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Thermosphäre
Die Gesamtmasse M der Atmosphäre innerhalb einer vertikalen Säule von einem Quadratmeter Querschnittsfläche A oberhalb der Erdoberfläche beträgt: M A = ρ A …
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Lage, Bedeutung und grundlegende Eigenschaften
Die Thermosphäre ist der Höhenbereich der Erdatmosphäre, in dem die Temperatur oberhalb der Ozonschicht wieder mit der Höhe zunimmt. Ihre Untergrenze bildet die Mesopause, ein deutliches Temperaturminimum in 80–100 km Höhe. Der stärkste Temperaturanstieg tritt bei etwa 120 km auf. In ungefähr 500–600 km Höhe wird die stark schwankende Neutralteilchentemperatur der Exosphäre erreicht.
Die Thermosphäre überlappt weitgehend mit der Ionosphäre, also dem Bereich mit einer bedeutenden Konzentration elektrisch geladener Teilchen. Der Ionisationsgrad nähert sich zwar erst in der Exosphäre dem Wert 1, die Elektronendichte erreicht ihr Maximum aber ungefähr in der Mitte der Thermosphäre. Vorgänge in diesem Gebiet sind unter anderem für die Absorption energiereicher Sonnenstrahlung, den Wärmehaushalt, die Ionosphärenschichten und den Luftwiderstand auf niedrigen Satellitenbahnen wichtig.
Schon an der Mesopause sind Druck und Dichte etwa fünf Größenordnungen geringer als am Erdboden. Dort beginnen Meteore zu leuchten und Raumfahrzeuge ihren Wiedereintritt. Innerhalb der Thermosphäre sinkt die Dichte um weitere sieben Größenordnungen. In ihrem oberen Teil befinden sich bereits niedrige Satellitenbahnen. Der Bereich von rund 100 bis 200 km wird gelegentlich als „Ignorosphäre“ bezeichnet, weil er für Ballons zu hoch und für Satelliten zu niedrig liegt und deshalb weniger gut erforscht ist.
Druck, Dichte und Zusammensetzung
Luftdruck und Gasdichte nehmen in der Thermosphäre nahezu exponentiell mit der Höhe ab. Wegen der steigenden Temperatur und der sich verändernden chemischen Zusammensetzung geschieht dies jedoch langsamer als in tieferen Atmosphärenschichten. Im oberen Bereich folgt der Druck grob einer aus der barometrischen Höhenformel abgeleiteten Exponentialfunktion.
Für eine vertikale Luftsäule mit der Querschnittsfläche A beträgt die gesamte Atmosphärenmasse M pro Fläche:
M/A = ρ_A · H ≈ 10⁴ kg/m²,
wobei ρ_A = 1,29 kg/m³ die Atmosphärendichte am Erdboden bei z = 0 m und H ≃ 8 km die mittlere Skalenhöhe der unteren Atmosphäre ist. Die Skalenhöhe beschreibt, über welche charakteristische Höhenspanne die Dichte stark abnimmt. Rund 80 % der Atmosphärenmasse liegen bereits in der Troposphäre; auf die Thermosphäre entfallen nur etwa 0,002 %. Daher wird kein messbarer Einfluss der Thermosphäre auf die unteren Atmosphärenschichten erwartet.
Trotz der sehr geringen Dichte wirkt der Luftwiderstand langfristig auf Satelliten. Die Internationale Raumstation ISS in etwa 350 km Höhe würde ohne regelmäßige Bahnanhebungen durch Raketentriebwerke innerhalb weniger Jahre so viel Höhe verlieren, dass sie auf die Erde stürzte.
Solare Röntgen-, Ultraviolett- und Korpuskularstrahlung dissoziiert Gasmoleküle, zerlegt sie also, und ionisiert sie durch Bildung geladener Teilchen. Das Gas besteht deshalb aus Ionen, Elektronen und neutralen Teilchen und liegt teilweise als Plasma vor. Mit der Höhe nimmt die Strahlungsintensität zu, während die Rekombinationsrate, also die Wiedervereinigung geladener Teilchen, sinkt. Dadurch steigt der Ionisationsgrad und die mittlere Teilchenmasse nimmt ab. Leichte Teilchen bewegen sich bei gleicher Temperatur außerdem schneller und werden weniger stark durch die Gravitation gebunden.
Unterhalb der Turbopause in etwa 110 km Höhe hält Turbulenz das Neutralgas als Mischung mit konstanter molarer Masse zusammen. Oberhalb davon beginnt die Entmischung durch Diffusion. Da die Skalenhöhe eines Bestandteils umgekehrt proportional zu seiner Molmasse ist, dominieren oberhalb von etwa 200 km nacheinander leichtere Bestandteile: atomarer Sauerstoff O, Helium He und Wasserstoff H. Die mittlere Skalenhöhe ist dort fast zehnmal so groß wie in den unteren Atmosphärenschichten. Die Zusammensetzung hängt von geographischer Lage, Tages- und Jahreszeit, Sonnenaktivität und geomagnetischen Schwankungen ab.
Temperaturprofil und Energiehaushalt
Die Temperatur T lässt sich aus Messungen der Gasdichte oder unmittelbar durch Satelliten bestimmen. Ihr Höhenprofil wird gut durch das Bates-Profil beschrieben:
T = T_∞ − (T_∞ − T_o) · 1/e^[s(z−z_o)].
Dabei ist T_∞ die global gemittelte exosphärische Temperatur oberhalb von etwa 400 km, T_o = 355 K die Referenztemperatur, z_o = 120 km die Referenzhöhe und s ein empirischer Parameter, der mit T_∞ abnimmt. Aus dem Profil ergibt sich oberhalb von z_o eine Wärmezufuhr q_o ≃ 0,8 bis 1,6 mW/m². Diese Wärme wird durch Wärmeleitung an tiefere Atmosphärenschichten abgegeben.
Die mit der Höhe konstante Exosphärentemperatur T_∞ ist ein Maß für die solare Röntgen- und extreme Ultraviolettstrahlung, zusammen XUV-Strahlung. Als Indikator der Sonnenaktivität dient die solare Radiostrahlung F bei 10,7 cm. Unter geomagnetisch ruhigen Bedingungen gilt empirisch:
T_∞ ≈ 500 + 3,4 · F_o.
T_∞ wird in Kelvin angegeben; F_o ist der über einen Monat gemittelte Covington-Index in 10⁻² W/(m²·Hz). Im 11-jährigen Sonnenfleckenzyklus schwankt dieser Index gewöhnlich zwischen etwa 70 und 250 und fällt nie unter 50. Entsprechend variiert T_∞ selbst bei geomagnetisch ruhigen Bedingungen ungefähr zwischen 740 und 1350 K. Die residualen 500 K der Gleichung stammen etwa zur Hälfte aus der Magnetosphäre und zur Hälfte aus atmosphärischen Wellen, die aus der Troposphäre aufsteigen und in der unteren Thermosphäre dissipiert, also in Wärme umgewandelt werden.
Energiequellen und atmosphärische Bewegung
Die wichtigste direkte Wärmequelle ist die solare XUV-Strahlung mit Wellenlängen unter 170 nm, die in der Thermosphäre nahezu vollständig absorbiert wird. Sie ionisiert einen Teil des Neutralgases und trägt so zur Entstehung der Ionosphärenschichten bei. Während die sichtbare Sonnenstrahlung von 380 bis 780 nm um weniger als 0,1 % schwankt, ist die XUV-Strahlung stark veränderlich. Mit Sonneneruptionen verbundene Röntgenstrahlung kann innerhalb weniger Minuten drastisch zunehmen. Bedeutende regelmäßige Schwankungen besitzen Perioden von 27 Tagen und 11 Jahren; zusätzlich treten unregelmäßige Schwankungen auf allen Zeitskalen auf. Bei ruhiger Magnetosphäre liefert die XUV-Strahlung tagsüber, mit einem Maximum nahe dem Äquator, ungefähr die Hälfte der Energiezufuhr beziehungsweise einen Beitrag von etwa 500 K.
Eine zweite Quelle ist Energie aus der Magnetosphäre, die aus deren Wechselwirkung mit dem solaren Wind stammt. Der genaue Übertragungsmechanismus ist nicht vollständig geklärt. Als Möglichkeit wird ein hydromagnetischer Prozess beschrieben: Sonnenwindteilchen dringen in polare Gebiete der Magnetosphäre ein und erzeugen ein vom Morgen zum Abend gerichtetes elektrisches Feld. Elektrische Ströme können entlang der letzten geschlossenen Erdmagnetfeldlinien in die ionosphärische Dynamoschicht fließen. Dort verlaufen Pedersen- und Hall-Ströme in zwei engen Strombändern zur Abendseite und zurück zur Magnetosphäre. Ohmsche Verluste der Pedersenströme erwärmen besonders die Polarlichtzonen. Bei Störungen erhöhen zusätzlich eindringende hochenergetische geladene Teilchen die Leitfähigkeit und verstärken die Ströme; am Boden zeigt sich dies als Polarlicht. Bei geringer Aktivität entspricht diese Energiezufuhr etwa 250 K beziehungsweise einem Viertel des Gesamtbudgets. Unter extremen Bedingungen kann sie den XUV-Einfluss weit übertreffen.
Aus der unteren Atmosphäre gelangen außerdem interne atmosphärische Wellen nach oben. Sie besitzen endliche vertikale Wellenlängen, transportieren Energie und wachsen in ihrer Amplitude exponentiell mit der Höhe. Dazu gehören viele Gezeiten- und Schwerewellen. Spätestens um 100 km werden sie durch Turbulenz zerstört; ihre Energie wird zu Wärme und trägt etwa 250 K bei. Externe Wellen besitzen dagegen unendlich große vertikale Wellenlängen, transportieren keine Wellenenergie und nehmen außerhalb ihres Quellengebiets exponentiell ab. Die ganztägige Gezeitenwelle (1,−2) ist in der unteren Atmosphäre wenig bedeutend, wird aber in der Thermosphäre dominant und treibt zwischen etwa 100 und 200 km den elektrischen Sq-Strom an. Die wellenbedingte Erwärmung erfolgt überwiegend auf der Tagesseite in niedrigen und mittleren Breiten; ihre meteorologisch bedingte Veränderlichkeit überschreitet selten 50 %.
Oberhalb von etwa 150 km gehen alle atmosphärischen Wellen in externe Wellen über. Die Thermosphäre wirkt näherungsweise wie ein gedämpftes Oszillatorsystem mit Tiefpasswirkung: Kleinskalige Wellen werden stärker unterdrückt als großskalige. Wärmeausgleichende Windsysteme transportieren Energie zwischen niedrigen und hohen Breiten, zwischen Sommer- und Winterhalbkugel sowie von der Tag- zur Nachtseite. Die zugehörigen relativen Temperaturamplituden betragen ungefähr ΔT₂⁰ ≈ 0,004, ΔT₁⁰ ≃ 0,13 und ΔT₁¹ ≃ 0,15. Die global gemittelte Exosphärentemperatur liegt dabei in der Größenordnung von 1000 K. Das jahreszeitliche Maximum ist auf den 21. Juni bezogen; für die dominante ganztägige Komponente liegt die Lokalzeit des maximalen Windes bei 15:00 Uhr.
Erforschung und Stürme
Vor Beginn der Weltraumforschung gab es oberhalb von 70 km nur indirekte Messinformationen. An verschiedenen Ionosphärenschichten reflektierte und gedämpfte elektromagnetische Wellen unterhalb des VHF-Bereichs von 30–300 MHz ließen sich am Boden untersuchen. Ihre Ausbreitung hängt von Frequenz, Tages- und Jahreszeit sowie Sonnenaktivität ab. Außerdem wurden Schwankungen des Erdmagnetfelds elektrischen Strömen in Ionosphäre und Magnetosphäre zugeordnet.
Nach dem Start des russischen Satelliten Sputnik konnte man erstmals die Abbremsung seiner Umlaufbewegung systematisch über den Dopplereffekt des Satellitensignals bestimmen. Daraus ließen sich Luftdichte sowie zeitliche und örtliche Veränderungen der Hochatmosphäre ableiten. An diesen frühen Messungen waren vor allem Luigi Giuseppe Jacchia, Jack W. Slowey, Desmond King-Hele, Wolfgang Priester und Hans-Karl Paetzold beteiligt. Heute messen zahlreiche Satelliten die verschiedenen Gasbestandteile direkt.
Magnetosphärische Störungen schwanken wesentlich stärker als die solare XUV-Strahlung, dauern von Minuten bis zu mehreren Tagen und sind schwer vorherzusagen. Die Reaktion der Thermosphäre auf einen starken Magnetosphärensturm heißt Thermosphärensturm. Weil die zusätzliche Energie hauptsächlich in hohen Breiten und besonders in den Polarlichtzonen eingetragen wird, kehrt sich die übliche Richtung des großräumigen Wärmetransports um: Wärme strömt nun von den Polargebieten in niedrigere Breiten. Zusätzliche räumliche Störungskomponenten klingen rasch ab; ihre Summe bestimmt die Ausbreitungs- und Reaktionszeit von hohen zu niedrigen Breiten.
Gleichzeitig kann ein Ionosphärensturm auftreten. Entscheidend ist dabei das Dichteverhältnis von molekularem Stickstoff N₂ zu atomarem Sauerstoff O. Eine Zunahme der N₂-Dichte verstärkt die Verlustprozesse des ionosphärischen Plasmas und verringert dadurch die Elektronendichte in der ionosphärischen F-Schicht. Dies wird als negativer Ionosphärensturm bezeichnet.
