La termosfera es la capa de la atmósfera terrestre que se encuentra directamente por encima de la mesosfera y por debajo de la exosfera . En esta capa de la atmósfera, la radiación ultravioleta provoca la fotoionización /fotodisociación de las moléculas, creando iones; la termosfera constituye, por tanto, la mayor parte de la ionosfera . Su nombre deriva del griego θερμός (pronunciado thermos ), que significa calor, y comienza a unos 80 km (50 mi) sobre el nivel del mar. [1] A estas grandes altitudes, los gases atmosféricos residuales se clasifican en estratos según la masa molecular (véase turbulencia ). Las temperaturas de la termoosfera aumentan con la altitud debido a la absorción de la 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 atmosféricas de esta capa se carguen eléctricamente, lo que permite que las ondas de radio se refracten y, por lo tanto, se reciban más allá del horizonte. En la exosfera, a partir de unos 600 km (375 mi) sobre el nivel del mar, la atmósfera se transforma en espacio , aunque, según los criterios de evaluación establecidos para la definición de la línea de Kármán (100 km), la mayor parte de la termosfera es parte del espacio. La frontera entre la termosfera y la exosfera se conoce como termopausa .
El gas altamente atenuado en esta capa puede alcanzar los 2.500 °C (4.530 °F). A pesar de la alta temperatura, un observador u objeto experimentará bajas temperaturas en la termosfera, porque la densidad extremadamente baja del gas (prácticamente un vacío duro ) es insuficiente para que las moléculas conduzcan el calor. Un termómetro normal leerá significativamente por debajo de 0 °C (32 °F), al menos por 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 mi), 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 centro de la termosfera entre 408 y 410 kilómetros (254 y 255 millas) y la estación espacial Tiangong , que orbita entre 340 y 450 kilómetros (210 y 280 millas).
Es conveniente separar las regiones atmosféricas según los dos mínimos de temperatura a una altitud de unos 12 kilómetros (7,5 mi) (la tropopausa ) y a unos 85 kilómetros (53 mi) (la mesopausia ) (Figura 1). La termosfera (o la atmósfera superior) es la región de altura por encima de los 85 kilómetros (53 mi), mientras que la región entre la tropopausa y la mesopausia es la atmósfera media ( estratosfera y mesosfera ) donde la absorción de la radiación UV solar genera el máximo de temperatura cerca de una altitud de 45 kilómetros (28 mi) 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 2 dentro de una columna de un centímetro cuadrado por encima del suelo (siendo ρ A = 1,29 kg/m 3 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 mi) 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 por debajo de la turbopausa a unos 90 kilómetros (56 mi) sea una mezcla de gases que no cambia su composición. Su peso molecular medio es de 29 g/mol con oxígeno molecular (O2 ) y nitrógeno (N2 ) 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 más ligeros, el oxígeno atómico (O), el helio (He) y el hidrógeno (H), dominan sucesivamente por encima de una altitud de unos 200 kilómetros (124 mi) y varían con la ubicación geográfica, el tiempo y la actividad solar. La relación N2 / O, que es una medida de la densidad electrónica en la región ionosférica F, se ve muy afectada por estas variaciones. [2] Estos cambios se derivan de la difusión de los constituyentes menores a través del componente gaseoso principal durante los procesos dinámicos.
La termosfera contiene una concentración apreciable de sodio elemental , que se encuentra en una banda de 10 kilómetros de espesor que se encuentra en el borde de la mesosfera, a una distancia de entre 80 y 100 kilómetros por encima de la superficie de la Tierra. El sodio tiene una concentración media de 400.000 átomos por centímetro cúbico. Esta banda se repone periódicamente mediante la sublimación del sodio de los meteoritos que se aproximan. Los astrónomos han comenzado a utilizar esta banda de sodio para crear " estrellas guía " como parte del proceso de corrección óptica para producir observaciones terrestres de gran nitidez. [3]
La temperatura termosférica se puede determinar a partir de observaciones de densidad y de mediciones satelitales directas. La temperatura en función de la altitud z en la figura 1 se puede simular mediante el llamado perfil de Bates : [4]
(1)
con 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 disminuye con T ∞ . Esa fórmula se deriva de una ecuación simple de conducción de calor. Se estima una entrada total de calor de q o ≃ 0,8 a 1,6 mW/m 2 por encima de z o = 120 km de altitud. Para obtener condiciones de equilibrio, esa entrada de calor q o por encima de z o se pierde hacia las regiones atmosféricas inferiores por conducción de calor.
La temperatura exosférica T ∞ es una medida adecuada de la radiación solar XUV. Dado que la emisión de radio solar F en 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. [5]
(2)
con T ∞ en K, F o en 10 −2 W m −2 Hz −1 (el índice de Covington) un valor de F promediado a lo largo de varios ciclos solares. El índice de Covington varía típicamente entre 70 y 250 durante un ciclo solar, y nunca cae por debajo de aproximadamente 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.
La radiación solar de rayos X y ultravioleta extrema (XUV) en longitudes de onda < 170 nm es absorbida casi completamente dentro de la termosfera. Esta radiación causa las diversas 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 de aproximadamente el 0,1% de la constante solar , [6] la radiación solar XUV es altamente variable en el tiempo y el espacio. Por ejemplo, las ráfagas de rayos X asociadas con las erupciones solares pueden aumentar drásticamente su intensidad sobre los niveles previos a la llamarada 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 a alturas de la capa D de la ionosfera. [7] Durante los períodos tranquilos de actividad solar , por sí sola 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 prominentes de la radiación solar XUV. Sin embargo, las fluctuaciones irregulares en todas las escalas de tiempo están presentes todo el tiempo. [8] Durante la baja actividad solar, se cree que aproximadamente la mitad de la entrada total de energía a la termosfera es radiación solar XUV. Esa entrada de energía solar XUV ocurre solo durante las condiciones diurnas, y se maximiza en el ecuador durante el equinoccio .
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 comprenden bien. Una forma posible de transferir energía es mediante un proceso de dinamo hidrodinámico. Las partículas del viento solar penetran en las regiones polares de la magnetosfera, donde las líneas del campo geomagnético están dirigidas 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 dinamo ionosférica , donde son cerradas por las corrientes eléctricas de Pedersen y Hall . Las pérdidas óhmicas de las corrientes de Pedersen calientan la termosfera inferior (véase, por ejemplo, el campo de convección eléctrica magnetosférico ). Además, la penetración de partículas de alta energía desde la magnetosfera en las regiones aurorales mejora drásticamente la conductividad eléctrica, aumentando aún más las corrientes eléctricas y, por lo tanto, el calentamiento Joule . Durante la actividad magnetosférica tranquila, la magnetosfera contribuye quizás en una cuarta parte del presupuesto energético de la termosfera. [9] Esto equivale aproximadamente a 250 K de la temperatura exosférica de la ecuación (2). Sin embargo, durante la actividad muy intensa, este aporte de calor puede aumentar sustancialmente, por un factor de cuatro o más. Ese aporte de viento solar se produce principalmente en las regiones aurorales tanto de día como de noche.
Existen dos tipos de ondas atmosféricas a gran escala en la atmósfera inferior: las ondas internas con longitudes de onda verticales finitas que pueden transportar energía de las olas hacia arriba, y las ondas externas con longitudes de onda infinitamente grandes que no pueden transportar energía de las olas. [10] Las ondas de gravedad atmosféricas y la mayoría de las mareas atmosféricas generadas dentro de la troposfera pertenecen a las ondas internas. Sus amplitudes de densidad aumentan exponencialmente con la altura, de modo que en la mesopausia estas ondas se vuelven turbulentas y su energía se disipa (similar a la ruptura 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 excitada de manera más eficiente por la irradiancia solar es una onda externa y desempeña solo un papel marginal dentro de la atmósfera inferior y media. Sin embargo, a altitudes termosféricas, se convierte en la onda predominante. Impulsa la corriente eléctrica Sq dentro de la región de dinamo ionosférica entre aproximadamente 100 y 200 km de altura.
El calentamiento, causado principalmente por maremotos, se produce sobre todo en latitudes bajas y medias. La variabilidad de este calentamiento depende de las condiciones meteorológicas en la troposfera y la atmósfera media, y no puede superar el 50%.
Dentro de la termosfera, por encima de una altitud de unos 150 kilómetros (93 mi), todas las ondas atmosféricas se convierten sucesivamente en ondas externas, y no se observa ninguna estructura de onda vertical significativa. Los modos de onda atmosféricos degeneran en las funciones esféricas P n m con ma número de onda meridional y n el número de onda zonal (m = 0: flujo medio zonal; m = 1: mareas diurnas; m = 2: mareas semidiurnas; etc.). La termosfera se convierte en un sistema oscilador amortiguado con características de filtro de paso bajo. Esto significa que las ondas de menor escala (mayor número de (n,m)) y las frecuencias más altas se suprimen en favor de las ondas de gran escala y las frecuencias más bajas. Si se consideran perturbaciones magnetosféricas muy tranquilas y una temperatura exosférica media constante (promediada sobre la esfera), la distribución temporal y espacial observada de la distribución de la temperatura exosférica se puede describir mediante una suma de funciones esféricas: [11]
(3)
Aquí, son 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 la temperatura diurna máxima.
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 = 0,5(3 sen 2 (φ)−1)] representa el excedente de calor en latitudes más bajas y un déficit de calor correspondiente en latitudes más altas (Fig. 2a). Se desarrolla un sistema de viento térmico con el viento hacia los polos en el nivel superior y vientos que se alejan de los polos en el nivel inferior. El coeficiente ΔT 2 0 ≈ 0,004 es pequeño porque el calentamiento Joule en las regiones de 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 hasta el ecuador. El tercer término (con P 1 0 = sen φ) representa el excedente de calor en el hemisferio de verano y es responsable del transporte del exceso de calor desde el hemisferio de verano al hemisferio de invierno (Fig. 2b). Su amplitud relativa es del orden de ΔT 1 0 ≃ 0,13. El cuarto término (con P 1 1 (φ) = cos φ) es la onda diurna dominante (el modo de marea (1,−2)). Es responsable del transporte del exceso de calor del hemisferio diurno al hemisferio nocturno (Fig. 2d). Su amplitud relativa es ΔT 1 1 ≃ 0,15, es decir, del orden de 150 K. Se deben añadir términos adicionales (por ejemplo, términos semestrales, semidiurnos y términos 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. [5] [12]
A diferencia de la radiación solar XUV, las perturbaciones magnetosféricas, indicadas en la superficie por variaciones geomagnéticas, muestran un carácter impulsivo impredecible, desde perturbaciones periódicas breves del orden de horas hasta tormentas gigantes de larga duración de varios días. La reacción de la termosfera a una gran tormenta magnetosférica se denomina tormenta termosférica. Dado que la entrada de calor en la termosfera se produce en latitudes altas (principalmente en las regiones aurorales), el transporte de calor representado por el término P 2 0 en 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 inferiores 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. [13] Un aumento de N 2 incrementa el proceso de pérdida del plasma ionosférico y provoca por tanto una disminución de la densidad de electrones dentro de la capa F ionosférica (tormenta ionosférica negativa).
Se ha observado una contracción de la termosfera como posible resultado, en parte, del aumento de las concentraciones de dióxido de carbono; el enfriamiento y la contracción más fuertes se produjeron en esa capa durante el mínimo solar . La contracción más reciente, en 2008-2009, fue la mayor desde al menos 1967. [14] [15] [16]
![{\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 \}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/661329a03c1ca2879f02d6d3ea6b0097c091dafa)
