termosfer - Thermosphere

Atmosferin tüm katmanlarını ölçeklendirmek için gösteren dünya atmosferi diyagramı

Termosfer katman olan Dünya'nın atmosferine direkt olarak yukarıda mezosferin ve aşağıdaki exosphere . Atmosferin bu katmanı içinde, ultraviyole radyasyon , moleküllerin fotoiyonizasyonuna / foto ayrışmasına neden olarak iyonlar oluşturur; termosfer böylece iyonosferin daha büyük bir bölümünü oluşturur . Adını, ısı anlamına gelen Yunanca θερμός (telaffuz edilen termos ) kelimesinden alan termosfer, deniz seviyesinden yaklaşık 80 km (50 mil) yükseklikte başlar. Bu yüksek irtifalarda, artık atmosferik gazlar moleküler kütleye göre katmanlara ayrılır (bkz. türbosfer ). Termosferik sıcaklıklar , yüksek enerjili güneş radyasyonunun absorpsiyonu nedeniyle yükseklikle artar . Sıcaklıklar büyük ölçüde güneş aktivitesine bağlıdır ve 2.000 °C (3.630 °F) veya daha fazlasına yükselebilir. Radyasyon, bu katmandaki atmosfer parçacıklarının elektrik yüklü parçacıklar haline gelmesine neden olarak radyo dalgalarının kırılmasını ve böylece ufkun ötesinde alınmasını sağlar. Ekzosferde, deniz seviyesinden yaklaşık 600 km (375 mil) yükseklikten başlayarak, atmosfer uzaya dönüşür , ancak Kármán çizgisinin tanımı için belirlenen yargılama kriterlerine göre , termosferin kendisi uzayın bir parçasıdır.

Bu katmandaki yüksek oranda zayıflatılmış gaz, gün boyunca 2.500 °C'ye (4,530 °F) ulaşabilir. Yüksek sıcaklığa rağmen, bir gözlemci veya nesne termosferde soğuk sıcaklıklar yaşayacaktır, çünkü gazın son derece düşük yoğunluğu (pratik olarak sert bir vakum ), moleküllerin ısıyı iletmesi için yetersizdir. Normal bir termometre , en azından geceleri, 0 °C'nin (32 °F) önemli ölçüde altında okuyacaktır, çünkü termal radyasyonla kaybedilen enerji, doğrudan temas yoluyla atmosferik gazdan elde edilen enerjiyi aşacaktır. Gelen anacoustic bölge 160 km (99 mil), yukarıdaki, yoğunluk moleküler etkileşimler ses iletimine imkan vermek için çok seyrek olduğu kadar düşüktür.

Termosferin dinamikleri, ağırlıklı olarak günlük ısıtma tarafından yönlendirilen atmosferik gelgitler tarafından yönetilir . Atmosferik dalgalar, nötr gaz ve iyonosferik plazma arasındaki çarpışmalar nedeniyle bu seviyenin üzerinde dağılır.

Termosfer hariç ıssız olan Uluslararası Uzay İstasyonu hangi yörüngeleri 408 ve 410 kilometre (254 ve 255 mil) arasında Troposferde orta mesafede Toprak,.

nötr gaz bileşenleri

Atmosferik bölgeleri, yaklaşık 12 kilometre (7,5 mil) yükseklikte ( tropopoz ) ve yaklaşık 85 kilometre (53 mil) ( mezopoz ) olan iki sıcaklık minimumuna göre ayırmak uygundur (Şekil 1). Termosfer (veya üst atmosfer), 85 kilometrenin (53 mil) üzerindeki yükseklik bölgesidir, tropopoz ve mezopoz arasındaki bölge ise, güneş UV radyasyonunun soğurulmasının bir yakına yakın maksimum sıcaklığı ürettiği orta atmosferdir ( stratosfer ve mezosfer ). 45 kilometre (28 mil) yükseklikte ve ozon tabakasına neden olur .

Şekil 1. Elektrik iletkenliği (solda), sıcaklık (ortada) ve m- ^{3 cinsinden} elektron sayısı yoğunluğu (sağda) profillerine dayalı olarak atmosferik bölgelerin isimlendirilmesi

Dünya atmosferinin yoğunluğu irtifa ile neredeyse katlanarak azalır. Atmosferin toplam kütlesi , yerden bir santimetrekarelik bir sütunda M = ρ _A H ≃ 1 kg/cm ^2'dir (ρ _A = 1.29 kg/m ³ ile, z = 0 m yükseklikte yerdeki atmosferik yoğunluk , ve H ≃ 8 km ortalama atmosferik ölçek yüksekliği ). Bu kütlenin yüzde sekseni troposferde yoğunlaşmıştır . Yaklaşık 85 kilometrenin (53 mil) üzerindeki termosferin kütlesi, toplam kütlenin sadece %0,002'sidir. Bu nedenle, termosferden daha düşük atmosferik bölgelere önemli bir enerjisel geri besleme beklenemez.

Türbülans , yaklaşık 110 kilometrede (68 mil) turbopause'un altındaki alt atmosferik bölgelerdeki havanın , bileşimini değiştirmeyen bir gaz karışımı olmasına neden olur. İki baskın bileşen olarak moleküler oksijen (O ₂ ) ve nitrojen (N ₂ ) ile ortalama moleküler ağırlığı 29 g/mol'dür . Bununla birlikte, turbopause'un üzerinde, çeşitli bileşenlerin dağınık şekilde ayrılması önemlidir, böylece her bir bileşen, moleküler ağırlığıyla ters orantılı bir ölçek yüksekliği ile barometrik yükseklik yapısını takip eder. Daha hafif bileşenler atomik oksijen (O), helyum (He) ve hidrojen (H) yaklaşık 200 kilometre (124 mil) irtifanın üzerinde art arda hakimdir ve coğrafi konuma, zamana ve güneş aktivitesine göre değişir. Oranı N, ₂ iyonosfer F bölgesinde elektron yoğunluğunun bir ölçüsüdür / O derece bu varyasyonların etkilenir. Bu değişiklikler, dinamik süreçler sırasında ana gaz bileşeni boyunca küçük bileşenlerin difüzyonundan kaynaklanır.

Termosfer, Dünya yüzeyinden 80 ila 100 kilometre (50 ila 62 mil) yükseklikte, mezosferin kenarında meydana gelen 10 kilometrelik (6,2 mil) kalın bir bantta yer alan kayda değer bir elementel sodyum konsantrasyonu içerir . Sodyum, santimetre küp başına ortalama 400.000 atom konsantrasyonuna sahiptir. Bu bant, gelen meteorlardan süblimleşen sodyum tarafından düzenli olarak yenilenir. Gökbilimciler, ultra keskin yer tabanlı gözlemler üretmede optik düzeltme sürecinin bir parçası olarak " kılavuz yıldızlar " oluşturmak için bu sodyum bandını kullanmaya başladılar .

Enerji girişi

Enerji bütçesi

Termosferik sıcaklık, doğrudan uydu ölçümlerinin yanı sıra yoğunluk gözlemlerinden de belirlenebilir. Şekil 1'deki sıcaklık ve irtifa z, Bates profili olarak adlandırılan şekilde simüle edilebilir :

(1)   ${\displaystyle T=T_{\infty }-(T_{\infty }-T_{0})e^{-s(z-z_{0})}}$

T ile _∞ yaklaşık 400 km irtifanın üzerine exospheric sıcaklık, T _O = 355 K, ve z, _O = 120 km referans sıcaklığı ve yükseklik ve s ampirik bir parametre T bağlı _∞ ve T ile azalan _∞ . Bu formül, basit bir ısı iletimi denkleminden türetilmiştir. Bir tahmin q toplam ısı girişi _o ≃ 0.8 mW / ila 1.6 m ² , yukarıda z _o = 120 km yüksekliği. Denge koşullarını elde etmek için, z _o üzerindeki q _o ısı girdisi , ısı iletimi yoluyla alt atmosferik bölgelere kaybolur.

Ekzosferik sıcaklık T _∞ güneş XUV radyasyonunun adil bir ölçümüdür. 10.7 cm dalga boyunda güneş radyo emisyonu F güneş aktivitesinin iyi bir göstergesi olduğundan, sessiz manyetosferik koşullar için ampirik formül uygulanabilir.

(2)   ${\displaystyle T_{\infty }\simeq 500+3.4F_{0}}$

T _∞ ile K, F _o 10 ⁻² W m ⁻² Hz ⁻¹ (Covington indeksi) ile birkaç güneş döngüsü üzerinden ortalama bir F değeri. Covington endeksi bir güneş döngüsü sırasında tipik olarak 70 ile 250 arasında değişir ve asla yaklaşık 50'nin altına düşmez. Bu nedenle, _T∞ yaklaşık 740 ile 1350 K arasında değişir. Çok sessiz manyetosferik koşullar sırasında, hala sürekli akan manyetosferik enerji girişi yaklaşık 250 katkıda bulunur. K, denklem (2)'de 500 K'lik artık sıcaklığa. Denk.(2)'deki 250 K'nin geri kalanı, troposfer içinde üretilen ve alt termosfer içinde dağılan atmosferik dalgalara atfedilebilir.

Güneş XUV radyasyonu

< 170 nm dalga boylarında güneş X-ışını ve aşırı ultraviyole radyasyon (XUV), termosfer içinde neredeyse tamamen emilir. Bu radyasyon, çeşitli iyonosferik katmanların yanı sıra bu yüksekliklerde sıcaklık artışına neden olur (Şekil 1). Güneşin görünür ışığı (380 ila 780 nm), güneş sabitinin yaklaşık %0,1'inden fazla olmayan değişkenlikle neredeyse sabit iken , güneş XUV radyasyonu zaman ve uzayda oldukça değişkendir. Örneğin, güneş patlamaları ile ilişkili X-ışını patlamaları , onlarca dakikalık bir süre içinde birçok büyüklük sırası ile ön parlama seviyelerine göre yoğunluğunu önemli ölçüde artırabilir. Aşırı ultraviyolede, 121.6 nm'deki Lyman α çizgisi , iyonosferik D katman yüksekliklerinde önemli bir iyonizasyon ve ayrışma kaynağını temsil eder . Güneş aktivitesinin sessiz dönemlerinde, tek başına XUV spektrumunun geri kalanından daha fazla enerji içerir. 27 gün ve 11 yıllık periyotlarla %100 veya daha büyük mertebedeki yarı-periyodik değişimler, güneş XUV radyasyonunun belirgin varyasyonlarına aittir. Ancak, tüm zaman ölçeklerinde düzensiz dalgalanmalar her zaman mevcuttur. Düşük güneş aktivitesi sırasında, termosfere toplam enerji girişinin yaklaşık yarısının güneş XUV radyasyonu olduğu düşünülmektedir. Bu güneş XUV enerji girişi, ekinoks sırasında ekvatorda en üst düzeye çıkararak yalnızca gündüz koşullarında meydana gelir .

Güneş rüzgarı

Termosfere giren ikinci enerji kaynağı, iyi anlaşılmayan mekanizmalarla manyetosfere aktarılan güneş rüzgar enerjisidir . Enerjiyi aktarmanın olası bir yolu hidrodinamik dinamo sürecidir. Güneş rüzgarı parçacıkları, jeomanyetik alan çizgilerinin esasen dikey olarak yönlendirildiği manyetosferin kutup bölgelerine nüfuz eder . Şafaktan alacakaranlığa yönlendirilen bir elektrik alanı üretilir. Auroral bölgeler içinde ayak noktaları olan son kapalı jeomanyetik alan çizgileri boyunca , alan hizalı elektrik akımları, elektrik Pedersen ve Hall akımları tarafından kapatıldığı iyonosferik dinamo bölgesine akabilir . Pedersen akımlarının ohmik kayıpları alt termosferi ısıtır (bakınız örneğin Manyetosferik elektrik konveksiyon alanı ). Ayrıca, manyetosferden auroral bölgelere yüksek enerjili parçacıkların penetrasyonu, elektrik iletkenliğini büyük ölçüde arttırır, elektrik akımlarını ve dolayısıyla Joule ısınmasını daha da arttırır . Sessiz manyetosferik aktivite sırasında, manyetosfer termosferin enerji bütçesine belki de dörtte bir oranında katkıda bulunur. Bu, denklem (2)'deki ekzosferik sıcaklığın yaklaşık 250 K'sidir. Bununla birlikte, çok büyük aktivite sırasında, bu ısı girdisi, dört veya daha fazla faktör kadar önemli ölçüde artabilir. Bu güneş rüzgarı girişi, hem gündüz hem de gece boyunca esas olarak auroral bölgelerde meydana gelir.

Atmosferik dalgalar

Alt atmosferde iki tür büyük ölçekli atmosferik dalga vardır: dalga enerjisini yukarıya taşıyabilen sonlu dikey dalga boylarına sahip iç dalgalar ve dalga enerjisini taşıyamayan sonsuz büyük dalga boylarına sahip dış dalgalar. Atmosferik yerçekimi dalgaları ve troposfer içinde üretilen atmosferik gelgitlerin çoğu iç dalgalara aittir. Yoğunluk genlikleri yükseklikle katlanarak artar, böylece mezopozda bu dalgalar türbülanslı hale gelir ve enerjileri dağılır (kıyıdaki okyanus dalgalarının kırılmasına benzer), böylece termosferin denklemde yaklaşık 250 K ısınmasına katkıda bulunur. ). Öte yandan, güneş ışınımı tarafından en verimli şekilde uyarılan (1, -2) etiketli temel günlük gelgit, bir dış dalgadır ve alt ve orta atmosferde yalnızca marjinal bir rol oynar. Ancak, termosferik irtifalarda baskın dalga haline gelir. Yaklaşık 100 ila 200 km yükseklik arasındaki iyonosferik dinamo bölgesi içindeki elektrik Sq akımını çalıştırır .

Ağırlıklı olarak gelgit dalgaları ile ısıtma, esas olarak alt ve orta enlemlerde meydana gelir. Bu ısıtmanın değişkenliği, troposfer ve orta atmosfer içindeki meteorolojik koşullara bağlıdır ve yaklaşık %50'yi aşamaz.

dinamikler

Şekil 2. (a) simetrik rüzgar bileşeninin (P ₂ ⁰ ), (b) antisimetrik rüzgar bileşeninin (P ₁ ⁰ ) ve (d) simetrik günlük rüzgar bileşeninin (P ₁ ) sirkülasyonunun şematik meridyen yüksekliği kesiti ¹ ) yerel saatle 3 ve 15 saat. Sağ üst panel (c), yerel zamana bağlı olarak kuzey yarımkürede günlük bileşenin yatay rüzgar vektörlerini gösterir.

Yaklaşık 150 kilometre (93 mil) rakımın üzerindeki termosfer içinde, tüm atmosferik dalgalar ardışık olarak dış dalgalara dönüşür ve belirgin bir dikey dalga yapısı görülmez. Atmosferik dalga modları, ana dalga sayısı ve n bölgesel dalga sayısı (m = 0: bölgesel ortalama akış; m = 1: günlük gelgitler; m = 2: yarı günlük gelgitler; vb.) ile küresel fonksiyonlar P _n ^m'ye dejenere olur . Termosfer, düşük geçişli filtre özelliklerine sahip sönümlü bir osilatör sistemi haline gelir. Bu, daha küçük ölçekli dalgaların (daha fazla sayıda (n,m)) ve daha yüksek frekansların, büyük ölçekli dalgalar ve daha düşük frekanslar lehine bastırıldığı anlamına gelir. Çok sessiz manyetosferik rahatsızlıklar ve sabit bir ortalama ekzosferik sıcaklık (küre üzerinden ortalama) dikkate alınırsa, ekzosferik sıcaklık dağılımının gözlemlenen zamansal ve uzaysal dağılımı, küresel fonksiyonların toplamı ile tanımlanabilir:

(3)   ${\displaystyle T(\varphi ,\lambda ,t)=T_{\infty }\{1+\Delta T_{2}^{0}P_{2}^{0}(\varphi )+\Delta T_{ 1}^{0}P_{1}^{0}(\varphi )\cos[\omega _{a}(t-t_{a})]+\Delta T_{1}^{1}P_{1 }^{1}(\varphi )\cos(\tau -\tau _{d})+\cdots \}}$

Burada, φ enlem, boylam λ, ve t, zamandır, ω olan _bir açısal frekans bir yıl, ω _d bir güneş gün açısal sıklığı ve τ = ω _d t + λ yerel zamanı. t _a = 21 Haziran, kuzey yaz gündönümü tarihidir ve τ _d = 15:00, maksimum günlük sıcaklığın yerel saatidir.

Sağdaki (3)'teki ilk terim, ekzosferik sıcaklığın (1000 K düzeyinde) küresel ortalamasıdır. İkinci terim [P ₂ ⁰ = 0.5(3 sin ² (φ)−1) ile] düşük enlemlerdeki ısı fazlasını ve daha yüksek enlemlerde karşılık gelen ısı açığını temsil eder (Şekil 2a). Rüzgârın üst seviyede kutuplara doğru, alt seviyede kutuplardan uzağa doğru esmesi ile bir termal rüzgar sistemi gelişir. ΔT ₂ ⁰ ≈ 0,004 katsayısı küçüktür, çünkü aurora bölgelerindeki Joule ısıtması, sessiz manyetosferik koşullar sırasında bile bu ısı fazlasını telafi eder. Bununla birlikte, rahatsız edici koşullar sırasında, bu terim baskın hale gelir, işareti değiştirir, böylece artık ısı fazlası kutuplardan ekvatora taşınır. Üçüncü terim (P ₁ ⁰ = sin φ ile) yaz yarımküresindeki fazla ısıyı temsil eder ve aşırı ısının yazdan kış yarımküresine taşınmasından sorumludur (Şekil 2b). Göreceli genliği ΔT ₁ ⁰ ≃ 0.13 mertebesindedir . Dördüncü terim (P ₁ ¹ (φ) = cos φ ile) baskın günlük dalgadır (gelgit modu (1,−2)). Fazla ısının gündüz yarıküresinden gece yarıküresine taşınmasından sorumludur (Şekil 2d). Göreceli genliği ΔT ₁ ¹ ≃ 0.15'tir, bu nedenle 150 K mertebesindedir. Ek terimler (örneğin, altı aylık, altı günlük terimler ve daha yüksek dereceli terimler) denklem (3)'e eklenmelidir. Ancak bunların önemi azdır. Yoğunluk, basınç ve çeşitli gaz bileşenleri için karşılık gelen toplamlar geliştirilebilir.

termosferik fırtınalar

Güneş XUV radyasyonunun aksine, jeomanyetik varyasyonlarla zeminde belirtilen manyetosferik bozukluklar, saatlerce süren kısa periyodik bozulmalardan birkaç gün süren uzun süreli dev fırtınalara kadar öngörülemeyen bir dürtüsel karakter gösterir. Termosferin büyük bir manyetosferik fırtınaya tepkimesine termosferik fırtına denir. Termosfere ısı girişi yüksek enlemlerde (esas olarak auroral bölgelere) gerçekleştiğinden, ısı aktarımı denklem (3)'te P ₂ ⁰ terimi ile temsil edilir . Ayrıca, bozukluğun dürtüsel biçiminden dolayı, kısa bozunma sürelerine sahip olan ve dolayısıyla hızla kaybolan daha yüksek mertebeden terimler üretilir. Bu modların toplamı, bozulmanın alt enlemlere "yolculuk süresini" ve dolayısıyla termosferin manyetosferik bozulmaya göre tepki süresini belirler. Bir geliştirilmesi için önemli iyonosfer fırtına oranı K artmasıdır ₂ , orta ve yüksek enlemde bir thermospheric fırtına sırasında / O. K bir artış ₂ artar iyonosfer kaynaklı plazma ve nedenleri dolayısıyla iyonosfer F-tabaka içinde elektron yoğunluğunun azalmasına (negatif iyonosfer fırtına) kaybı süreci.

Ayrıca bakınız

Referanslar