Termosfääri

Kuva 1. Maan ilmakehän rakenne

Kuva 2. Ilman keskilämpötila ja moolimassa korkeuden funktiona. Moolimassan lasku korkeuden kasvaessa heijastaa ilman koostumuksen muutosta.

Thermosphere (alkaen kreikkalainen θερμός termospullo ”lämmin, kuuma” ja σφαίρα sphaira ”pallo”) on korkeus alue ilmakehä , jossa sen lämpötila nousee uudelleen (edellä otsonikerrokselle) korkeuden mukaan. Selvästi ilmaistua lämpötilan minimia termosfäärin alarajalla kutsutaan mesopausiksi ja se sijaitsee 80–100 km: n korkeudessa. Jyrkimmän lämpötilan nousun alue on noin 120 km. Eksosfäärin voimakkaasti vaihteleva (neutraalien hiukkasten) lämpötila saavutetaan noin 500–600 km: n korkeudessa .

Termosfääri on pääosin päällekkäinen ionosfäärin kanssa . Vaikka eksosfäärissä ionisaatioaste on vain melkein yksi, elektronitiheyden maksimiarvo on suunnilleen keskellä termosfääriä. Kyse on säteilyn absorptiosta ja energian tasapainosta. Katso sähköiset ominaisuudet artikkelista ionosfääri, hiukkassäteilyn seuraukset katso aurora borealis .

Jopa mesopaussissa paine ja tiheys ovat noin viisi suuruusluokkaa pienemmät kuin maassa. Tässä on meteorit aloittaa niiden polkua ja avaruusalusten niiden paluuta maasta avaruuteen . Termosfäärissä tiheys laskee vielä seitsemällä suuruusluokalla . Ylätermosfäärissä on jo matalat satelliittikierrokset .

Paine ja tiheys

Kuva 3. Maan ilmakehän paine ja tiheys. Vaaka-asteikot ovat logaritmisia (rasti-merkit, joiden voimakkuus on kymmenen painetta tai tiheyttä).

Kuten ilmakehän alaosassa, ilmanpaine laskee korkeuden kasvaessa. Lämpötilan lasku tapahtuu kuitenkin hitaammin korkeuden kasvaessa nousevan lämpötilan ja koostumuksen muuttuessa. Termosfäärin yläosassa paine seuraa karkeasti eksponentiaalista funktiota, joka saadaan barometrisen korkeuden kaavasta.

Vaikka ilmakehä on täällä erittäin ohut, ilmavastus on havaittavissa pitkään. Kansainvälinen avaruusasema (ISS), joka on maata kiertävällä radalla korkeudessa noin 350 km, menettäisi niin paljon korkeutta muutamassa vuodessa ilman säännöllistä lisäystä sen kiertoradalle vuoteen rakettimoottorit , että se kaatui maahan.

Tiheys ilmakehän kaasun vähenee lähes eksponentiaalisesti korkeuden mukaan (Fig. 3).

Yhden neliömetrin poikkipinta-alan A pystysuorassa sarakkeessa olevan maan pinnan yläpuolella olevan ilmakehän kokonaismassa  M on:

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

Kanssa

• ilmakehän tiheys ρ _A = 1,29 kg / m ³ maassa z = 0 m: n korkeudella
• keskimääräinen asteikon korkeus H ≃ 8 km alemmasta ilmakehästä.

80% tästä massasta on jo troposfäärissä, kun taas termosfäärin osuus on vain noin 0,002% kokonaismassasta. Siksi termosfäärin ei odoteta mitattavan vaikutusta ilmakehän alempiin kerroksiin.

Kemiallinen koostumus

Kaasun molekyylit ovat hajotetaan ja ionisoidaan aurinkokennon X-ray , UV ja corpuscular säteilyä , minkä vuoksi kaasujen thermosphere pääasiassa esiintyy plasmassa koostuu ioneja , elektroneja ja neutraaleja hiukkasia. Korkeuden myötä säteilyintensiteetti kasvaa ja rekombinaatioprosentti pienenee , minkä vuoksi ionisaatioaste kasvaa ja hiukkasten keskimääräinen massa ( merkitty moolimassaan kuvassa 2 ) pienenee. Toinen syy moolimassan vähenemiseen on, että kevyillä hiukkasilla on suurempi nopeus samassa lämpötilassa ja siksi painovoima vaikuttaa niihin vähemmän . Tällä tavalla kevyitä atomeja ja ioneja kerääntyy termosfäärin yläosaan.

Neutraalin kaasun osat

Turbulenssi on vastuussa siitä, että neutraali kaasu alueen alapuolella turbo tauko korkeudessa noin 110 km on kaasuseos, jossa on vakio moolimassa (Fig. 2).

Yläpuolella turbo tauko, kaasu alkaa erottumaan . Seurauksena dynaamisten prosessien eri osatekijät yrittävät jatkuvasti päästä heidän tasapainotilaan läpi diffuusion . Heidän barometrisen korkeuden kaavoilla on asteikon korkeus, joka on kääntäen verrannollinen niiden moolimassaan. Näin ollen, yli noin 200 km korkeudessa, kevyemmät aineosat kuten atomi happi  (O), helium  (He) ja vetyä  (H) vähitellen hallitsevat . Siellä keskimääräinen asteikon korkeus on melkein 10 kertaa suurempi kuin ilmakehän alemmissa kerroksissa (kuva 2). Ilman koostumus vaihtelee maantieteellisen sijainnin, vuorokaudenajan ja vuodenajan mukaan, mutta myös aurinkotoiminnan ja geomagneettisten vaihteluiden mukaan .

historia

Aikaa ennen avaruustutkimusta ainoa tieto yli 70 km: n korkeudesta oli epäsuora; ne tulivat ionosfäärintutkimuksesta ja maan magneettikentästä :

• Maapallon pinnalla voidaan havaita VHF- alueen alapuolella olevia sähkömagneettisia aaltoja (VHF = erittäin korkeat taajuudet ; 30–300 MHz), joita eri ionosfäärikerrokset heijastavat ja vaimentavat, taajuudesta , vuorokaudenajasta, vuodenajasta riippuen ja aurinkoaktiivisuus.
• Maan pinnalla mitatut maapallon magneettikentän vaihtelut osoitetaan ionosfäärin ja magnetosfäärin ( ionosfäärisen dynamokerroksen ) sähkövirroille .

Venäjän Sputnik- satelliitin alkaessa voitiin ensimmäistä kertaa systemaattisesti määrittää kiertoradan hidastuminen satelliittisignaalin Doppler-vaikutuksen mittauksista ja johtaa ilmatiheys korkeassa ilmakehässä sekä sen ajallinen ja tilavaihtelut. Näihin ensimmäisiin mittauksiin osallistuivat pääasiassa Luigi Giuseppe Jacchia ja Jack W. Slowey (USA), Desmond King-Hele (Englanti) ja Wolfgang Priester sekä Hans-Karl Paetzold (Saksa). Nykyään suuri määrä satelliitteja mittaa suoraan ilmakehän kaasun monimuotoisimmat komponentit tällä korkeusalueella.

Energiabudjetti

Lämpöpallon lämpötila voidaan määrittää kaasutiheyden havainnoista, mutta myös suoraan satelliittimittausten avulla. Lämpötilaprofiili noudattaa lakia melko hyvin ( Bates-profiili ): ${\ displaystyle T}$

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

Kanssa

• maailmanlaajuisesti keskimääräinen ulkoilman lämpötila noin 400 km: n korkeudessa${\ displaystyle T _ {\ infty}}$
• vertailulämpötila = 355 K${\ displaystyle T _ {\ mathrm {o}}}$
• vertailukorkeus = 120 km${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$
• empiirinen parametri , joka laskee kanssa .${\ displaystyle s}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

Tästä yhtälöstä lämmönsyöttö voidaan määrittää yli q _o ≃ 0,8 - 1,6 m W / m ² korkeuden. Tämä lämpö johdetaan ilmakehän alemmille kerroksille johtamalla . ${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$

Jatkuva eksosfäärin lämpötila korkeuden yläpuolella toimii auringon ultravioletti- ja röntgensäteilyn (XUV) mittana. Nyt aurinko radiosäteilymääräysten 10,7 cm on hyvä osoitus Auringon aktiivisuuden. Siksi empiirinen antaa numeerisen arvoyhtälön, joka on voimassa olevien linkkien ja geomagneettisten hiljaisten olosuhteiden osalta: ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ ${\ displaystyle F}$${\ displaystyle F}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

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

Kanssa

• ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$julkaisussa  K
• Covington Indeksi vuonna , d. H. arvo  kuukaudelle keskiarvona.${\ displaystyle F _ {\ mathrm {o}}}$${\ displaystyle 10 ^ {- 2} \, \ mathrm {\ frac {W} {m ^ {2} \ cdot Hz}}}$${\ displaystyle F}$

Tyypillisesti Covington-indeksi vaihtelee noin 70: n ja 250 : n välillä 11 vuoden auringonpilkusyklin aikana eikä koskaan tule pienemmäksi kuin 50. Tämä tarkoittaa, että jopa geomagneettisesti rauhallisissa olosuhteissa se vaihtelee välillä 740-1350 K. ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

Jäljellä lämpötila 500 K toisessa yhtälö on johdettu noin puoli on virtalähde magneto pallo ja muut puoli on ilmakehän aaltojen päässä troposfäärin , alemman thermosphere haihtunut olla.

Energialähteet

Solar XUV -säteily

Termosfäärin korkeat lämpötilat johtuvat auringon röntgensäteistä ja äärimmäisestä ultraviolettisäteilystä (XUV), joiden aallonpituudet ovat alle 170 nm, ja ne absorboivat täällä melkein kokonaan. Osa neutraalista kaasusta ionisoidaan ja on vastuussa ionosfäärikerrosten muodostumisesta. Näkyvä aurinkosäteily 380 - 780 nm pysyy melkein vakiona vaihtelualueen ollessa alle 0,1% ( aurinkovakio ).

Sitä vastoin aurinko-XUV-säteily on erittäin vaihteleva ajan myötä. B.Auringon röntgensäteet, jotka liittyvät aurinkoon, lisääntyvät dramaattisesti muutamassa minuutissa. Vaihtelut, joiden jaksot ovat 27 päivää tai 11 vuotta, ovat yksi XUV-auringon säteilyn merkittävimmistä vaihteluista, mutta sääntöjenvastaiset vaihtelut kaikkina ajanjaksoina ovat sääntö.

Magneettisfäärisesti rauhallisissa olosuhteissa XUV-säteily tuottaa noin puolet lämpöpallon energiantuotannosta (noin 500 K). Tämä tapahtuu päivällä, suurin sallittu lähellä päiväntasaajaa .

Aurinkotuuli

Toinen energialähde on energian saanti magnetosfääristä , joka puolestaan on energiansa ansiosta vuorovaikutuksessa aurinkotuulen kanssa .

Tämän energiansiirron mekanismia ei vielä tunneta yksityiskohtaisesti. Yksi mahdollisuus olisi hydromagneettinen prosessi: aurinkotuulen hiukkaset tunkeutuvat magnetosfäärin napa-alueille, missä geomagneettiset kenttäviivat ovat suunnattu olennaisesti pystysuoraan. Tämä luo sähkökentän, joka on suunnattu aamusta iltaan. Sähköinen purkaus virtaukset voivat virrata sisään ionosfäärin dynamo kerros pitkin viime suljetun kenttäviivat maan magneettikentän kanssa emäksen pistettä polaarisessa valossa alueilla . Siellä he saavuttavat iltapuolen sähköisenä Pedersen- ja Hall- virtana kahdessa kapeassa virtakaistassa (DP1) ja sieltä takaisin magnetosfääriin ( magnetosfäärinen sähköinen konvektiokenttä ). Koska ohminen tappiot Pedersen virroilla thermosphere kuumennetaan, erityisesti Aurora-alueilla.

Jos magnetosfäärin olosuhteet häiriintyvät, magnetosfääristä tulevat suurenergiset sähköisesti varautuneet hiukkaset tunkeutuvat myös aurora-alueisiin, joissa sähkönjohtavuus kasvaa voimakkaasti ja siten sähkövirrat kasvavat. Tämä ilmiö voidaan havaita maassa napavalona .

Alhaisen magnetosfäärisen aktiivisuuden tapauksessa tämä energian panos on noin neljäsosa yhtälön 2 kokonaisenergiabudjetista, eli noin 250 K. Vahvan magnetosfäärisen aktiivisuuden aikana tämä osuus kasvaa huomattavasti ja voi äärimmäisissä olosuhteissa ylittää huomattavasti XUV-säteily.

Ilmakehän aallot

Ala-ilmakehässä on kahdenlaisia ​​suuria ilmakehän aaltoja:

• sisäiset aallot, joilla on rajalliset pystysuuntaiset aallonpituudet , jotka voivat kuljettaa aaltoenergiaa ylöspäin ja joiden amplitudit kasvavat eksponentiaalisesti korkeuden kanssa
• ulkoiset aallot, joilla on äärettömän suuret pystysuuntaiset aallonpituudet ja joiden aaltoenergia pienenee eksponentiaalisesti lähde-alueensa ulkopuolella ja jotka eivät voi kuljettaa aaltoenergiaa.

Monet ilmakehän vuorovesi- aallot sekä ilmakehän alemmassa tilassa virittyvät ilmakehän painovoima-aallot kuuluvat sisäisiin aaltoihin. Koska niiden amplitudit kasvavat eksponentiaalisesti, nämä aallot tuhoutuvat turbulenssista viimeistään noin 100 km: n korkeudessa , ja niiden aaltoenergia muuttuu lämmöksi. Tämä on noin 250 K: n osa yhtälössä 2.

Koko päivän vuorovesi (1, −2), joka on parhaiten sopeutunut troposfäärin lämpölähteeseen sen pituuspiirirakenteen kannalta , on ulkoinen aalto ja sillä on vain marginaalinen rooli ilmakehän alemmassa osassa. Termosfäärissä tämä aalto kuitenkin kehittyy hallitsevaksi vuorovesi-aalloksi. Se ajaa sähköistä Sq-Stromia noin 100-200 km: n korkeudessa.

Pääasiassa vuorovesi-aaltojen aiheuttama lämpökuumennus tapahtuu ensisijaisesti vuorokauden pallonpuoliskolla matalilla ja keskisuurilla leveysasteilla. Niiden vaihtelu riippuu sääolosuhteista ja ylittää harvoin 50%.

dynamiikka

Noin 150 km: n yläpuolella kaikki ilmakehän aallot rappeutuvat ulkoisiksi aaltoiksi, ja pystysuora aaltorakenne on tuskin näkyvissä. Niiden pituuspiirirakenne on pallomaisten toimintojen  P _n ^m kanssa

• meridiaalinen aaltoluku  m (m = 0: alueellisesti keskiarvoiset aallot; m = 1: koko päivän aallot; m = 2: puolen päivän aallot jne.)
• alueellinen aallonumero n.

Ensimmäisenä arvioina termosfääri käyttäytyy kuin vaimennettu oskillaattorijärjestelmä, jolla on alipäästösuodatinefekti . H. Pienimuotoiset aallot (suurilla aaltoluvuilla n ja m) tukahdutetaan verrattuna laajamittaisiin aaltoihin.

Alhaisen magnetosfäärisen aktiivisuuden tapauksessa havaittu ajallisesti ja alueellisesti vaihteleva eksosfäärin lämpötila voidaan kuvata pallomaisten toimintojen summalla:

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

Kuva 4. Kaavamainen meridiaalikorkeus poikkileikkaus verenkierron
(a) symmetrisen tuulikomponentin vyöhykekeskiarvosta (P ₂ ⁰ ),
(b) antisymmetrisestä tuulikomponentista (P ₁ ⁰ ) ja
(d) symmetrisestä kaikesta. -päivän tuulikomponentti (P ₁ ¹ ) klo 3:00 ja 15:00 paikallista aikaa.
(c) esittää koko päivän aallon vaakasuorat tuulivektorit pohjoisella pallonpuoliskolla.

se on

• cp leveyttä
• λ on pituus-
• t aika
• t = 21 kesäkuu on alku ja kesän on pohjoisella pallonpuoliskolla
• ω _{a on} kulmataajuus vuoden ajanjaksoa
• ω _{d on} aurinkopäivän kulmataajuus
• τ = ω _d t + λ paikallista aikaa
• τ _d = 15:00 maksimaalisen tuulen paikallista aikaa.

${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ on eksosfäärin globaali keskilämpötila (luokkaa 1000 K).

Toinen termi (kanssa ) syntyy erilaisista aurinkolämmityksistä matalilla ja korkeilla leveysasteilla. Terminen tuuli järjestelmä on luotu, jossa tuulet kohti napoja yläkierron haara ja vastapäätä tuulet alemmassa haarassa (Fig. 4a). Se varmistaa lämmön tasapainon matalien ja korkeiden leveysasteiden välillä. Kerroin AT ₂ ⁰ ≈ 0,004 on pieni, koska Joule lämpeneminen on aurora-alueilla osittain kompensoi aurinko XUV liittyvät ylimääräistä lämpöä alhaisen leveysasteilla. ${\ displaystyle {P_ {2}} ^ {0} = {\ tfrac {1} {2}} (3 \ sin ^ {2} \ varphi -1)}$

Kolmas termi (kanssa ) on vastuussa ylimääräisen lämmön kulkeutumisesta kesäpuoliskolta talvipuolipallolle (kuva 4b). Sen suhteellinen amplitudi on noin ΔT ₁ ⁰ ≃ 0,13. ${\ displaystyle {P_ {1}} ^ {0} = \ sin \ varphi}$

Lopuksi neljäs termi ( hallitsevan vuorovesi-aallon (1, −2) kanssa) kuvaa ylimääräisen lämmön kulkeutumista päivän puolelta yön puolelle (kuva 4d). Sen suhteellinen amplitudi on noin ΔT ₁ ¹ ≃ 0,15. ${\ displaystyle P_ {1} ^ {1} = \ cos \ phi}$

Lisätermit (esim. Puolen vuoden tai puolen päivän aallot) on lisättävä yllä olevaan yhtälöön, mutta niillä on vähemmän merkitystä (katso yllä alipäästövaikutus).

Vastaavat summat voidaan johtaa ilmanpaineesta , ilman tiheydestä, kaasun ainesosista jne.

Termosfääri ja ionosfäärin myrskyt

Magnetosfääriset häiriöt , jotka voidaan havaita maassa geomagneettisina häiriöinä, vaihtelevat paljon enemmän kuin auringon XUV-säteily . Niitä on vaikea ennustaa ja ne vaihtelevat minuuteista useisiin päiviin. Termosfäärin reaktiota voimakkaaseen magnetosfäärin myrskyyn kutsutaan termospallomyrskyksi.

Koska energia syötetään korkeammilla leveysasteilla (pääasiassa Aurora-alueilla), The merkki toinen termi P ₂ ⁰ yhtälössä 3 muutokset : Lämpö nyt kuljetetaan päässä napa-alueilla alempaan leveysasteilla. Tämän termin lisäksi käytetään muita korkeamman asteen termejä, mutta ne häviävät nopeasti. Näiden termien summa määrittää häiriöiden "käyntiajan" korkeista mataliin leveysasteisiin, ts. Termospallon reaktioajan.

Samanaikaisesti voi kehittyä ionosfäärin myrsky . Muutos tiheyden suhde typen molekyylien (N ₂ ) ja happiatomit (O) on tärkeää kehittää sellaisen ionosfäärin häiriö : kasvu N ₂ tiheys kasvaa menetys prosesseja ionosfäärin plasman ja näin ollen johtaa on elektronitiheyden lasku vastuullisessa ionosfäärin plasman F-kerroksessa ( negatiivinen ionosfäärin myrsky).

kirjallisuus

1. ↑ Klose, Brigitte; Meteorologia - poikkitieteellinen esittely ilmakehän fysiikkaan ; Springer-spektri ; Berliini, Heidelberg 2016; S. 71 ( [1] )
2. ^ Rawer, K., "Aaltojen leviäminen ionosfäärissä", Kluwer, Dordrecht, 1993
3. ↑ Chapman, S. ja J.Bartels, "Geomagnetism", Clarendon Press, New York, 1951
4. ↑ ^{a b} Prölss, GW, Auringon tuulienergian hajoamisen aiheuttamat ilmakehän tiheyden häiriöt, Surv. Geophys., 32 , 101, 2011
5. ↑ Rawer, K., Neutraalien ja ionisoitujen ilmakehien mallintaminen, julkaisussa Flügge, S. (toim.): Encycl. Phys., 49/7 , Springer Verlag, Heidelberg, 223
6. B ^{a b} Hedin, AE, tarkistettu lämpösfäärimalli, joka perustuu massaspektrometriin ja epäyhtenäisiin sirontatietoihin: MSIS-83 J.Geophys. Res., 88 , 10170, 1983
7. ↑ Willson, RC, Auringon kokonaissäteilyn ja sen vaihtelun mittaukset, Space Sci. Rev., 38 , 203, 1984
8. ^ Schmidtke, G., Aurinkosäteilyn mallintaminen aeronomisiin sovelluksiin, julkaisussa Flügge, S. (toim.), Encycl. Phys. 49/7 , Springer Verlag, Heidelberg, 1.
9. ↑ Knipp, DJ, WK Tobiska ja BA Emery, suora ja epäsuora termosfäärinen lämmönlähde aurinkosykleille, Solar Phys., 224 , 2506, 2004
10. ^ Volland, H., "Ilmakehän vuorovesi- ja planeettojen aallot", Kluwer, Dordrecht, 1988
11. ↑ Köhnlein, W., Malli lämpöpallon lämpötilasta ja koostumuksesta, planeetta. Space Sci. 28 , 225, 1980
12. ↑ von Zahn, U., et ai., ESRO-4-malli globaalista lämpöpallon koostumuksesta ja lämpötiloista matalan aurinkoaktiivisuuden aikana, Geophy. Res. Lett., 4 , 33, 1977
13. ↑ Prölss, GW, "Lähi-avaruuden fysiikka", Springer Verlag, Heidelberg, 2001

nettilinkit

• CRISTA: Sää 140 km: n korkeudessa