mini|hochkant=1.3|Abbildung 1. Aufbau der Erdatmosphäre mini|hochkant=1.3|Abbildung 2. Durchschnittliche Temperatur und molare Masse der Luft in Abhängigkeit von der Höhe. Die Abnahme der molaren Masse mit zunehmender Höhe spiegelt die sich ändernde Zusammensetzung der Luft wider.
Die Thermosphäre (von griechisch θερμός thermós „warm, heiß“ und σφαίρα sphaira „Kugel“) ist der Höhenbereich der Erdatmosphäre, in dem ihre Temperatur erneut (oberhalb der Ozonschicht) mit der Höhe ansteigt. Das deutlich ausgeprägte Temperaturminimum an der Untergrenze der Thermosphäre wird Mesopause genannt und liegt in 80–100 km Höhe. Der Bereich des steilsten Temperaturanstiegs liegt bei etwa 120 km. In etwa 500–600 km Höhe ist die stark schwankende (Neutralteilchen)temperatur der Exosphäre erreicht.
Die Thermosphäre überlappt weitgehend mit der Ionosphäre. Zwar ist der Ionisationsgrad erst in der Exosphäre nahezu 1, aber das Maximum der Elektronendichte liegt etwa in der Mitte der Thermosphäre. Hier geht es um Strahlungsabsorption und Energiebilanz. Für die elektrischen Eigenschaften siehe den Artikel Ionosphäre, für die Folgen von Teilchenstrahlung siehe Polarlicht.
Bereits an der Mesopause sind Druck und Dichte etwa fünf Größenordnungen kleiner als am Erdboden. Hier beginnen Meteore ihre Leuchtspur und Raumfahrzeuge ihren Wiedereintritt aus dem Weltraum. Innerhalb der Thermosphäre sinkt die Dichte um weitere sieben Größenordnungen. In der oberen Thermosphäre liegen bereits niedrige Satellitenbahnen.
Der untere Teil der Thermosphäre in Höhe von rund 100 bis 200 km wird manchmal auch Ignorosphäre genannt, da weniger über sie bekannt ist, da sie für Ballons zu hoch und für Satelliten zu niedrig ist.Tereza Polterova, Planned NASA mission to the 'ignorosphere' could improve space weather forecasts, space.com, 8. Juli 2022
Druck und Dichte mini|hochkant=1.3|Abbildung 3. Druck und Dichte der Erdatmosphäre. Die Abszissen sind logarithmisch (Teilstriche bei Zehnerpotenzen des Drucks bzw. der Dichte). Der Luftdruck nimmt wie im unteren Teil der Atmosphäre mit zunehmender Höhe ab. Durch den Einfluss der mit der Höhe zunehmenden Temperatur und die sich wandelnde Zusammensetzung erfolgt die Abnahme jedoch langsamer. Im oberen Teil der Thermosphäre folgt der Druck dabei grob einer Exponentialfunktion, die sich aus der barometrischen Höhenformel ergibt.
Obwohl die Atmosphäre hier außerordentlich dünn ist, macht sich der Luftwiderstand über längere Zeit doch bemerkbar. Die Internationale Raumstation (ISS), die in ca. 350 km Höhe die Erde umkreist, verlöre ohne regelmäßige Anhebung ihrer Umlaufbahn durch Raketentriebwerke innerhalb weniger Jahre so stark an Höhe, dass sie auf die Erde stürzte.
Die Dichte des Atmosphärengases nimmt nahezu exponentiell mit der Höhe ab (Abb. 3).
Die Gesamtmasse M der Atmosphäre innerhalb einer vertikalen Säule von einem Quadratmeter Querschnittsfläche A oberhalb der Erdoberfläche beträgt:
mit der Atmosphärendichte ρA = 1,29 kg/m3 am Erdboden in z = 0 m Höhe der mittleren Skalenhöhe H ≃ 8 km der unteren Atmosphäre. 80 % dieser Masse befindet sich bereits innerhalb der Troposphäre, während der Anteil der Thermosphäre nur etwa 0,002 % der Gesamtmasse ausmacht. Deshalb wird kein messbarer Einfluss der Thermosphäre auf die unteren Atmosphärenschichten erwartet.
Chemische Zusammensetzung
Gasmoleküle werden von der solaren Röntgen-, Ultraviolett- und Korpuskularstrahlung dissoziiert und ionisiert, weshalb Gase in der Thermosphäre vorwiegend als Plasma aus Ionen, Elektronen und neutralen Teilchen vorkommen.Brigitte Klose: Meteorologie – Eine interdisziplinäre Einführung in die Physik der Atmosphäre; Springer Spektrum; Berlin, Heidelberg 2016; S. 71 () Mit der Höhe steigt die Strahlungsintensität und sinkt die Rekombinationsrate, weshalb der Ionisationsgrad steigt und die mittlere Teilchenmasse (in Abb. 2 als molare Masse angegeben) sinkt. Ein weiterer Grund für die Abnahme der molaren Masse liegt darin, dass leichte Teilchen bei gleicher Temperatur eine höhere Geschwindigkeit haben und damit weniger stark von der Gravitation beeinflusst werden. Auf diese Weise reichern sich im oberen Teil der Thermosphäre leichte Atome und Ionen an.
Konstituenten des Neutralgases Turbulenz ist dafür verantwortlich, dass das Neutralgas im Gebiet unterhalb der Turbopause in etwa 110 km Höhe eine Gasmischung mit konstanter molarer Masse ist (Abb. 2).
Oberhalb der Turbopause beginnt sich das Gas zu entmischen. Infolge dynamischer Prozesse versuchen die unterschiedlichen Konstituenten dauernd, durch Diffusion in ihren Gleichgewichtszustand zu gelangen. Ihre barometrische Höhenformeln besitzen Skalenhöhen, die umgekehrt proportional zu ihren Molmassen sind. Oberhalb von etwa 200 km Höhe dominieren daher sukzessive die leichteren Konstituenten wie atomarer Sauerstoff (O), Helium (He) und Wasserstoff (H). Dort ist die mittlere Skalenhöhe fast um den Faktor 10 größer als in den unteren Atmosphärenschichten (Abb. 2). Die Zusammensetzung der Luft variiert hier mit der geographischen Lage, der Tages- und Jahreszeit, aber auch mit der Sonnenaktivität und den geomagnetischen Fluktuationen.
Geschichte In der Zeit vor der Weltraumforschung waren die einzigen Informationen über den Höhenbereich oberhalb 70 km indirekt; sie stammten von der Ionosphärenforschung und dem Erdmagnetfeld: Elektromagnetische Wellen unterhalb des VHF-Bereiches (VHF = very high frequencies; 30–300 MHz), die an den unterschiedlichen Ionosphärenschichten reflektiert und gedämpft werden, können an der Erdoberfläche beobachtet werden, abhängig von der Frequenz, der Tages- und Jahreszeit und der solaren Aktivität.Karl Rawer: Wave Propagation in the Ionosphere, Kluwer, Dordrecht, 1993 Die an der Erdoberfläche gemessenen Schwankungen des Erdmagnetfeldes werden elektrischen Strömen in Ionosphäre und Magnetosphäre zugeordnet (ionosphärische Dynamoschicht).Sydney Chapman, Julius Bartels: Geomagnetism, Clarendon Press, Oxford 1940 Mit dem Start des russischen Satelliten Sputnik war es zum ersten Male möglich, aus den Dopplereffekt-Messungen des Satellitensignals die Abbremsung der Umlaufzeit systematisch zu bestimmen und daraus die Luftdichte im Bereich der Hochatmosphäre sowie ihre zeitlichen und örtlichen Variationen abzuleiten. Hauptsächlich beteiligt an diesen ersten Messungen waren Luigi Giuseppe Jacchia und Jack W. Slowey (USA), Desmond King-Hele (England) und Wolfgang Priester sowie Hans-Karl Paetzold (Deutschland). Heute misst eine Vielzahl von Satelliten direkt die unterschiedlichsten Komponenten des Atmosphärengases in diesem Höhenbereich.Gerd W. Prölss: Density perturbations in the upper atmosphere caused by dissipation of solar wind energy, Surveys in Geophysics 32, 101, 2011
Energie-Budget Die thermosphärische Temperatur kann aus Beobachtungen der Gasdichte, aber auch direkt mit Hilfe von Satellitenmessungen bestimmt werden. Das Temperaturprofil gehorcht ziemlich gut dem Gesetz (Bates-Profil):Karl Rawer: Modelling of neutral and ionized atmospheres, in: Siegfried Flügge (ed): Encyclopedia of Physics 49/7, Springer Verlag, Heidelberg, 223
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mit der global gemittelten exosphärischen Temperatur oberhalb etwa 400 km Höhe der Referenz-Temperatur = 355 K der Referenz-Höhe = 120 km einem empirischen Parameter , der mit abnimmt. Aus dieser Gleichung lässt sich die Wärmezufuhr oberhalb von bestimmen zu qo ≃ 0,8 bis 1,6 mW/m2 Höhe. Diese Wärme wird an die unteren Atmosphärenschichten abgegeben durch Wärmeleitung.
Die über der Höhe konstante Exosphärentemperatur dient als Maß für die solare Ultraviolett- und Röntgenstrahlung (XUV). Nun ist die solare Radiostrahlung bei 10,7 cm ein guter Indikator der solaren Aktivität. Daher lässt sich eine empirische Zahlenwertgleichung ableiten, die mit verknüpftA. E. Hedin: A revised thermospheric model based on mass spectrometer and incoherent scatter data: MSIS-83, Journal of Geophysical Research 88, 10170, 1983 und für geomagnetisch ruhige Bedingungen gilt:
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mit in K dem Covington-Index in , d. h. einem Wert für , über einen Monat gemittelt. Typischerweise variiert der Covington-Index im Verlaufe des 11-jährigen Sonnenfleckenzyklus zwischen etwa 70 und 250 und wird niemals kleiner als 50. Das bedeutet, dass selbst bei geomagnetisch ruhigen Bedingungen zwischen etwa 740 und 1350 K schwankt.
Die residuale Temperatur von 500 K in der zweiten Gleichung stammt etwa zur einen Hälfte von Energiezufuhr aus der Magnetosphäre und zur anderen Hälfte von atmosphärischen Wellen aus der Troposphäre, die in der unteren Thermosphäre dissipiert werden.
Energiequellen Solare XUV-Strahlung Die hohen Temperaturen in der Thermosphäre werden verursacht von der solaren Röntgen- und extremen ultravioletten Strahlung (XUV) mit Wellenlängen kleiner als 170 nm, die hier nahezu vollständig absorbiert werden. Ein Teil des neutralen Gases wird ionisiert und ist für die Entstehung der Ionosphärenschichten verantwortlich. Die sichtbare Sonnenstrahlung von 380 bis 780 nm bleibt nahezu konstant mit einer Variationsbreite von unter 0,1 % (Solarkonstante).Richard C. Willson: Measurements of the solar total irradiance and its variability, Space Science Reviews 38, 203, 1984
Dagegen ist die solare XUV-Strahlung zeitlich extrem variabel, so können z. B. solare Röntgenstrahlen, die mit Sonneneruptionen verbunden sind, innerhalb weniger Minuten drastisch ansteigen. Fluktuationen mit Perioden von 27 Tagen bzw. 11 Jahren gehören zu den prominenten Variationen der solaren XUV-Strahlung, irreguläre Fluktuationen über alle Zeitspannen sind jedoch die Regel.Gerhard Schmidtke: Modelling of the solar radiation for aeronomical applications, in: Siegfried Flügge (ed): Encyclopedia of Physics 49/7, Springer Verlag, Heidelberg, 1.
Bei magnetosphärisch ruhigen Bedingungen liefert die XUV-Strahlung etwa die Hälfte der Energiezufuhr in die Thermosphäre (ca. 500 K). Dies geschieht während des Tages, mit einem Maximum in Äquatornähe.
Solarer Wind Eine zweite Energiequelle ist die Energiezufuhr aus der Magnetosphäre, die ihrerseits ihre Energie der Wechselwirkung mit dem solaren Wind verdankt.
Der Mechanismus dieses Energietransports ist noch nicht in allen Einzelheiten bekannt. Eine Möglichkeit wäre ein hydromagnetischer Prozess: Partikel des Solarwinds dringen in die polaren Gebiete der Magnetosphäre ein, wo die geomagnetischen Feldlinien im Wesentlichen vertikal gerichtet sind. Dabei wird ein elektrisches Feld erzeugt, das vom Morgen zum Abend gerichtet ist. Entlang der letzten geschlossenen Feldlinien des Erdmagnetfeldes mit ihren Fußpunkten in den Polarlichtzonen können elektrische Entladungsströme in die ionosphärische Dynamoschicht fließen. Dort gelangen sie als elektrische Pedersen- and Hall-Ströme in zwei engen Strombändern (DP1) zur Abendseite und von dort wieder zurück zur Magnetosphäre (magnetosphärisches elektrisches Konvektionsfeld). Durch ohmsche Verluste der Pedersenströme wird die Thermosphäre vor allen Dingen in den Polarlichtzonen aufgeheizt.
Bei gestörten magnetosphärischen Bedingungen dringen zusätzlich hochenergetische elektrisch geladene Partikel aus der Magnetosphäre in die Polarlichtzonen ein, die dort die elektrische Leitfähigkeit drastisch ansteigen lassen und damit die elektrischen Ströme verstärken. Am Erdboden beobachtet man dieses Phänomen als Polarlichter.
Bei geringer magnetosphärischer Aktivität beträgt diese Energiezufuhr etwa ein Viertel des Gesamtenergiebudgets in Gleichung 2, also etwa 250 K.Knipp, D. J., W. K. Tobiska, and B. A. Emery: Direct and indirect thermospheric heating source for solar cycles, Solar Physics 224, 2506, 2004 Während starker magnetosphärischen Aktivität wächst dieser Anteil beträchtlich und kann bei extremen Verhältnissen den Einfluss der XUV-Strahlung weit überschreiten.
Atmosphärische Wellen