magasságban érik el .

A termoszféra nagyrészt átfedésben van az ionoszférával . Bár az ionizáció mértéke csaknem 1 az exoszférában, az elektronsűrűség maximuma nagyjából a termoszféra közepén van. Ez a sugárzás abszorpciójáról és az energiaegyensúlyról szól. Az elektromos tulajdonságokról lásd az ionoszféra cikket, a részecskesugárzás következményeit az aurora borealisról .

Még a mezopauzában is a nyomás és a sűrűség körülbelül öt nagyságrenddel kisebb, mint a földön. A meteorok itt kezdik meg nyomukat, az űrhajók pedig az űrből való visszatérést . A termoszférában a sűrűség további hét nagyságrenddel csökken . A felső termoszférában már alacsony műholdas pályák vannak .

Nyomás és sűrűség

3. ábra A föld atmoszférájának nyomása és sűrűsége. A vízszintes skálák logaritmikusak (kullancsjelek a nyomás vagy a sűrűség tízes erejével).

Mint a légkör alsó részén, a légnyomás is csökken a magasság növekedésével. A magassággal növekvő hőmérséklet és a változó összetétel hatása miatt azonban a csökkenés lassabban megy végbe. A termoszféra felső részén a nyomás nagyjából követi a barometrikus magasság képletéből adódó exponenciális függvényt .

Bár a légkör itt rendkívül vékony, a légellenállás hosszú ideig észrevehető. A Nemzetközi Űrállomás (ISS), amely körülbelül 350 km magasságban kering a föld körül, néhány év alatt annyi magasságot veszítene el , hogy rakétamotorok rendszeresen nem növelnék pályáját , hogy a földre esett.

A légköri gáz sűrűsége a magassággal együtt szinte exponenciálisan csökken (3. ábra).

A légtér teljes M tömege  egy függőleges oszlopban, egy A négyzetméteres keresztmetszettel A földfelszín felett:

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

Val vel

• a légkör sűrűsége ρ _A = 1,29 kg / m ³ a talajon , z = 0 m magasságban
• az átlagos méretű magassága H ≃ 8 km az alsó légkör.

Ennek a tömegnek a 80% -a már a troposzférán belül van, míg a termoszféra a teljes tömegnek csak körülbelül 0,002% -át teszi ki. Ezért nem várható a termoszféra mérhető hatása az alsó légköri rétegekre.

Kémiai összetétel

Gáz molekulák vannak disszociál és ionizálódik a napenergia X-ray , ultraibolya és korpuszkuláris sugárzás , ezért gázokat a termoszférában túlnyomórészt fordulnak elő, mint a plazma alkotják ionok , elektronok és semleges részecskék. A magassággal növekszik a sugárzás intenzitása és csökken a rekombinációs sebesség , ezért nő az ionizáció mértéke és csökken az átlagos részecsketömeg (a 2. ábrán moláris tömegként jelölve). A moláris tömeg csökkenésének másik oka, hogy a könnyű részecskék sebessége nagyobb ugyanazon a hőmérsékleten, ezért kevésbé befolyásolja őket a gravitáció . Ily módon a könnyű atomok és ionok felhalmozódnak a termoszféra felső részén.

A semleges gáz alkotóelemei

A turbulencia felelős a tény, hogy a semleges gáz a területen alatti turbó szünet magasságban mintegy 110 km egy gázkeverék állandó moláris tömege (ábra. 2).

A turbószünet felett a gáz elkezd szétválni . Ennek eredményeként a dinamikus folyamatok, a különböző összetevők folyamatosan próbálja elérni az egyensúlyi állapot a diffúziós . Barometrikus magassági képleteik skálamagassága fordítottan arányos moláris tömegükkel. Ezért körülbelül 200 km tengerszint feletti magasság felett fokozatosan dominálnak a könnyebb alkotóelemek, például az atom oxigén  (O), a hélium  (He) és a hidrogén  (H). Ott az átlagos skálamagasság majdnem tízszer nagyobb, mint az alsó légköri rétegekben (2. ábra). A levegő összetétele változik a földrajzi elhelyezkedéstől, a napszaktól és az évszaktól, de a naptevékenységtől és a geomágneses ingadozásoktól is .

történelem

Az űrkutatás előtti időben az egyetlen információ a 70 km feletti magasságtartományról közvetett volt; ionoszférikus kutatásból és a föld mágneses mezőjéből származnak :

• A VHF tartomány alatti elektromágneses hullámok (VHF = nagyon magas frekvenciák ; 30–300 MHz), amelyeket a különféle ionoszférikus rétegek tükröznek és csillapítanak, megfigyelhetők a föld felszínén, a frekvenciától , a napszaktól, az évszaktól függően. és a naptevékenység.
• A föld mágneses mezőjének a föld felszínén mért ingadozásai az ionoszféra és a magnetoszféra ( ionoszférikus dinamó réteg ) elektromos áramaihoz vannak rendelve .

Az orosz Szputnyik műhold beindulásával először sikerült szisztematikusan meghatározni a pályaidő lassulását a műholdas jel Doppler-effektus méréséből, és levezetni a magas légkörben a légsűrűséget , valamint annak időbeli és ill. térbeli variációk. Az első mérésekben főleg Luigi Giuseppe Jacchia és Jack W. Slowey (USA), Desmond King-Hele (angol) és Wolfgang Priester , valamint Hans-Karl Paetzold (Németország) vett részt. Ma nagy számú műhold méri közvetlenül a légköri gáz legkülönbözőbb összetevőit ebben a magasságtartományban.

Energiaköltségvetés

A termoszférikus hőmérséklet meghatározható a gáz sűrűségének megfigyeléséből, de közvetlenül műholdas mérések segítségével is. A hőmérsékleti profil elég jól betartja a törvényt ( Bates-profil ): ${\ displaystyle T}$

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

Val vel

• a globálisan átlagolt külső levegő hőmérséklete körülbelül 400 km magasság felett van${\ displaystyle T _ {\ infty}}$
• a referencia hőmérséklet = 355 K${\ displaystyle T _ {\ mathrm {o}}}$
• a referencia magasság = 120 km${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$
• Egy empirikus paraméter , amely csökkenti az .${\ displaystyle s}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

Ebből az egyenletből a hőellátás q _o ≃ 0,8–1,6 m W / m ² magasság felett határozható meg . Ezt a hőt vezetéssel juttatják el a légkör alsó rétegeihez . ${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$

A tengerszint feletti állandó exoszféra hőmérséklet a nap ultraibolya és röntgensugárzásának (XUV) mérésére szolgál. Most a napenergia rádió emissziós 10,7 cm jó indikátora a naptevékenység. Ezért az empirikus lehetővé számérték egyenlet származik, amely az érvényes kapcsolatok és a geomágneses csendes körülmények között: ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ ${\ displaystyle F}$${\ displaystyle F}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

(2) ${\ displaystyle T _ {\ infty} \ kb. 500 + 3 {,} 4 \ cdot F_ {0}}$

Val vel

• ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$a  K
• a Covington Index a , d. H. értéke  egy hónapra átlagolva.${\ displaystyle F _ {\ mathrm {o}}}$${\ displaystyle 10 ^ {- 2} \, \ mathrm {\ frac {W} {m ^ {2} \ cdot Hz}}}$${\ displaystyle F}$

Jellemzően a Covington-index 70 és 250 között változik a 11 éves napfolt-ciklus során, és soha nem lesz kisebb 50-nél. Ez azt jelenti, hogy geomágnesesen nyugodt körülmények között is 740 és 1350 K. között ingadozik. ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

A második egyenletben az 500 K maradékhőmérsékletet az áramellátás körülbelül felét a magneto gömbből , a légköri hullámok másik felét pedig a troposzférából származtatják az alsó termoszférában disszipált be.

Energiaforrások

Solar XUV sugárzás

A termoszféra magas hőmérsékletét a napsugárzás és az extrém ultraibolya sugárzás (XUV) okozza, amelyek hullámhossza kisebb, mint 170 nm, amelyek itt szinte teljesen elnyelődnek. A semleges gáz egy része ionizált és felelős az ionoszférikus rétegek kialakulásáért. A látható 380–780 nm-es napsugárzás szinte állandó marad, 0,1% -nál kisebb ( napállandó ) variációs tartomány mellett .

Ezzel szemben a nap XUV sugárzása az idő múlásával rendkívül változó. B. A napkitörésekkel járó napelemes röntgensugarak percek alatt drámaian megnőnek. A 27 napos vagy 11 éves periódusú ingadozások a szoláris XUV-sugárzás egyik legelterjedtebb variációja közé tartoznak, de a szabálytalan ingadozások minden időtartamra vonatkoznak.

Magnetoszférikusan nyugodt körülmények között az XUV sugárzás biztosítja a termoszféra energiaellátásának körülbelül felét (kb. 500 K). Ez napközben történik, a maximum az Egyenlítő közelében van.

Napszél

Egy második energiaforrás az energiaellátást a magnetoszféra , ami viszont köszönheti az energiát a kölcsönhatás a napszél .

Ennek az energiaszállításnak a mechanizmusa még nem ismert részletesen. Az egyik lehetőség egy hidromágneses folyamat lenne: a napszél részecskéi behatolnak a magnetoszféra poláris régióiba, ahol a geomágneses mező vonalai lényegében függőlegesen irányulnak. Ez létrehoz egy elektromos teret , amely reggeltől estig irányul. Elektromos kisülési áramok áramolhatnak az ionoszférikus dinamo rétegbe a föld mágneses mezőjének utolsó zárt mező vonalai mentén , a bázispontjaikkal a sarki fényzónákban . Ott elérik az esti oldalt elektromos Pedersen és Hall áramként két keskeny áramsávban (DP1), és onnan vissza a magnetoszférába ( magnetoszférikus elektromos konvekciós tér ). A Pedersen áramok ohmos veszteségei miatt a termoszféra felmelegszik, különösen az aurora zónákban.

Ha a magnetoszféra körülményei meg vannak zavarva, akkor a magnetoszférából származó nagy energiájú, elektromosan töltött részecskék is behatolnak az aurora zónákba, ahol az elektromos vezetőképesség drasztikusan növekszik, és ezáltal az elektromos áramok növekednek. Ez a jelenség a földön poláris fényként figyelhető meg .

Alacsony mágneses gömb aktivitás esetén ez az energiabevitel a teljes energiaköltség mintegy negyedét teszi ki a 2. egyenletben, azaz körülbelül 250 K. Erős magnetoszférikus tevékenység során ez az arány jelentősen megnő, és extrém körülmények között jóval meghaladhatja a az XUV sugárzás.

Légköri hullámok

Az alsó légkörben kétféle nagyméretű légköri hullám létezik:

• belső, véges függőleges hullámhosszú hullámok , amelyek a hullám energiáját felfelé tudják szállítani, és amelyek amplitúdója a magassággal exponenciálisan növekszik
• végtelen nagy függőleges hullámhosszúságú külső hullámok, amelyek hullámenergiája a forrásuk területén kívül exponenciálisan csökken, és amelyek nem tudják továbbítani a hullámenergiát.

Számos légköri árapály hullám, valamint a légköri gravitációs hullámok , amelyek az alsó légkörben gerjednek, a belső hullámokhoz tartoznak. Mivel amplitúdójuk exponenciálisan növekszik, ezeket a hullámokat a turbulencia tönkreteszi legkésőbb 100 km körüli magasságban , és hullámenergiájuk hővé alakul. Ez a kb. 250 K rész a 2. egyenletben.

Az egész napos árapályhullám (1, −2), amely meridionális felépítése szempontjából a troposzféra hőforrásához igazodik legjobban , külső hullám, és csak az alsó légkörben játszik marginális szerepet. A termoszférában azonban ez a hullám domináns árapályhullá fejlődik. Körülbelül 100 és 200 km közötti magasságon hajtja az elektromos Sq-Stromot .

A főként árapályhullámok által okozott hőmelegedés elsősorban a napi féltekén történik alacsony és közepes szélességeken. Az változékonyság függ az időjárási viszonyoktól és ritkán haladja meg a 50% -ot.

dinamika

Körülbelül 150 km felett az összes légköri hullám külső hullámokká fajul, és egy függőleges hullámszerkezet már alig látható. A Meridional szerkezete van, hogy a gömb alakú funkciók  P _n ^m a

• meridián hullámszám  m (m = 0: zónában átlagolt hullámok; m = 1: egész napos hullámok; m = 2: félnapos hullámok stb.)
• a zónás hullámszám n.

Első közelítésként a termoszféra úgy viselkedik, mint egy csillapított oszcillátor rendszer , aluláteresztő szűrőhatással . H. A kis léptékű (nagy n és m hullámszámú) hullámokat elnyomják a nagyarányú hullámokhoz képest.

Alacsony magnetoszférikus aktivitás esetén a megfigyelt időbeli és térbeli változó exoszféra hőmérséklet a gömbfüggvények összegével írható le:

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

4. ábra: A (z) középső (P ₂ ⁰ ) szimmetrikus szélkomponens , (b) antiszimmetrikus szélkomponens (P ₁ ⁰ ) és (d) szimmetrikus összes keringési rendszereinek sematikus meridiális magasságú keresztmetszete napos szélkomponens (P ₁ ¹ ) helyi idő szerint 3: 00-kor és 15: 00-kor. (c) ábra a vízszintes szél vektorok az egész napos hullám az északi féltekén.

Ez

• φ a szélesség
• λ a hosszúság
• t az idő
• t _a = június 21-e a nyár kezdete az északi féltekén
• ω _jelentése a körfrekvencián éves időszak
• ω _d a szolár nap szögfrekvenciája
• τ = ω _d t + λ a helyi idő
• τ _d = 15:00 a maximális szél helyi ideje.

${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ az exoszféra globális középhőmérséklete (1000 K nagyságrendű).

A második kifejezést (with ) a különböző napfűtés generálja alacsony és magas szélességeken. A termikus szél rendszer jön létre, a szél a pólusok felé a felső forgalomban ág és a szemközti szél az alsó ága (4a.). Ez biztosítja a hő egyensúlyt az alacsony és magas földrajzi szélességeken. A koefficiens AT ₂ ⁰ ≈ 0,004 kicsi, mert a Joule felmelegedés az aurora zónákban részben kompenzálja a napenergia XUV kapcsolatos felesleges hőt alacsony szélességi. ${\ displaystyle {P_ {2}} ^ {0} = {\ tfrac {1} {2}} (3 \ sin ^ {2} \ varphi -1)}$

A harmadik kifejezés (with ) felelős a felesleges hőnek a nyári féltekéről a téli féltekébe történő szállításáért (4b. Ábra). Relatív amplitúdója megközelítőleg ΔT ₁ ⁰ ≃ 0,13. ${\ displaystyle {P_ {1}} ^ {0} = \ sin \ varphi}$

Végül a negyedik kifejezés ( a domináns árapályhullámmal (1, −2)) leírja a felesleges hő szállítását a nappali oldalról az éjszakai oldalra (4d. Ábra). Relatív amplitúdója megközelítőleg ΔT ₁ ¹ ≃ 0,15. ${\ displaystyle P_ {1} ^ {1} = \ cos \ phi}$

További kifejezéseket (például féléves vagy félnapos hullámokat) kell hozzáadni a fenti egyenlethez, de ezek kevésbé fontosak (lásd fent aluláteresztő hatás).

Ennek megfelelő összegeket lehet levezetni a légnyomásról , a levegő sűrűségéről, a gáz alkotórészeiről stb.

Termoszféra és ionoszférikus viharok

A magnetoszférikus zavarok , amelyek geomágneses zavarként figyelhetők meg a földön, sokkal jobban változnak, mint a nap XUV sugárzása . Nehéz megjósolni, és percekről több napra ingadoznak. A termoszféra reakcióját egy erős magnetoszférikus viharra termoszféra viharnak nevezzük.

Mivel az energia szolgáltatja a magasabban fekvő területeken (főként a sarki övezetek) a jele a második kifejezés P ₂ ⁰ 3. egyenletben változások : Heat most elszállítható re a sarkvidékek az alsó szélességeken. Ezen kifejezés mellett más magasabb rendű kifejezések is szerepelnek, de ezek gyorsan elhalványulnak. Ezeknek a kifejezéseknek az összege határozza meg a magas és alacsony szélesség közötti zavarok "futási idejét", vagyis a termoszféra reakcióidejét.

Ugyanakkor ionoszférikus vihar is kialakulhat. A nitrogénmolekulák (N ₂ ) és az oxigénatomok (O) sűrűségének változása fontos egy ilyen ionoszférikus zavar kialakulásához : az N ₂ sűrűség növekedése növeli az ionoszférikus plazma veszteségfolyamatait, és ezért az elektronsűrűség csökkenése a felelős ionoszférikus plazma F-rétegében ( negatív ionoszférikus vihar).

irodalom

1. ↑ Klose, Brigitte; Meteorológia - Interdiszciplináris bevezetés a légkör fizikájába ; Springer Spektrum ; Berlin, Heidelberg, 2016; 71. o. ( [1] )
2. ^ Rawer, K., "Hullámterjedés az ionoszférában", Kluwer, Dordrecht, 1993
3. ↑ Chapman, S. és J. Bartels, "Geomagnetism", Clarendon Press, New York, 1951
4. ↑ ^{a b} Prölss, GW, A napsugárzás energia eloszlása ​​által okozott sűrűségbeli zavarok a felső légkörben, Surv. Geophys., 32 , 101, 2011
5. ↑ Rawer, K., Semleges és ionizált atmoszférák modellezése, Flügge, S. (szerk.): Encycl. Phys., 49/7 , Springer Verlag, Heidelberg, 223
6. ↑ ^{a b} Hedin, AE, A felülvizsgált termoszférikus modell, tömegspektrométer és inkoherens szórásadatok alapján: MSIS-83 J. Geophys. Res., 88 , 10170, 1983
7. ↑ Willson, RC, A nap teljes besugárzásának és annak változékonyságának mérése, Space Sci. Rev., 38 , 203, 1984
8. ^ Schmidtke, G., A napsugárzás modellezése aeronómiai alkalmazásokhoz, Flügge, S. (szerk.), Encycl. Phys. 49/7 , Springer Verlag, Heidelberg, 1.
9. ↑ Knipp, DJ, WK Tobiska és BA Emery, közvetlen és indirekt termoszférikus fűtési forrás napkeringésekhez, Solar Phys., 224 , 2506, 2004
10. ^ Volland, H., "Légköri árapály- és bolygóhullámok", Kluwer, Dordrecht, 1988
11. ↑ Köhnlein, W., A termoszférikus hőmérséklet és összetétel modellje, Planet. Space Sci. 1980, 28 , 225
12. ↑ von Zahn, U. et al., ESRO-4 modell a globális termoszférikus összetételről és hőmérsékletekről alacsony napaktivitás alatt, Geophy. Res. Lett., 4 , 33, 1977
13. ↑ Prölss, GW, "Földközeli űr fizikája", Springer Verlag, Heidelberg, 2001

web Linkek

• CRISTA: Az időjárás 140 km magasságban