Termosfera - Thermosphere

Diagrama da atmosfera terrestre mostrando todas as camadas da atmosfera em escala

A termosfera é a camada da atmosfera terrestre diretamente acima da mesosfera e abaixo da exosfera . Dentro desta camada da atmosfera, a radiação ultravioleta causa fotoionização / fotodissociação de moléculas, criando íons; a termosfera, portanto, constitui a maior parte da ionosfera . Levando seu nome do grego θερμός (pronuncia-se termo ), que significa calor, a termosfera começa a cerca de 80 km (50 milhas) acima do nível do mar. Nessas altitudes elevadas, os gases atmosféricos residuais são classificados em estratos de acordo com a massa molecular (ver turbosfera ). As temperaturas termosféricas aumentam com a altitude devido à absorção da radiação solar altamente energética . As temperaturas são altamente dependentes da atividade solar e podem subir até 2.000 ° C (3.630 ° F) ou mais. Radiação faz com que as partículas atmosfera nesta camada a tornar-se partículas electricamente carregadas, permitindo que as ondas de rádio a ser refractada e, assim, ser recebido além do horizonte. Na exosfera, começando a cerca de 600 km (375 mi) acima do nível do mar, a atmosfera se transforma em espaço , embora, pelos critérios de julgamento estabelecidos para a definição da linha de Kármán , a própria termosfera seja parte do espaço.

O gás altamente atenuado nesta camada pode atingir 2.500 ° C (4.530 ° F) durante o dia. Apesar da alta temperatura, um observador ou objeto experimentará temperaturas frias na termosfera, porque a densidade extremamente baixa do gás (praticamente um vácuo forte ) é insuficiente para que as moléculas conduzam calor. Um termômetro normal irá ler significativamente abaixo de 0 ° C (32 ° F), pelo menos à noite, porque a energia perdida pela radiação térmica excederia a energia adquirida do gás atmosférico por contato direto. Na zona anacústica acima de 160 quilômetros (99 mi), a densidade é tão baixa que as interações moleculares são muito raras para permitir a transmissão do som.

A dinâmica da termosfera é dominada pelas marés atmosféricas , que são impulsionadas predominantemente pelo aquecimento diurno . As ondas atmosféricas se dissipam acima desse nível por causa das colisões entre o gás neutro e o plasma ionosférico.

A termosfera é desabitada, com exceção da Estação Espacial Internacional , que orbita a Terra no meio da termosfera, entre 408 e 410 quilômetros (254 e 255 milhas).

Constituintes de gás neutro

É conveniente separar as regiões atmosféricas de acordo com os dois mínimos de temperatura a uma altitude de cerca de 12 quilômetros (7,5 mi) (a tropopausa ) e a cerca de 85 quilômetros (53 mi) (a mesopausa ) (Figura 1). A termosfera (ou a atmosfera superior) é a região de altura acima de 85 quilômetros (53 mi), enquanto a região entre a tropopausa e a mesopausa é a atmosfera média ( estratosfera e mesosfera ), onde a absorção da radiação UV solar gera a temperatura máxima próxima a um altitude de 45 quilômetros (28 mi) e causa a camada de ozônio .

Figura 1. Nomenclatura das regiões atmosféricas com base nos perfis de condutividade elétrica (esquerda), temperatura (meio) e densidade do número de elétrons em m −3 (direita)

A densidade da atmosfera da Terra diminui quase exponencialmente com a altitude. A massa total da atmosfera é M = ρ A H ≃ 1 kg / cm 2 dentro de uma coluna de um centímetro quadrado acima do solo (com ρ A = 1,29 kg / m 3 a densidade atmosférica no solo a z = 0 m de altitude , e H ≃ 8 km a altura média da escala atmosférica ). Oitenta por cento dessa massa está concentrada na troposfera . A massa da termosfera acima de cerca de 85 quilômetros (53 mi) é apenas 0,002% da massa total. Portanto, nenhum feedback energético significativo da termosfera para as regiões atmosféricas mais baixas pode ser esperado.

A turbulência faz com que o ar nas regiões atmosféricas inferiores abaixo da turboopausa, a cerca de 110 quilômetros (68 mi), seja uma mistura de gases que não altera sua composição. Seu peso molecular médio é de 29 g / mol com oxigênio molecular (O 2 ) e nitrogênio (N 2 ) como os dois constituintes dominantes. Acima da turbopausa, no entanto, a separação difusiva dos vários constituintes é significativa, de modo que cada constituinte segue sua estrutura de altura barométrica com uma altura de escala inversamente proporcional ao seu peso molecular. Os constituintes mais leves, oxigênio atômico (O), hélio (He) e hidrogênio (H), dominam sucessivamente acima de uma altitude de cerca de 200 quilômetros (124 mi) e variam com a localização geográfica, o tempo e a atividade solar. A razão N 2 / O, que é uma medida da densidade do elétron na região F ionosférica, é altamente afetada por essas variações. Essas mudanças decorrem da difusão dos constituintes menores através do componente principal do gás durante os processos dinâmicos.

A termosfera contém uma concentração apreciável de sódio elementar localizada em uma banda de 10 quilômetros (6,2 milhas) de espessura que ocorre na borda da mesosfera, 80 a 100 quilômetros (50 a 62 milhas) acima da superfície da Terra. O sódio tem uma concentração média de 400.000 átomos por centímetro cúbico. Esta banda é regularmente reabastecida pela sublimação de sódio dos meteoros que chegam. Os astrônomos começaram a usar essa banda de sódio para criar " estrelas-guia " como parte do processo de correção óptica na produção de observações terrestres ultra-nítidas.

Entrada de energia

Orçamento de energia

A temperatura termosférica pode ser determinada a partir de observações de densidade, bem como de medições diretas de satélite. A temperatura vs. altitude z na Fig. 1 pode ser simulada pelo denominado perfil de Bates :

(1)  

com T a temperatura exosférica acima de cerca de 400 km de altitude, T o = 355 K, e z o = 120 km de temperatura e altura de referência es um parâmetro empírico dependente de T e diminuindo com T . Essa fórmula é derivada de uma equação simples de condução de calor. Estima-se uma entrada de calor total de q o ≃ 0,8 a 1,6 mW / m 2 acima de z o = 120 km de altitude. Para obter condições de equilíbrio, essa entrada de calor q o acima de z o é perdida para as regiões atmosféricas inferiores por condução de calor.

A temperatura exosférica T é uma medida razoável da radiação solar XUV. Visto que a emissão de rádio solar F com comprimento de onda de 10,7 cm é um bom indicador da atividade solar, pode-se aplicar a fórmula empírica para condições magnetosféricas calmas.

(2)  

com T em K, F o em 10 −2 W m −2 Hz −1 (o índice de Covington) um valor de F calculado em vários ciclos solares. O índice de Covington varia tipicamente entre 70 e 250 durante um ciclo solar, e nunca cai abaixo de cerca de 50. Assim, T varia entre cerca de 740 e 1350 K. Durante condições magnetosféricas muito calmas, a entrada de energia magnetosférica ainda fluindo continuamente contribui em cerca de 250 K à temperatura residual de 500 K na eq. (2). O restante de 250 K na eq. (2) pode ser atribuído às ondas atmosféricas geradas na troposfera e dissipadas na termosfera inferior.

Radiação XUV Solar

O raio X solar e a radiação ultravioleta extrema (XUV) em comprimentos de onda <170 nm são quase completamente absorvidos pela termosfera. Essa radiação causa as várias camadas ionosféricas , bem como um aumento de temperatura nessas alturas (Figura 1). Enquanto a luz solar visível (380 a 780 nm) é quase constante com a variabilidade de não mais do que cerca de 0,1% da constante solar , a radiação solar XUV é altamente variável no tempo e no espaço. Por exemplo, explosões de raios-X associados com as erupções solares podem aumentar drasticamente a sua intensidade em relação aos níveis preflare por várias ordens de magnitude mais algum tempo de dezenas de minutos. No ultravioleta extremo, a linha Lyman α em 121,6 nm representa uma importante fonte de ionização e dissociação em alturas da camada D ionosférica. Durante os períodos de silêncio da atividade solar , ele sozinho contém mais energia do que o resto do espectro XUV. Mudanças quase periódicas da ordem de 100% ou mais, com períodos de 27 dias e 11 anos, pertencem às variações proeminentes da radiação solar XUV. No entanto, flutuações irregulares em todas as escalas de tempo estão presentes o tempo todo. Durante a baixa atividade solar, cerca de metade da entrada total de energia na termosfera é considerada radiação solar XUV. Essa entrada de energia solar XUV ocorre apenas durante as condições diurnas, maximizando no equador durante o equinócio .

Vento solar

A segunda fonte de entrada de energia na termosfera é a energia eólica solar, que é transferida para a magnetosfera por mecanismos que não são bem compreendidos. Uma forma possível de transferir energia é por meio de um processo de dínamo hidrodinâmico. As partículas do vento solar penetram nas regiões polares da magnetosfera, onde as linhas do campo geomagnético são essencialmente direcionadas verticalmente. Um campo elétrico é gerado, direcionado do amanhecer ao anoitecer. Ao longo das últimas linhas de campo geomagnético fechadas com seus pontos de apoio dentro das zonas aurorais , correntes elétricas alinhadas ao campo podem fluir para a região do dínamo ionosférico, onde são fechadas por correntes elétricas de Pedersen e Hall . As perdas ôhmicas das correntes de Pedersen aquecem a termosfera inferior (ver, por exemplo, campo de convecção elétrica magnetosférica ). Além disso, a penetração de partículas de alta energia da magnetosfera nas regiões aurorais aumenta drasticamente a condutividade elétrica, aumentando ainda mais as correntes elétricas e, portanto, o aquecimento Joule . Durante a atividade silenciosa da magnetosfera, a magnetosfera contribui talvez em um quarto para o orçamento de energia da termosfera. Isso é cerca de 250 K da temperatura exosférica na eq. (2). Durante a atividade muito grande, no entanto, essa entrada de calor pode aumentar substancialmente, por um fator de quatro ou mais. Essa entrada do vento solar ocorre principalmente nas regiões aurorais durante o dia e a noite.

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 a energia das ondas para cima e ondas externas com comprimentos de onda infinitamente grandes que não podem transportar a energia das ondas. As ondas de gravidade atmosféricas e a maioria das marés atmosféricas geradas na troposfera pertencem às ondas internas. Suas amplitudes de densidade aumentam exponencialmente com a altura, de modo que na mesopausa essas ondas se tornam turbulentas e sua energia é dissipada (semelhante à quebra das ondas do mar na costa), contribuindo assim para o aquecimento da termosfera em cerca de 250 K em eq. (2 ) Por outro lado, a maré diurna fundamental marcada (1, −2), que é mais eficientemente excitada pela irradiância solar, é uma onda externa e desempenha apenas um papel marginal na atmosfera inferior e média. No entanto, em altitudes termosféricas, torna-se a onda predominante. Ele impulsiona a corrente elétrica quadrada dentro da região do dínamo ionosférico entre cerca de 100 e 200 km de altura.

O aquecimento, predominantemente por ondas gigantes, ocorre principalmente nas latitudes baixas e médias. A variabilidade desse aquecimento depende das condições meteorológicas na troposfera e na média atmosfera, e não pode exceder cerca de 50%.

Dinâmica

Figura 2. Seção transversal esquemática da altura do meridiano da circulação de (a) componente simétrico do vento (P 2 0 ), (b) do componente antissimétrico do vento (P 1 0 ) e (d) do componente simétrico do vento diurno (P 1 1 ) às 3 he às 15 h locais. O painel superior direito (c) mostra os vetores de vento horizontais do componente diurno no hemisfério norte, dependendo da hora local.

Dentro da termosfera acima de uma altitude de cerca de 150 quilômetros (93 mi), todas as ondas atmosféricas tornam-se sucessivamente ondas externas, e nenhuma estrutura de onda vertical significativa é visível. Os modos de onda atmosféricos degeneram para as funções esféricas P n m com ma meridional número de onda e n o zonal número de onda (m = 0: fluxo zonal significativo; m = 1: marés diurnas; m = 2: marés semidiurnas; etc.). A termosfera se torna um sistema oscilador amortecido com características de filtro passa-baixa. Isso significa que ondas de escala menor (maior número de (n, m)) e frequências mais altas são suprimidas em favor de ondas de grande escala e frequências mais baixas. Se considerarmos os distúrbios magnetosféricos muito silenciosos e uma temperatura exosférica média constante (em média sobre a esfera), a distribuição temporal e espacial observada da distribuição da temperatura exosférica pode ser descrita por uma soma de funções esféricas:

(3)  

Aqui, é φ latitude, λ longitude e t tempo, ω a a frequência angular de um ano, ω d a frequência angular de um dia solar e τ = ω d t + λ a hora local. t a = 21 de junho é a data do solstício de verão do norte, e τ d = 15:00 é a hora local da temperatura diurna máxima.

O primeiro termo em (3) à direita é a média global da temperatura exosférica (da ordem de 1000 K). O segundo termo [com P 2 0 = 0,5 (3 sin 2 (φ) −1)] representa o excedente de calor em latitudes mais baixas e um déficit de calor correspondente em latitudes mais altas (Fig. 2a). Um sistema de vento térmico se desenvolve com o vento em direção aos pólos no nível superior e se afasta dos pólos no nível inferior. O coeficiente ΔT 2 0 ≈ 0,004 é pequeno porque o aquecimento Joule nas regiões da aurora compensa o excesso de calor, mesmo durante condições magnetosféricas calmas. Durante condições perturbadas, entretanto, esse termo se torna dominante, mudando de sinal de forma que agora o excedente de calor é transportado dos pólos para o equador. O terceiro termo (com P 1 0 = sin φ) representa o excedente de calor no hemisfério de verão e é responsável pelo transporte do excesso de calor do verão para o hemisfério de inverno (Fig. 2b). Sua amplitude relativa é da ordem ΔT 1 0 ≃ 0,13. O quarto termo (com P 1 1 (φ) = cos φ) é a onda diurna dominante (o modo de maré (1, −2)). É responsável pelo transporte do excesso de calor do hemisfério diurno para o hemisfério noturno (Fig. 2d). Sua amplitude relativa é ΔT 1 1 ≃ 0,15, portanto da ordem de 150 K. Termos adicionais (por exemplo, termos semestrais, semidiurnos e termos de ordem superior) devem ser adicionados à eq. (3). No entanto, eles são de menor importância. As somas correspondentes podem ser desenvolvidas para densidade, pressão e os vários constituintes do gás.

Tempestades termosféricas

Em contraste com a radiação solar XUV, os distúrbios magnetosféricos, indicados no solo por variações geomagnéticas, apresentam um caráter impulsivo imprevisível, desde pequenos distúrbios periódicos da ordem de horas até tempestades gigantes de longa duração com vários dias de duração. A reação da termosfera a uma grande tempestade magnetosférica é chamada de tempestade termosférica. Como a entrada de calor na termosfera ocorre em altas latitudes (principalmente nas regiões aurorais), o transporte de calor é representado pelo termo P 2 0 na eq. (3) é invertido. Além disso, devido à forma impulsiva da perturbação, são gerados termos de ordem superior que, no entanto, possuem tempos de decaimento curtos e, portanto, desaparecem rapidamente. A soma desses modos determina o "tempo de viagem" da perturbação às latitudes inferiores e, portanto, o tempo de resposta da termosfera com relação à perturbação magnetosférica. Importante para o desenvolvimento de uma tempestade ionosférica é o aumento da razão N 2 / O durante uma tempestade termosférica em latitudes médias e altas. Um aumento de N 2 aumenta o processo de perda do plasma ionosférico e causa, portanto, uma diminuição da densidade de elétrons dentro da camada F ionosférica (tempestade ionosférica negativa).

Veja também

Referências