Termosfera

La termosfera o termósfera es la capa de la atmósfera de la Tierra directamente encima de la mesosfera y debajo de la exosfera. Dentro de esta capa de la atmósfera, la radiación ultravioleta provoca la fotoionización/fotodisociación de las moléculas, creando iones; la termosfera constituye así la mayor parte de la ionosfera. Tomando su nombre del griego θερμός (pronunciado termo) que significa calor, la termosfera comienza a unos 80 km (50 millas) sobre el nivel del mar.A estas altitudes elevadas, los gases atmosféricos residuales se clasifican en estratos según su masa molecular (ver turbosfera). Las temperaturas termosféricas aumentan con la altitud debido a la absorción de radiación solar altamente energética. Las temperaturas dependen en gran medida de la actividad solar y pueden alcanzar los 2000 °C (3630 °F) o más. La radiación hace que las partículas de la atmósfera en esta capa se conviertan en partículas cargadas eléctricamente, lo que permite que las ondas de radio se refracten y, por lo tanto, se reciban más allá del horizonte. En la exosfera, comenzando a unos 600 km (375 millas) sobre el nivel del mar, la atmósfera se convierte en espacio, aunque, según los criterios de evaluación establecidos para la definición de la línea de Kármán, la termosfera en sí es parte del espacio. El límite entre la termosfera y la exosfera se conoce como termopausa.

El gas altamente atenuado en esta capa puede alcanzar los 2500 °C (4530 °F) durante el día. A pesar de la alta temperatura, un observador u objeto experimentará temperaturas frías en la termosfera, porque la densidad extremadamente baja del gas (prácticamente un vacío intenso) es insuficiente para que las moléculas conduzcan el calor. Un termómetro normal leerá significativamente por debajo de 0 °C (32 °F), al menos durante la noche, porque la energía perdida por la radiación térmica excedería la energía adquirida del gas atmosférico por contacto directo. En la zona anacústica por encima de los 160 kilómetros (99 millas), la densidad es tan baja que las interacciones moleculares son demasiado infrecuentes para permitir la transmisión del sonido.

La dinámica de la termosfera está dominada por las mareas atmosféricas, que son impulsadas predominantemente por el calentamiento diurno. Las ondas atmosféricas se disipan por encima de este nivel debido a las colisiones entre el gas neutro y el plasma ionosférico.

La termosfera está deshabitada con la excepción de la Estación Espacial Internacional, que orbita la Tierra en el medio de la termosfera entre 408 y 410 kilómetros (254 y 255 mi) y la estación espacial Tiangong, que orbita entre 340 y 450 kilómetros (210 y 280 millas).

Componentes de gases neutros

Es conveniente separar las regiones atmosféricas según los dos mínimos de temperatura a una altitud de unos 12 kilómetros (7,5 mi) (la tropopausa) ya unos 85 kilómetros (53 mi) (la mesopausa) (Figura 1). La termosfera (o atmósfera superior) es la región de altura por encima de los 85 kilómetros (53 millas), mientras que la región entre la tropopausa y la mesopausa es la atmósfera media (estratosfera y mesosfera) donde la absorción de la radiación UV solar genera el máximo de temperatura cerca de un altitud de 45 kilómetros (28 millas) y causa la capa de ozono.

La densidad de la atmósfera terrestre disminuye casi exponencialmente con la altitud. La masa total de la atmósfera es M = ρ _A H ≃ 1 kg/cm dentro de una columna de un centímetro cuadrado sobre el suelo (con ρ _A = 1,29 kg/m la densidad atmosférica en el suelo a z = 0 m de altitud, y H ≃ 8 km la altura media de la escala atmosférica). El ochenta por ciento de esa masa se concentra en la troposfera. La masa de la termosfera por encima de unos 85 kilómetros (53 millas) es solo el 0,002% de la masa total. Por lo tanto, no se puede esperar una retroalimentación energética significativa de la termosfera a las regiones atmosféricas inferiores.

La turbulencia hace que el aire dentro de las regiones atmosféricas inferiores debajo de la turbopausa a unos 110 kilómetros (68 millas) sea una mezcla de gases que no cambia su composición. Su peso molecular medio es de 29 g/mol con oxígeno molecular (O ₂) y nitrógeno (N ₂) como los dos constituyentes dominantes. Por encima de la turbopausa, sin embargo, la separación difusiva de los diversos constituyentes es significativa, de modo que cada constituyente sigue su estructura de altura barométrica con una altura de escala inversamente proporcional a su peso molecular. Los constituyentes atómicos más ligeros oxígeno (O), helio (He) e hidrógeno (H) dominan sucesivamente por encima de una altitud de unos 200 kilómetros (124 millas) y varían con la ubicación geográfica, el tiempo y la actividad solar. La relación N ₂/O, que es una medida de la densidad de electrones en la región F ionosférica, se ve muy afectado por estas variaciones. Estos cambios se derivan de la difusión de los constituyentes menores a través del componente mayoritario del gas durante los procesos dinámicos.

La termosfera contiene una concentración apreciable de sodio elemental ubicado en una banda de 10 kilómetros (6,2 millas) de espesor que se encuentra en el borde de la mesosfera, de 80 a 100 kilómetros (50 a 62 millas) sobre la superficie de la Tierra. El sodio tiene una concentración promedio de 400.000 átomos por centímetro cúbico. Esta banda se repone regularmente por la sublimación de sodio de los meteoros entrantes. Los astrónomos han comenzado a usar esta banda de sodio para crear "estrellas guía" como parte del proceso de corrección óptica para producir observaciones terrestres ultranítidas.

Entrada de energía

Presupuesto energético

La temperatura termosférica se puede determinar a partir de observaciones de densidad, así como de mediciones directas de satélite. La temperatura frente a la altitud z en la Fig. 1 se puede simular mediante el llamado perfil de Bates:

(1)

siendo T _∞ la temperatura exosférica por encima de unos 400 km de altitud, T _o = 355 K, y z _o = 120 km de temperatura y altura de referencia, y s un parámetro empírico que depende de T _∞ y decrece con T _∞. Esa fórmula se deriva de una simple ecuación de conducción de calor. Se estima una entrada de calor total de q _o ≃ 0,8 a 1,6 mW/m por encima de zo ₌ 120 km de altitud. Para obtener condiciones de equilibrio, esa entrada de calor q _o por encima de zo _se pierde en las regiones atmosféricas inferiores por conducción de calor.

La temperatura exosférica T _∞ es una medida justa de la radiación solar XUV. Dado que la emisión de radio solar F a una longitud de onda de 10,7 cm es un buen indicador de la actividad solar, se puede aplicar la fórmula empírica para condiciones magnetosféricas tranquilas.

(2)

con T _∞ en K, F _o en 10 W m Hz (el índice de Covington) un valor de F promediado durante varios ciclos solares. El índice de Covington varía típicamente entre 70 y 250 durante un ciclo solar, y nunca cae por debajo de 50. Por lo tanto, T _∞ varía entre aproximadamente 740 y 1350 K. Durante condiciones magnetosféricas muy tranquilas, la entrada de energía magnetosférica que aún fluye continuamente contribuye en aproximadamente 250 K a la temperatura residual de 500 K en la ecuación (2). El resto de 250 K en la ecuación (2) se puede atribuir a las ondas atmosféricas generadas dentro de la troposfera y disipadas dentro de la termosfera inferior.

Radiación solar XUV

Los rayos X solares y la radiación ultravioleta extrema (XUV) en longitudes de onda < 170 nm se absorben casi por completo dentro de la termosfera. Esta radiación provoca las distintas capas ionosféricas así como un aumento de temperatura a estas alturas (Figura 1). Mientras que la luz solar visible (380 a 780 nm) es casi constante con una variabilidad de no más del 0,1% de la constante solar, la radiación solar XUV es muy variable en el tiempo y el espacio. Por ejemplo, los estallidos de rayos X asociados con las erupciones solares pueden aumentar drásticamente su intensidad por encima de los niveles previos a las erupciones en muchos órdenes de magnitud durante un tiempo de decenas de minutos. En el ultravioleta extremo, la línea α de Lyman a 121,6 nm representa una fuente importante de ionización y disociación en las alturas de la capa D ionosférica.Durante los períodos de calma de la actividad solar, solo contiene más energía que el resto del espectro XUV. Los cambios cuasi-periódicos del orden del 100% o más, con períodos de 27 días y 11 años, pertenecen a las variaciones destacadas de la radiación solar XUV. Sin embargo, las fluctuaciones irregulares en todas las escalas de tiempo están presentes todo el tiempo. Durante la baja actividad solar, se cree que aproximadamente la mitad de la entrada total de energía en la termosfera es radiación solar XUV. Esa entrada de energía solar XUV ocurre solo durante el día, maximizando en el ecuador durante el equinoccio.

Viento solar

La segunda fuente de entrada de energía a la termosfera es la energía del viento solar que se transfiere a la magnetosfera mediante mecanismos que no se conocen bien. Una forma posible de transferir energía es a través de un proceso de dínamo hidrodinámico. Las partículas del viento solar penetran en las regiones polares de la magnetosfera donde las líneas del campo geomagnético se dirigen esencialmente de forma vertical. Se genera un campo eléctrico, dirigido desde el amanecer hasta el anochecer. A lo largo de las últimas líneas de campo geomagnético cerradas con sus puntos de apoyo dentro de las zonas aurorales, las corrientes eléctricas alineadas con el campo pueden fluir hacia la región de la dínamo ionosférica donde son cerradas por las corrientes eléctricas de Pedersen y Hall. Las pérdidas óhmicas de las corrientes de Pedersen calientan la termosfera inferior (ver, por ejemplo, campo de convección eléctrica magnetosférica). También, La penetración de partículas de alta energía desde la magnetosfera hacia las regiones aurorales mejora drásticamente la conductividad eléctrica, aumentando aún más las corrientes eléctricas y, por lo tanto, el calentamiento Joule. Durante la tranquila actividad magnetosférica, la magnetosfera contribuye quizás en una cuarta parte al presupuesto energético de la termosfera.Esto es aproximadamente 250 K de la temperatura exosférica en la ecuación (2). Sin embargo, durante la actividad muy grande, esta entrada de calor puede aumentar sustancialmente, por un factor de cuatro o más. Esa entrada de viento solar ocurre principalmente en las regiones aurorales durante el día y la noche.

Ondas atmosféricas

Existen dos tipos de ondas atmosféricas a gran escala dentro de la atmósfera inferior: ondas internas con longitudes de onda verticales finitas que pueden transportar la energía de las olas hacia arriba, y ondas externas con longitudes de onda infinitamente grandes que no pueden transportar la energía de las olas.Las ondas de gravedad atmosférica y la mayoría de las mareas atmosféricas generadas dentro de la troposfera pertenecen a las ondas internas. Las amplitudes de su densidad aumentan exponencialmente con la altura, de modo que en la mesopausia estas ondas se vuelven turbulentas y su energía se disipa (similar al rompimiento de las olas del océano en la costa), contribuyendo así al calentamiento de la termosfera en unos 250 K en la ecuación (2).). Por otro lado, la marea diurna fundamental etiquetada (1, −2) que es más eficientemente excitada por la radiación solar es una onda externa y juega solo un papel marginal dentro de la atmósfera baja y media. Sin embargo, a altitudes termosféricas, se convierte en la ola predominante. Impulsa la corriente cuadrada eléctrica dentro de la región de la dínamo ionosférica entre aproximadamente 100 y 200 km de altura.

El calentamiento, predominantemente por maremotos, ocurre principalmente en latitudes bajas y medias. La variabilidad de este calentamiento depende de las condiciones meteorológicas dentro de la troposfera y la atmósfera media, y no puede exceder alrededor del 50%.

Dinámica

Dentro de la termosfera por encima de una altitud de aproximadamente 150 kilómetros (93 millas), todas las ondas atmosféricas se convierten sucesivamente en ondas externas y no se ve ninguna estructura de onda vertical significativa. Los modos de onda atmosféricos degeneran a las funciones esféricas P _ncon ma número de onda meridional y n el número de onda zonal (m = 0: caudal medio zonal; m = 1: mareas diurnas; m = 2: mareas semidiurnas; etc.). La termoesfera se convierte en un sistema de oscilador amortiguado con características de filtro de paso bajo. Esto significa que las ondas de menor escala (mayor número de (n,m)) y frecuencias más altas se suprimen en favor de ondas de gran escala y frecuencias más bajas. Si se consideran perturbaciones magnetosféricas muy silenciosas y una temperatura exosférica media constante (promediada sobre la esfera), la distribución temporal y espacial observada de la distribución de temperatura exosférica puede describirse mediante una suma de funciones esféricas:

(3)

Aquí, es φ latitud, λ longitud y t tiempo, ω _a la frecuencia angular de un año, ω _d la frecuencia angular de un día solar y τ = ω _d t + λ la hora local. t _a = 21 de junio es la fecha del solsticio de verano del norte, y τ _d = 15:00 es la hora local de máxima temperatura diurna.

El primer término en (3) a la derecha es la media global de la temperatura exosférica (del orden de 1000 K). El segundo término [con P ₂ = 0.5(3 sin (φ)−1)] representa el excedente de calor en latitudes más bajas y un déficit de calor correspondiente en latitudes más altas (Fig. 2a). Un sistema de viento térmico se desarrolla con el viento hacia los polos en el nivel superior y se aleja de los polos en el nivel inferior. El coeficiente ΔT ₂ ≈ 0,004 es pequeño porque el calentamiento Joule en las regiones de la aurora compensa ese excedente de calor incluso durante condiciones magnetosféricas tranquilas. Sin embargo, durante condiciones perturbadas, ese término se vuelve dominante, cambiando de signo, de modo que ahora el excedente de calor se transporta desde los polos hacia el ecuador. El tercer término (con P ₁= sin φ) representa el excedente de calor en el hemisferio de verano y es responsable del transporte del exceso de calor del verano al hemisferio de invierno (Fig. 2b). Su amplitud relativa es del orden ΔT ₁ ≃ 0,13. El cuarto término (con P ₁ (φ) = cos φ) es la onda diurna dominante (el modo de marea (1,−2)). Es responsable del transporte del exceso de calor desde el hemisferio diurno hacia el hemisferio nocturno (Fig. 2d). Su amplitud relativa es ΔT ₁ ≃ 0,15, por lo tanto, del orden de 150 K. Se deben agregar términos adicionales (p. ej., términos semestrales, semidiurnos y de orden superior) a la ecuación (3). Sin embargo, son de menor importancia. Se pueden desarrollar sumas correspondientes para la densidad, la presión y los diversos constituyentes del gas.

Tormentas termosféricas

En contraste con la radiación XUV solar, las perturbaciones magnetosféricas, indicadas en el suelo por variaciones geomagnéticas, muestran un carácter impulsivo impredecible, desde breves perturbaciones periódicas del orden de horas hasta largas tormentas gigantes de varios días de duración. La reacción de la termosfera a una gran tormenta magnetosférica se llama tormenta termosférica. Dado que la entrada de calor a la termosfera se produce en latitudes altas (principalmente en las regiones aurorales), el transporte de calor se representa con el término P ₂en la ecuación (3) se invierte. Además, debido a la forma impulsiva de la perturbación, se generan términos de orden superior que, sin embargo, poseen tiempos de decaimiento cortos y, por lo tanto, desaparecen rápidamente. La suma de estos modos determina el "tiempo de viaje" de la perturbación a las latitudes más bajas y, por lo tanto, el tiempo de respuesta de la termosfera con respecto a la perturbación magnetosférica. Importante para el desarrollo de una tormenta ionosférica es el aumento de la relación N ₂ /O durante una tormenta termosférica en latitudes medias y altas. Un aumento de N ₂ aumenta el proceso de pérdida del plasma ionosférico y provoca por lo tanto una disminución de la densidad electrónica dentro de la capa F ionosférica (tormenta ionosférica negativa).

Cambio climático

Se ha observado una contracción de la termosfera como posible resultado en parte debido al aumento de las concentraciones de dióxido de carbono, y el enfriamiento y la contracción más intensos se producen en esa capa durante el mínimo solar. La contracción más reciente en 2008-2009 fue la más grande desde al menos 1967.