Termosfera

Figura 1. Estrutura da atmosfera terrestre

Figura 2. Temperatura média e massa molar do ar em função da altitude. A diminuição da massa molar com o aumento da altitude reflete a mudança na composição do ar.

A termosfera (do grego θερμός thermós “quente, quente” e σφαίρα sphaira “esfera”) é a área de altitude da atmosfera terrestre na qual sua temperatura aumenta novamente (acima da camada de ozônio) com a altitude. A temperatura mínima claramente pronunciada no limite inferior da termosfera é chamada de mesopausa e fica a uma altitude de 80-100 km. A área de maior aumento de temperatura é de cerca de 120 km. A temperatura fortemente flutuante (partícula neutra) da exosfera é alcançada a uma altitude de cerca de 500-600 km .

A termosfera se sobrepõe amplamente à ionosfera . Embora o grau de ionização seja apenas quase 1 na exosfera, o máximo da densidade do elétron está aproximadamente no meio da termosfera. Trata-se de absorção de radiação e balanço de energia. Para as propriedades elétricas, consulte o artigo ionosfera, para as consequências da radiação de partículas, consulte a aurora boreal .

Mesmo na mesopausa, a pressão e a densidade são cerca de cinco ordens de magnitude menores do que no solo. É aqui que os meteoros começam sua trilha e a espaçonave sua reentrada do espaço . Dentro da termosfera, a densidade cai em outras sete ordens de magnitude . Na termosfera superior já existem órbitas baixas de satélites .

Pressão e densidade

Figura 3. Pressão e densidade da atmosfera terrestre. As escalas horizontais são logarítmicas (marcas de escala com potências de dez da pressão ou densidade).

Como na parte mais baixa da atmosfera, a pressão do ar diminui com o aumento da altitude. No entanto, devido à influência do aumento da temperatura com a altitude e da alteração da composição, a diminuição ocorre de forma mais lenta. Na parte superior da termosfera, a pressão segue aproximadamente uma função exponencial que resulta da fórmula da altitude barométrica .

Embora a atmosfera aqui seja extremamente fina, a resistência do ar é perceptível por um longo período de tempo. A Estação Espacial Internacional (ISS), que orbita a Terra a uma altitude de cerca de 350 km, perderia tanta altitude em poucos anos sem um aumento regular em sua órbita por motores de foguete que cairia no solo.

A densidade do gás atmosférico diminui quase exponencialmente com a altitude (Fig. 3).

A massa total  M da atmosfera dentro de uma coluna vertical de área transversal A de um metro quadrado acima da superfície da terra é:

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

Com

• a densidade da atmosfera ρ _A = 1,29 kg / m ³ no solo a uma altura de z = 0 m
• a altura média da escala H ≃ 8 km da baixa atmosfera.

80% dessa massa já está dentro da troposfera, enquanto a termosfera representa apenas cerca de 0,002% da massa total. Portanto, nenhuma influência mensurável da termosfera nas camadas atmosféricas inferiores é esperada.

Composição química

As moléculas de gás são dissociadas e ionizadas pelo raio X solar , radiação ultravioleta e corpuscular , razão pela qual os gases na termosfera ocorrem predominantemente como plasma composto de íons , elétrons e partículas neutras. Com a altitude, a intensidade da radiação aumenta e a taxa de recombinação diminui , razão pela qual o grau de ionização aumenta e a massa média das partículas ( indicada como massa molar na Fig. 2 ) diminui. Outra razão para a diminuição da massa molar é que as partículas de luz têm uma velocidade maior na mesma temperatura e, portanto, são menos influenciadas pela gravidade . Dessa forma, átomos e íons leves se acumulam na parte superior da termosfera.

Constituintes do gás neutro

A turbulência é responsável pelo fato de o gás neutro na área abaixo da pausa do turbo a uma altitude de cerca de 110 km ser uma mistura de gases com massa molar constante (Fig. 2).

Acima do turbo break, o gás começa a segregar . Como resultado de processos dinâmicos, os diferentes constituintes tentam constantemente atingir seu estado de equilíbrio por meio da difusão . Suas fórmulas de altura barométrica têm alturas de escala que são inversamente proporcionais às suas massas molares. Portanto, acima de cerca de 200 km de altitude, os constituintes mais leves, como oxigênio atômico  (O), hélio  (He) e hidrogênio  (H), gradualmente dominam . Lá, a altura média da escala é quase 10 vezes maior do que nas camadas atmosféricas inferiores (Fig. 2). A composição do ar varia com a localização geográfica, a hora do dia e a estação do ano, mas também com a atividade solar e as flutuações geomagnéticas .

história

Antes da exploração espacial , a única informação sobre a faixa de altitude acima de 70 km era indireta; eles vieram da pesquisa ionosférica e do campo magnético da Terra :

• Ondas eletromagnéticas abaixo da faixa de VHF (VHF = frequências muito altas ; 30-300 MHz), que são refletidas e atenuadas pelas várias camadas ionosféricas , podem ser observadas na superfície da Terra, dependendo da frequência , da hora do dia, da estação e a atividade solar.
• As flutuações no campo magnético terrestre medidas na superfície terrestre são atribuídas às correntes elétricas na ionosfera e na magnetosfera ( camada de dínamo ionosférica ).

Com o início do satélite russo Sputnik , foi possível pela primeira vez determinar sistematicamente a desaceleração do tempo de órbita a partir das medições do efeito Doppler do sinal do satélite e derivar a densidade do ar na alta atmosfera , bem como sua variações espaciais. Os principais envolvidos nessas primeiras medições foram Luigi Giuseppe Jacchia e Jack W. Slowey (EUA), Desmond King-Hele (Inglaterra) e Wolfgang Priester , bem como Hans-Karl Paetzold (Alemanha). Hoje, um grande número de satélites mede diretamente os mais diversos componentes do gás atmosférico nesta faixa de altitude.

Orçamento de energia

A temperatura termosférica pode ser determinada a partir de observações da densidade do gás, mas também diretamente com a ajuda de medições de satélite. O perfil de temperatura obedece muito bem à lei ( perfil de Bates ): ${\ displaystyle T}$

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

Com

• a temperatura exosférica globalmente média acima de cerca de 400 km de altitude${\ displaystyle T _ {\ infty}}$
• a temperatura de referência = 355 K${\ displaystyle T _ {\ mathrm {o}}}$
• a altitude de referência = 120 km${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$
• um parâmetro empírico que diminui com .${\ displaystyle s}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

A partir desta equação, o fornecimento de calor pode ser determinado acima de q _o ≃ 0,8 a 1,6 m W / m ^{2 de} altura. Esse calor é liberado para as camadas inferiores da atmosfera por condução . ${\ displaystyle z _ {\ mathrm {o}}}$

A temperatura constante da exosfera acima da altitude serve como uma medida da radiação ultravioleta solar e de raios-X (XUV). Agora, a emissão de rádio solar em 10,7 cm é um bom indicador da atividade solar. Portanto, um empírico permite a equação de valor numérico derivada com links válidos e para condições de silêncio geomagnético: ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ ${\ displaystyle F}$${\ displaystyle F}$${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

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

Com

• ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$em  K
• o índice Covington em , d. H. um valor para  , em média ao longo de um mês.${\ displaystyle F _ {\ mathrm {o}}}$${\ displaystyle 10 ^ {- 2} \, \ mathrm {\ frac {W} {m ^ {2} \ cdot Hz}}}$${\ displaystyle F}$

Normalmente, o Índice de Covington varia entre cerca de 70 e 250 ao longo do ciclo de manchas solares de 11 anos e nunca se torna menor que 50. Isso significa que mesmo em condições geomagneticamente calmas ele flutua entre cerca de 740 e 1350 K. ${\ displaystyle T _ {\ infty}}$

A temperatura residual de 500 K na segunda equação é derivada de cerca de metade da fonte de alimentação da magnetoesfera e a outra metade das ondas atmosféricas da troposfera , na baixa termosfera dissipada .

Fontes de energia

Radiação XUV Solar

As altas temperaturas na termosfera são causadas por raios-X solares e radiação ultravioleta extrema (XUV) com comprimentos de onda menores que 170 nm, que são quase completamente absorvidos aqui. Parte do gás neutro é ionizado e é responsável pela formação das camadas ionosféricas. A radiação solar visível de 380 a 780 nm permanece quase constante com uma faixa de variação de menos de 0,1% ( constante solar ).

Em contraste, a radiação solar XUV é extremamente variável ao longo do tempo. B. Os raios X solares associados às explosões solares aumentam dramaticamente em questão de minutos. Flutuações com períodos de 27 dias ou 11 anos estão entre as variações proeminentes na radiação solar XUV, mas flutuações irregulares em todos os períodos de tempo são a regra.

Em condições magnetosféricas calmas, a radiação XUV fornece cerca de metade do fornecimento de energia na termosfera (aprox. 500 K). Isso acontece durante o dia, com um máximo próximo ao equador .

Vento solar

Uma segunda fonte de energia é o fornecimento de energia da magnetosfera , que por sua vez deve sua energia à interação com o vento solar .

O mecanismo desse transporte de energia ainda não é conhecido em detalhes. Uma possibilidade seria um processo hidromagnético: partículas do vento solar penetram nas regiões polares da magnetosfera, onde as linhas do campo geomagnético são direcionadas essencialmente na vertical. Isso cria um campo elétrico que é direcionado da manhã à noite. As correntes de descarga elétrica podem fluir para a camada do dínamo ionosférico ao longo das últimas linhas de campo fechadas do campo magnético da Terra com seus pontos de base nas zonas de luz polar . Lá eles alcançam o lado noturno como correntes elétricas de Pedersen e Hall em duas faixas estreitas de corrente (DP1) e de lá voltam para a magnetosfera ( campo de convecção elétrica magnetosférica ). Devido às perdas ôhmicas das correntes de Pedersen, a termosfera é aquecida, principalmente nas zonas auroras.

Se as condições magnetosféricas são perturbadas, partículas eletricamente carregadas de alta energia da magnetosfera também penetram nas zonas da aurora, onde a condutividade elétrica aumenta drasticamente e, portanto, as correntes elétricas são aumentadas. Este fenômeno pode ser observado no solo como luzes polares .

No caso de baixa atividade magnetosférica, esta entrada de energia é cerca de um quarto do orçamento total de energia na equação 2, ou seja, cerca de 250 K. Durante uma forte atividade magnetosférica, esta proporção aumenta consideravelmente e, em condições extremas, pode exceder em muito a influência de a radiação XUV.

Ondas atmosféricas

Existem dois tipos de ondas atmosféricas em grande escala na baixa atmosfera:

• ondas internas com comprimentos de onda verticais finitos , que podem transportar energia das ondas para cima e cujas amplitudes crescem exponencialmente com a altura
• ondas externas com comprimentos de onda verticais infinitamente grandes, cuja energia das ondas diminui exponencialmente fora de sua área de origem e que não podem transportar a energia das ondas.

Muitas ondas de maré atmosféricas , bem como as ondas de gravidade atmosféricas que são excitadas na baixa atmosfera, pertencem às ondas internas. Como suas amplitudes crescem exponencialmente, essas ondas são destruídas pela turbulência em altitudes em torno de 100 km, no máximo , e sua energia das ondas é convertida em calor. Esta é a porção de aproximadamente 250 K na Equação 2.

A onda de maré de todo o dia (1, −2), que se adapta melhor à fonte de calor na troposfera em termos de sua estrutura meridional , é uma onda externa e desempenha apenas um papel marginal na baixa atmosfera. Na termosfera, entretanto, essa onda se transforma na onda dominante. Ele aciona o Sq-Strom elétrico em altitudes entre cerca de 100 e 200 km.

O aquecimento térmico, principalmente por ondas de maré, ocorre preferencialmente no hemisfério diurno em latitudes baixas e médias. Sua variabilidade depende das condições meteorológicas e raramente ultrapassa 50%.

dinâmica

Acima de cerca de 150 km, todas as ondas atmosféricas degeneram em ondas externas e uma estrutura de onda vertical quase não é mais visível. Sua estrutura meridional é a das funções esféricas  P _n ^m com

• um número de onda meridional  m (m = 0: ondas com média zonal; m = 1: ondas de dia inteiro; m = 2: ondas de meio dia, etc.)
• o número de onda zonal n.

Como uma primeira aproximação, a termosfera se comporta como um sistema oscilador amortecido com um efeito de filtro passa-baixa . H. Ondas de pequena escala (com grandes números de onda n e m) são suprimidas em comparação com ondas de grande escala.

No caso de baixa atividade magnetosférica, a variação temporal e espacial da temperatura da exosfera observada pode ser descrita por uma soma de funções esféricas:

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

Figura 4. Seção transversal esquemática de altura meridional dos sistemas
de circulação de (a) componente simétrico do vento da média zonal (P ₂ ⁰ ),
de (b) componente anti-simétrico do vento (P ₁ ⁰ ) e
de (d) componente simétrico de todos - componente de vento diurno (P ₁ ¹ ) às 3h00 e 15h00, hora local.
(c) mostra os vetores de vento horizontais da onda de todo o dia no hemisfério norte.

Isto é

• φ a latitude
• λ é a longitude
• t o tempo
• t _a = 21 de junho é o início do verão no hemisfério norte
• ω _{a é} a frequência angular do período anual
• ω _{d é} a frequência angular de um dia solar
• τ = ω _d t + λ a hora local
• τ _d = 15:00 hora local do vento máximo.

${\ displaystyle T _ {\ infty}}$ é a temperatura média global da exosfera (da ordem de 1000 K).

O segundo termo (com ) é gerado pelo aquecimento solar diferente em latitudes baixas e altas. Um térmico sistema vento é criado, com ventos para os pólos do ramo de circulação superior e ventos opostas no ramo inferior (Fig. 4a). Ele garante um equilíbrio térmico entre latitudes baixas e altas. O coeficiente ΔT ₂ ⁰ ≈ 0,004 é pequeno, porque o aquecimento Joule nas zonas da aurora compensa parcialmente o excesso de calor relacionado ao XUV solar em latitudes baixas. ${\ displaystyle {P_ {2}} ^ {0} = {\ tfrac {1} {2}} (3 \ sin ^ {2} \ varphi -1)}$

O terceiro termo (com ) é responsável pelo transporte do excesso de calor do hemisfério de verão para o hemisfério de inverno (Fig. 4b). Sua amplitude relativa é de aproximadamente ΔT ₁ ⁰ ≃ 0,13. ${\ displaystyle {P_ {1}} ^ {0} = \ sin \ varphi}$

Finalmente, o quarto termo (com ) a onda dominante (1, −2)) descreve o transporte do excesso de calor do lado diurno para o noturno (Fig. 4d). Sua amplitude relativa é de aproximadamente ΔT ₁ ¹ ≃ 0,15. ${\ displaystyle P_ {1} ^ {1} = \ cos \ phi}$

Termos adicionais (por exemplo, ondas de meio ano ou meio dia) devem ser adicionados à equação acima, mas são de menos importância (ver efeito passa-baixo acima).

As somas correspondentes podem ser derivadas para pressão do ar, densidade do ar, constituintes do gás, etc.

Tempestades termosfera e ionosférica

Os distúrbios magnetosféricos , que podem ser observados no solo como distúrbios geomagnéticos, variam muito mais do que a radiação solar XUV . Eles são difíceis de prever e variam de minutos a vários dias. A reação da termosfera a uma forte tempestade magnetosférica é chamada de tempestade termosfera.

Uma vez que a energia é fornecida em latitudes superiores (principalmente nas zonas de aurora), o sinal do segundo termo P ₂ ⁰ na equação 3 alterações : O calor é agora transportados a partir das regiões polares para as latitudes mais baixas. Além desse termo, outros termos de ordem superior estão envolvidos, mas eles desaparecem rapidamente. A soma desses termos determina o "tempo de execução" das perturbações de latitudes altas a baixas, ou seja, o tempo de reação da termosfera.

Ao mesmo tempo, uma tempestade ionosférica pode se desenvolver. A mudança na razão de densidade de moléculas de nitrogênio (N ₂ ) para átomos de oxigênio (O) é importante para o desenvolvimento de tal distúrbio ionosférico : um aumento na densidade de N ₂ aumenta os processos de perda no plasma ionosférico e, portanto, leva a diminuição da densidade de elétrons na camada F do plasma ionosférico responsável ( tempestade ionosférica negativa ).

literatura

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Links da web

• CRISTA: O clima a uma altitude de 140 km