Термосфера

Рисунок 1. Структура атмосферы Земли.

Рисунок 2. Средняя температура и молярная масса воздуха в зависимости от высоты. Уменьшение молярной массы с увеличением высоты отражает изменение состава воздуха.

Термосфера (от греческого θερμός термоса «теплый, горячий» и σφαίρα sphaira «сферы») является областью высота земной атмосферы , в которой его температура поднимается снова (выше озонового слоя) с высотой. Ярко выраженный минимум температуры на нижней границе термосферы называется мезопаузой и находится на высоте 80–100 км над уровнем моря. Область самого резкого повышения температуры составляет около 120 км. Сильно флуктуирующая (нейтральная частица) температура экзосферы достигается на высоте около 500–600 км .

Термосфера в значительной степени перекрывается ионосферой . Хотя степень ионизации в экзосфере составляет только почти 1, максимум электронной плотности находится примерно в середине термосферы. Речь идет о поглощении излучения и энергетическом балансе. Чтобы узнать об электрических свойствах, см. Статью ионосфера, о последствиях излучения частиц см. Северное сияние .

Даже в мезопаузе давление и плотность примерно на пять порядков меньше, чем на земле. Здесь метеоры начинают свой след, а космические корабли возвращаются из космоса . В термосфере плотность падает еще на семь порядков . В верхней термосфере уже есть низкие орбиты спутников .

Давление и плотность

Рисунок 3. Давление и плотность земной атмосферы. Горизонтальные шкалы являются логарифмическими (деления со степенями десяти от давления или плотности).

Как и в нижней части атмосферы, давление воздуха уменьшается с увеличением высоты. Однако из-за влияния повышения температуры с высотой и изменения состава снижение температуры происходит медленнее. В верхней части термосферы давление примерно следует экспоненциальной функции, которая получается из формулы барометрической высоты .

Хотя атмосфера здесь чрезвычайно разреженная, сопротивление воздуха заметно в течение длительного периода времени. Международная космическая станция (МКС), который вращается вокруг Земли на высоту около 350 км, потеряет столько высоты в течение нескольких лет без регулярного увеличения ее орбит с помощью ракетных двигателей , что он упал на землю.

Плотность атмосферного газа уменьшается почти экспоненциально с высотой (рис. 3).

Полная масса  M атмосферы в вертикальном столбе площадью поперечного сечения A в один квадратный метр над поверхностью земли равна:

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

С участием

• плотность атмосферы ρ _A = 1,29 кг / м ³ на земле на высоте z = 0 м
• средняя масштабная высота нижней атмосферы H ≃ 8 км.

80% этой массы уже находится в тропосфере, в то время как термосфера составляет лишь около 0,002% от общей массы. Следовательно, измеримого влияния термосферы на нижние слои атмосферы не ожидается.

Химический состав

Молекулы газа диссоциируют и ионизируются солнечным рентгеновским , ультрафиолетовым и корпускулярным излучением , поэтому газы в термосфере преимущественно встречаются в виде плазмы, состоящей из ионов , электронов и нейтральных частиц. С высотой интенсивность излучения увеличивается, а скорость рекомбинации уменьшается , поэтому степень ионизации увеличивается, а средняя масса частиц ( обозначенная как молярная масса на рис. 2 ) уменьшается. Другая причина уменьшения молярной массы заключается в том, что легкие частицы имеют более высокую скорость при той же температуре и, следовательно, меньше подвержены влиянию силы тяжести . Таким образом, легкие атомы и ионы накапливаются в верхней части термосферы.

Составляющие нейтрального газа

Турбулентность является причиной того, что нейтральный газ в области ниже турбопаузы на высоте около 110 км представляет собой газовую смесь с постоянной молярной массой (рис. 2).

Выше турбонаддува газ начинает отделяться . В результате динамических процессов, различные компоненты постоянно пытаются достичь их равновесного состояния через диффузию . Их формулы барометрической высоты имеют высоту шкалы, которая обратно пропорциональна их молярной массе. Таким образом, на высоте более 200 км постепенно преобладают более легкие компоненты, такие как атомарный кислород  (O), гелий  (He) и водород  (H). Здесь средний масштаб высоты почти в 10 раз больше, чем в нижних слоях атмосферы (рис. 2). Состав воздуха зависит от географического положения, времени суток и сезона, а также от солнечной активности и геомагнитных колебаний .

история

До освоения космоса единственная информация о диапазоне высот выше 70 км была косвенной; они пришли из ионосферных исследований и магнитного поля Земли :

• Электромагнитные волны ниже диапазона VHF (VHF = очень высокие частоты ; 30–300 МГц), которые отражаются и ослабляются различными слоями ионосферы , могут наблюдаться на поверхности Земли, в зависимости от частоты , времени суток, сезона. и солнечная активность.
• Колебания магнитного поля Земли, измеренные на поверхности Земли, относятся к электрическим токам в ионосфере и магнитосфере ( слой ионосферного динамо ).

С запуском российского спутника Спутник впервые появилась возможность систематически определять замедление орбитального времени на основе измерений эффекта Доплера сигнала спутника и определять плотность воздуха в высоких слоях атмосферы, а также ее временные и временные характеристики. пространственные вариации. В этих первых измерениях в основном участвовали Луиджи Джузеппе Джаккиа и Джек В. Слоуи (США), Десмонд Кинг-Хеле (Англия) и Вольфганг Пристер, а также Ханс-Карл Паецольд (Германия). Сегодня большое количество спутников непосредственно измеряет самые разные компоненты атмосферного газа в этом диапазоне высот.

Энергетический бюджет

Температуру термосферы можно определить как по наблюдениям за плотностью газа, так и напрямую с помощью спутниковых измерений. Температурный профиль довольно хорошо подчиняется закону ( профиль Бейтса ): ${\ displaystyle T}$

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

С участием

• глобально усредненная температура экзосферы на высоте около 400 км над уровнем моря.${\ displaystyle T _ {\ infty}}$
• эталонная температура = 355 К${\ displaystyle T _ {\ mathrm {o}}}$
• эталонная высота = 120 км${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$
• эмпирическое параметр , который уменьшается с .${\ displaystyle s}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

Из этого уравнения можно определить подачу тепла выше q _o 0,8–1,6 м Вт / м ² высоты. Это тепло передается нижним слоям атмосферы за счет теплопроводности . ${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$

Постоянная температура экзосферы на высоте служит мерой солнечного ультрафиолета и рентгеновского излучения (XUV). Сейчас солнечное радиоизлучение на высоте 10,7 см является хорошим индикатором солнечной активности. Следовательно, эмпирическое позволяет получить числовое уравнение, которое с действительными связями и для геомагнитных спокойных условий: ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ ${\ displaystyle F}$${\ displaystyle F}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

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

С участием

• ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$в  K
• индекс Ковингтон в , d. ЧАС. значение для  , усредненное за месяц.${\ displaystyle F _ {\ mathrm {o}}}$${\ displaystyle 10 ^ {- 2} \, \ mathrm {\ frac {W} {m ^ {2} \ cdot Hz}}}$${\ displaystyle F}$

Обычно индекс Ковингтона колеблется от 70 до 250 в течение 11-летнего цикла солнечных пятен и никогда не опускается ниже 50. Это означает, что даже в геомагнитно спокойных условиях он колеблется между 740 и 1350 К. ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

Остаточная температура 500 К во втором уравнении происходят Около половины источника питания из магнито сферы , а другой половины атмосферных волн от тропосферы , в нижней части Термосферы рассеивается быть.

Источники энергии

Солнечное XUV-излучение

Высокие температуры в термосфере вызваны солнечным рентгеновским излучением и экстремальным ультрафиолетовым излучением (XUV) с длинами волн менее 170 нм, которые здесь почти полностью поглощаются. Часть нейтрального газа ионизирована и отвечает за формирование ионосферных слоев. Видимое солнечное излучение от 380 до 780 нм остается почти постоянным с диапазоном изменения менее 0,1% ( солнечная постоянная ).

Напротив, солнечное XUV-излучение чрезвычайно изменяется во времени. B. Солнечное рентгеновское излучение, связанное с солнечными вспышками, резко усиливается за считанные минуты. Колебания с периодами 27 дней или 11 лет являются одними из наиболее заметных вариаций солнечного XUV-излучения, но нерегулярные колебания во все периоды времени являются правилом.

В магнитосферно спокойных условиях XUV-излучение обеспечивает примерно половину запаса энергии в термосфере (примерно 500 K). Это происходит днем, с максимумом около экватора .

Солнечный ветер

Второй источник энергии - это энергия, поступающая от магнитосферы , которая, в свою очередь, обязана своей энергией взаимодействию с солнечным ветром .

Механизм этого переноса энергии пока подробно не известен. Одна из возможностей - это гидромагнитный процесс: частицы солнечного ветра проникают в полярные области магнитосферы, где силовые линии геомагнитного поля направлены по существу вертикально. Это создает электрическое поле , направленное с утра на вечер. Токи электрического разряда могут течь в слой ионосферного динамо по последним замкнутым силовым линиям магнитного поля Земли с их базовыми точками в зонах полярного света . Там они достигают вечерней стороны в виде электрических токов Педерсена и Холла в двух узких токовых полосах (DP1) и оттуда обратно в магнитосферу ( поле электрической конвекции магнитосферы ). Из-за омических потерь токов Педерсена термосфера нагревается, особенно в зонах полярного сияния.

Если условия магнитосферы нарушаются, высокоэнергетические, электрически заряженные частицы из магнитосферы также проникают в зоны полярных сияний, где резко возрастает электрическая проводимость и, следовательно, увеличиваются электрические токи. Это явление можно наблюдать на земле как северное сияние .

В случае низкой магнитосферной активности эта вкладываемая энергия составляет около четверти от общего энергетического баланса в уравнении 2, то есть около 250 К. Во время сильной магнитосферной активности эта доля значительно увеличивается и в экстремальных условиях может намного превышать влияние XUV-излучение.

Атмосферные волны

В нижних слоях атмосферы есть два типа крупномасштабных атмосферных волн:

• внутренние волны с конечными вертикальными длинами волн , которые могут переносить волновую энергию вверх и чьи амплитуды экспоненциально растут с высотой
• внешние волны с бесконечно большими вертикальными длинами волн, волновая энергия которых экспоненциально убывает за пределами области их источника и которые не могут переносить волновую энергию.

Многие атмосферные приливные волны, а также атмосферные гравитационные волны , которые возбуждаются в нижних слоях атмосферы, относятся к внутренним волнам. Поскольку их амплитуда растет экспоненциально, эти волны разрушаются турбулентностью не позднее , чем на высоте около 100 км , и их волновая энергия преобразуется в тепло. Это часть примерно 250 К в уравнении 2.

Дневная приливная волна (1, −2), которая лучше всего приспособлена к источнику тепла в тропосфере с точки зрения ее меридиональной структуры , является внешней волной и играет лишь второстепенную роль в нижних слоях атмосферы. Однако в термосфере эта волна превращается в доминирующую приливную волну. Он приводит в движение электрический Sq-Strom на высотах от 100 до 200 км.

Тепловое потепление, в основном из-за приливных волн, происходит преимущественно в дневном полушарии на низких и средних широтах. Их изменчивость зависит от метеорологических условий и редко превышает 50%.

динамика

Выше примерно 150 км все атмосферные волны вырождаются во внешние волны, и вертикальная волновая структура уже практически не видна. Их меридиональная структура представляет собой структуру сферических функций  P _n ^m с

• меридиональное волновое число  m (m = 0: зонально усредненные волны; m = 1: дневные волны; m = 2: полудневные волны и т. д.)
• зональное волновое число n.

В первом приближении термосфера ведет себя как система затухающих осцилляторов с эффектом фильтра нижних частот . ЧАС. Мелкомасштабные волны (с большими волновыми числами n и m) подавляются по сравнению с крупномасштабными волнами.

В случае низкой активности магнитосферы наблюдаемая температура экзосферы, изменяющаяся во времени и пространстве, может быть описана суммой сферических функций:

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

Рисунок 4 - Схематическое меридионально-высотное сечение циркуляционных систем
: (а) симметричной составляющей ветра, средней зональной (P ₂ ⁰ ),
(b) антисимметричной составляющей ветра (P ₁ ⁰ ) и
(d) симметричной составляющей ветра. -дневная составляющая ветра (P ₁ ¹ ) в 15 и 15 часов по местному времени.
(c) показаны горизонтальные векторы ветра дневной волны в северном полушарии.

Это

• ф о широте
• λ является долгота
• т время
• t _a = 21 июня - начало лета в северном полушарии
• ω _{а является} угловой частотой годового периода
• ω _{d -} угловая частота солнечных суток
• τ = ω _д т + λ по местному времени
• τ _d = 15:00 по местному времени максимума ветра.

${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ - средняя глобальная температура экзосферы (порядка 1000 К).

Второй член (с ) генерируется разным солнечным нагревом в низких и высоких широтах. Создается система термического ветра с ветрами к полюсам в верхней ветви циркуляции и встречным ветром в нижней ветви (рис. 4а). Он обеспечивает тепловой баланс между низкими и высокими широтами. Коэффициент ΔT ₂ ⁰ ≈ 0,004 мал, поскольку джоулева потепление в зонах полярных сияний частично компенсирует солнечное XUV-избыточное тепло в низких широтах. ${\ displaystyle {P_ {2}} ^ {0} = {\ tfrac {1} {2}} (3 \ sin ^ {2} \ varphi -1)}$

Третий член (с ) отвечает за перенос избыточного тепла из летнего полушария в зимнее полушарие (рис. 4b). Его относительная амплитуда составляет примерно ΔT ₁ ⁰ ≃ 0,13. ${\ displaystyle {P_ {1}} ^ {0} = \ sin \ varphi}$

Наконец, четвертый член (с доминирующей приливной волной (1, −2)) описывает перенос избыточного тепла с дневной стороны на ночную (рис. 4d). Его относительная амплитуда составляет примерно ΔT ₁ ¹ ≃ 0,15. ${\ Displaystyle P_ {1} ^ {1} = \ соз \ phi}$

К приведенному выше уравнению необходимо добавить дополнительные термины (например, полугодовые или полудневные волны), но они менее важны (см. Выше эффект низких частот).

Соответствующие суммы могут быть получены для давления воздуха, плотности воздуха, компонентов газа и т. Д.

Термосфера и ионосферные бури

Магнитосферные возмущения , которые можно наблюдать на Земле как геомагнитные возмущения, различаются гораздо сильнее, чем солнечное XUV-излучение . Их сложно предсказать, и они колеблются от минут до нескольких дней. Реакция термосферы на сильную магнитосферную бурю называется термосферной бурей.

Так как энергия подаются на более высоких широтах (главным образом в полярных зонах), то знак второго члена P _- ⁰ в уравнении 3 изменения : Тепло теперь транспортируется из самых полярных областей в более низкие широты. В дополнение к этому члену задействованы и другие члены более высокого порядка, но они быстро исчезают. Сумма этих членов определяет «время распространения» возмущений от высоких до низких широт, то есть время реакции термосферы.

Одновременно может развиться ионосферная буря . Изменение отношения плотностей молекул азота (N ₂ ) к атомам кислорода (O) важно для развития такого ионосферного возмущения : увеличение плотности N ₂ увеличивает процессы потерь в ионосферной плазме и, следовательно, приводит к уменьшение концентрации электронов в F-слое ионосферной плазмы ответственное ( отрицательная ионосферная буря).

литература

1. ↑ Клозе, Бриджит; Метеорология - междисциплинарное введение в физику атмосферы ; Springer Spectrum ; Берлин, Гейдельберг, 2016; С. 71 ( [1] )
2. ^ Роуэр, К., "Распространение волн в ионосфере", Kluwer, Dordrecht, 1993
3. ↑ Чепмен С. и Дж. Бартельс, «Геомагнетизм», Clarendon Press, Нью-Йорк, 1951.
4. ^ ^{A b} Prölss, GW, Возмущения плотности в верхних слоях атмосферы, вызванные диссипацией энергии солнечного ветра, Surv. Геофизика, 32 , 101, 2011
5. ↑ Руэр, К., Моделирование нейтральной и ионизированной атмосферы, в Flügge, S. (ed): Encycl. Phys., 49/7 , Springer Verlag, Гейдельберг, 223
6. ↑ ^{a b} Hedin, AE, Пересмотренная модель термосферы, основанная на данных масс-спектрометра и некогерентного рассеяния: MSIS-83 J. Geophys. Рез., 88 , 10170, 1983
7. ↑ Willson, RC, Измерения полной солнечной освещенности и ее изменчивости, Space Sci. Ред., 38 , 203, 1984
8. ^ Шмидтке, Г., Моделирование солнечного излучения для аэрономических приложений, в Flügge, S. (ed), Encycl. Phys. 49/7 , Springer Verlag, Гейдельберг, 1.
9. ↑ Knipp, DJ, WK Tobiska и BA Emery, Прямой и косвенный термосферный источник нагрева для солнечных циклов, Solar Phys., 224 , 2506, 2004
10. ^ Волланд, Х., "Атмосферные приливные и планетные волны", Kluwer, Dordrecht, 1988
11. ↑ Köhnlein, W., Модель температуры и состава термосферы, Planet. Космические науки. 28 , 225, 1980
12. ↑ фон Зан, У. и др., Модель ESRO-4 глобального термосферного состава и температур во время низкой солнечной активности, Geophy. Res. Lett., 4 , 33, 1977
13. ^ Prölss, GW, "Физика околоземного пространства", Springer Verlag, Heidelberg, 2001

веб ссылки

• CRISTA: Погода на высоте 140 км.