Ionosphäre


Ionosphäre
Beziehung von Ionosphäre und Erdatmosphäre
Elektronendichte und Ionenzusammensetzung in den oberen Ionosphärenschichten
Detailansicht von Atmosphäre und Ionosphäre mit der Verteilung von Temperatur, Druck, Dichte und Elektronenkonzentration

Die Ionosphäre (von altgr. ἰών bzw. ἰόν ión, „gehend“ und gr. σφαίρα, sfära „Kugel“) ist jener Teil der Atmosphäre eines Himmelskörpers, der große Mengen von Ionen und freien Elektronen enthält.

Bei den Planeten des Sonnensystems macht die Ionosphäre jeweils den Großteil der Hochatmosphäre aus. Die Ionisation der Gasmoleküle erfolgt durch energiereiche Anteile der Sonnenstrahlung (harte Ultraviolett- und Röntgenstrahlung). Das physikalische Gegenstück der Ionosphäre ist die Neutrosphäre, die nicht durch solare Aktivitäten ionisiert wird.

Die Ionosphäre der Erde beginnt oberhalb der Mesosphäre bei einer Höhe von ungefähr 80 km, erreicht ihr Ladungsmaximum bei etwa 300 km und geht letztlich in den interplanetaren Raum über. [1] Sie liegt somit größtenteils innerhalb der Thermosphäre, mit der sie oft fälschlich gleichgesetzt wird. Ihre praktische Bedeutung erlangt sie für den weltweiten Funkverkehr, weil sie kurze Funkwellen reflektiert.

Eine „harte“ obere Begrenzung der Ionosphäre existiert nicht, da die Abnahme der Atmosphärendichte und hiermit die Anzahl der möglichen Ladungsträger mit zunehmender Höhe immer langsamer erfolgt. Die Ionosphäre geht letztendlich in die Plasmasphäre über, in der nahezu alle vorhandenen Teilchen ionisiert sind. Als Grenze zwischen Ionosphäre und Plasmasphäre kann die sogenannte Übergangshöhe in einer Höhe von 1000 km betrachtet werden.[2]

Inhaltsverzeichnis

Entstehung der Ionosphäre

Der tangentiale Blick auf das Polarlicht veranschaulicht die Höhenabhängigkeit des Energieeintrags in die Atmosphäre durch Korpuskularstrahlung.

Die Ionosphäre entsteht durch solare Strahlungseinflüsse, sowohl in elektromagnetischer Form (insbesondere Ultraviolett- und Röntgenstrahlung) als auch als Teilchenstrahlung (Korpuskularstrahlung) hauptsächlich in Form von Protonen. Jedoch leisten die kosmische Hintergrundstrahlung und Meteoritenströme, die pausenlos in der Erdatmosphäre verglühen, ebenfalls einen gewissen Beitrag zur Ionisation. Durch die solare Strahlungsenergie werden Valenzelektronen von den Atomen gelöst: Es entstehen positive Ionen und freie Elektronen und somit ein elektrisch geladener Bereich der Atmosphäre. Ein ionisiertes Gas wird auch als Plasma bezeichnet. In einem Plasma werden die freien Elektronen von den positiven Ionen angezogen, sind jedoch zu energiereich, um in einem elektrisch neutralen Molekül dauerhaft gebunden zu bleiben.

Der Elektronengehalt (TEC) der Ionosphäre am 12. Februar 2007 um 09:00 UT = 10:00 MEZ

Dringen die Ultraviolett- und Röntgenstrahlung in die obere Erdatmosphäre ein, ist die Strahlung am energiereichsten, trifft jedoch nur auf wenige ionisierbare Gasmoleküle. Je dichter die Atmosphäre wird, desto mehr Energie wird an die umgebende Materie abgegeben und desto größer ist die dortige Ionisation. Zwei Faktoren wirken jedoch der Ionisation entgegen: Zum einen nimmt durch die Energieabgabe die für tiefere Schichten verfügbare Menge ab, zum anderen verringert sich durch die Zunahme der Atmosphärendichte die mittlere freie Weglänge einzelner Gasteilchen, was zu einer stärkeren Rekombination führt. Der Gleichgewichtszustand der beiden gegenläufigen Prozesse Ionisation und Rekombination bestimmt den Grad der Ionisation für den gegebenen Ort zur gegebenen Zeit.

Diesbezüglich lassen sich zwei extremale Zustände unterscheiden, die sich jeweils durch fehlende Ionisation auszeichnen: "Maximale Strahlungsenergie, minimale Teilchenzahl" (Exosphäre) und "Minimale Strahlungsenergie, maximale Teilchenzahl" (Neutrosphäre). Zwischen diesen beiden Zuständen bildet sich gemäß der vorgehenden Beschreibung eine theoretische Zone maximaler Elektronendichte, die nach Sydney Chapman als Chapman-Schicht bezeichnet wird.

Die Höhe der Chapman-Schicht ist von zwei Faktoren abhängig. Zum einen von der Dichte-Höhen-Verteilung in der Atmosphäre und zum anderen von ihrer Fähigkeit, die solare Strahlung zu absorbieren. Die in der Atmosphäre vorhandenen Atom- und Molekülarten absorbieren Energie in einer für sie jeweils spezifischen Wellenlänge. Somit erfolgt die Energieabsorption gemäß der Verteilung dieser Teilchen in der Atmosphäre. Die Intensität der solaren Strahlung beeinflusst nicht die Höhe der Chapman-Schicht, nur deren Intensität (Elektronendichte).

Der Grad der Ionisation hängt primär von der Sonnenaktivität ab. Folglich gibt es eine diurnale (tägliche), einen saisonale (jahreszeitliche) und eine geographische (örtliche) Abhängigkeit. Des Weiteren unterliegt die Sonnenaktivität dem elfjährigen Sonnenfleckenzyklus. Sonderfaktoren wie Sonnenstürme spielen eine weitere Rolle.

Weiteren Einfluss auf Form und Ladung der Ionosphäre hat sowohl die Unipolarinduktion der sich drehenden Erde im Erdmagnetfeld als auch der Skin-Effekt.

Die Ionosphärenschichten

Aufbau der Ionosphäre in Abhängigkeit von der Jahres- und Tageszeit.
Elektronendichte innerhalb der Ionosphäre auf der Tagseite der Erde mit den Ionisationsmaxima der D-, E- und F-Schicht

Innerhalb der Ionosphäre existieren drei lokale Ionisationsmaxima, weswegen sie in drei Schichten unterteilt wird: die D-, E- und F-Schicht.

Aufbau der Ionosphärenschichten[3]
Schicht Höhe Bemerkung
D ca. 70…90 km tagsüber vorhanden, Ionisation entsprechend dem Sonnenstand
E ca. 110…130 km tagsüber vorhanden, Ionisation entsprechend dem Sonnenstand
Es ca. 110 km dünn,oft lückenhaft,sporadisch, bevorzugt im Sommer
F1 ca. 200 km tagsüber vorhanden, geht nachts mit F2-Schicht zusammen
F2 ca. 250…400 km Tag und Nacht vorhanden


Ionisationsmaxima entstehen durch Energieabsorption an bestimmten Gasteilchenarten. Ab einer Höhe von 100 km ist die Durchmischung der Luft zu einer Gleichverteilung der Gase nicht mehr ausreichend, es stellt sich eine heterogene Verteilung ein. Dieser Bereich wird als Heterosphäre bezeichnet. Da die Energieabsorption an das Vorhandensein bestimmter Gasteilchen gebunden ist, erfolgt die Energieabgabe bevorzugt in Lagen mit hoher Konzentration der korrespondierenden Teilchenart.

Atomare Prozesse in der Ionosphäre[4]
Ionisation
Photo- h \, \nu + O_2 \Rightarrow O_2^+ + e^-
h \, \nu + O \Rightarrow O^+ + e^-
h \, \nu + N_2 \Rightarrow N_2^+ + e^-
( N_2^+ + O \Rightarrow {NO}^+ + N )
Elektronenstoss- e^- + O \Rightarrow O^+ + 2{e^-}
Ladungsaustausch
  H + O^+ \Rightarrow H^+ + O
O_2 + O^+ \Rightarrow O_2^+ + O
Rekombination
dissoziative- O_2^+ + e^- \Rightarrow 2{O}
{NO}^+ + e^- \Rightarrow N + O
( radiative- O^+ + e^- \Rightarrow O + h \, \nu )

Die D-Schicht

Die D-Schicht ist die der Erde am nächsten gelegene Schicht und existiert nur am Tage in einem Höhenbereich zwischen 70 und 90 km. Ionisation findet durch Strahlung der Lyman-α-Serie bei 121,6 nm statt, die von Stickstoffmonoxid (NO) absorbiert wird. In Zeiten mit ausreichend hoher Sonnenfleckenzahl ionisieren zusätzlich harte Röntgenstrahlen (Wellenlänge < 1 nm) die Luftmoleküle (N2, O2). In der Nacht verbleibt durch die kosmische Strahlung eine geringe Restionisation.

Wegen der hohen Luftdichte ist einerseits die Rekombination groß, weswegen sich die Schicht bei Sonnenuntergang binnen weniger Minuten nahezu auflöst, andererseits ist die Kollisionsfrequenz zwischen Elektronen und anderen Teilchen während des Tages sehr hoch (ca. 10 Millionen Kollisionen pro Sekunde). Dies bedeutet für Radiowellen eine starke Dämpfung, die mit wachsender Wellenlänge zunimmt. Im Fernverkehr verhindert dies eine Nutzung der Raumwelle auf Funkfrequenzen kleiner als 10 MHz.

Die E-Schicht

Die E-Schicht ist die mittlere Ionosphärenschicht, die sich in einer Höhe zwischen 90 und 130 km ausbildet. Ionisation findet auf Grund weicher Röntgenstrahlung (Wellenlänge 1–10 nm) und ultravioletter Strahlung (zwischen 80 und 102.7 nm)[2] an atomarem Sauerstoff (O) sowie Stickstoff- und Sauerstoffmolekülen (N2, O2) statt. Sie weist eine mittlere Elektronenkonzentration von etwa 100.000 je cm3 auf. Dies entspricht einer Ionisation von nur 0,1 % der vorhandenen Atome.[3]

Die E-Schicht bildet sich auf der Tagseite der Erde aus, erreicht ihr Ionisationsmaximum in der Mittagszeit und verschwindet nach Sonnenuntergang innerhalb einer Stunde fast vollständig. Im Sonnenfleckenmaximum liegt die Schicht höher als im Minimum. Innerhalb der E-Schicht kommt es häufig, aber nicht regelmäßig, zu starken lokalen Ionisationen in einer nur wenige km dicken Schicht, die als sporadische E-Schicht bezeichnet wird.

Für Kurzwellen ist Spiegelung an der E-Schicht höchstens im Nahverkehr interessant, da ihre kritische Frequenz nur zwischen 2 und 4 MHz liegt.[3]

Die E-Schicht wird auch als Kennelly-Heaviside-Schicht bezeichnet, oder kürzer als Heaviside-Schicht. Die Bezeichnung geht zurück auf Arthur Edwin Kennelly und Oliver Heaviside, die unabhängig voneinander nahezu gleichzeitig im Jahr 1902 ihre Existenz vorhersagten. Nachgewiesen wurde die E-Schicht als erste der Ionosphärenschichten im Jahr 1924 von Edward Victor Appleton, der sie 1927 erstmalig als E(lektrische)-Schicht bezeichnete. Die später entdeckten, weiteren Schichten wurde gemäß ihrer relativen Höhenlage dann als D- und F-Schicht bezeichnet.[5] (Siehe auch Geschichtliches).

Die F-Schicht

Die F-Schicht liegt mit 200 bis 400 km am höchsten und ist die am stärksten ionisierte Schicht. Sie wird durch extreme ultraviolette Strahlung (EUV, Wellenlänge 14 bis 80 nm) ionisiert, die auf atomaren Sauerstoff oder Stickstoff-Moleküle trifft.[2] Sie ist eine breite Region mit maximaler Ionisation von bis zu einer Million freier Elektronen je cm3.[3]

Vergleich der Häufigkeit der beiden Elektronenstoßarten: elastische Coulomb-Stöße und inelastische Neutralen-Stöße

In der F-Schicht finden Elektronenstöße größtenteils elastisch (berührungslos) mit positiven Ionen statt, was als Coulomb-Stoß bezeichnet wird. Dahingegen überwiegen in den dichteren D- und E-Schichten unelastische Stöße von Elektronen mit dem Neutralgas. Damit stellt die Ionosphäre der Erde eine Ausnahme dar – in den meisten astrophysikalischen Plasmen überwiegen die Coulomb-Stöße.

Die F-Schicht besteht auch nachts weiter, da die freien Elektronen wegen der großen mittleren freien Weglänge nur sehr langsam rekombinieren. Am Tage zeigt sich im Profil der F-Schicht häufig eine Verformung. die sogenannte F1-Schicht, der Gipfel des Profils liegt aber in der F2-Schicht. Die F1-Schicht ist der Ort größter Ionenproduktion, die ohne Sonneneinstrahlung stark zurückgeht. Die stärkste Ionenkonzentration dagegen findet sich in der F2-Schicht aufgrund der dort schwächeren Rekombination.[6] Die F1-Schicht, die nur bei Tag erscheint, befindet sich in einem photochemischen Gleichgewicht, in dem die Verluste durch schnell verlaufende Rekombination geschehen. Dahingegen ist der vorwiegende Verlustprozess in der F2-Schicht mit der Umwandlung von O+-Ionen in NO+- und O2+-Ionen verknüpft. Dieser Verlustprozess verläuft langsamer. [7] Im Sommer liegt der Gipfel der F2-Schicht höher als im Winter. Für Kurzwellen ist sie die wichtigste Schicht, weil Fern-Funkverkehr nur durch wiederholte Reflexion an dieser Schicht zustande kommt.

Die F-Schicht wird auch als Appleton-Schicht bezeichnet. Die Bezeichnung geht zurück auf Edward Victor Appleton, der 1924 die Existenz der Kennelly-Heaviside-Schicht nachweisen konnte (siehe auch Geschichtliches).

Nutzung der Ionosphäre

Bodenwelle und eine an der Ionosphäre reflektierte Raumwelle (mit Multi-Hop)

Funkwellen

Elektromagnetische Wellen, insbesondere im Bereich der Radiowellen, regen die freien Elektronen der Ionosphäre zum Mitschwingen an. Mit einer Phasenverschiebung strahlen diese als Dipolstrahler mit gleicher Frequenz. In der Summe ergibt sich eine Zunahme der Wellenlänge und eine Brechung weg vom Lot: Die Ionosphäre ist ein optisch dünneres Medium mit einer Phasengeschwindigkeit > c, also Brechungsindex < 1 und geringer Dämpfung. Mit dem Anstieg der Elektronendichte wird die Strahlrichtung immer flacher, bis der Brechungsindex für diesen Einfallswinkel und diese Wellenlänge zu gering wird. Das Snelliussche Brechungsgesetz ergibt dann für den Winkel im dünneren Medium einen imaginären Wert, was bedeutet, dass die Wellenfronten vertikal stehen und ihre Feldstärke nach oben hin abklingt (evaneszente Welle). Der Strahl kehrt um, es gibt Totalreflexion. Dabei ist der Austrittswinkel gleich dem Eintrittswinkel und der Transmissionsgrad Null. Bei steilerem Einfall oder höherer Frequenz dringt die Radiowelle tiefer in die Schicht ein. Wenn bei der maximalen Elektronendichte der Winkel im Medium nicht zu stark imaginär ist, führt die evaneszente Welle jenseits des Maximums wieder zu einer reellen Welle, die nach oben aus der Schicht austritt, parallel zum einfallenden Strahl (abgeschwächte Totalreflexion). Ein gebündelter Strahl wird dabei horizontal versetzt, ein Puls zeitlich verzögert (Gruppengeschwindigkeit < c). Bei weiter steigender Frequenz nimmt der Transmissionsgrad schnell zu, die Verzögerung macht sich aber auch im GHz-Bereich noch störend bemerkbar, siehe Messfehler bei der Satellitennavigation.

Für praxisnahe Aspekte der Reflexion siehe Kurzwelle.

Energiegewinnung

Energiegewinnung mit einem Propulsive Tether System.

Das Propulsive Small Expendable Deployer System (ProSEDS) ist ein kabelbasiertes Energiegewinnungssystem für Raumfahrzeuge, das nach dem Funktionsprinzip eines Space Tethers arbeitet. Sein Start wurde mehrfach verschoben und ist derzeit ungewiss. Ein Vorgängersystem (Tethered Satellite Systems (TSS)) wurde 1996 während der Space-Shuttle-Mission STS-75 erfolgreich getestet.

Erdbebenvorhersage

Es wird vermutet, dass es während und auch vor Erdbeben zu Auswirkungen in der Ionosphäre kommt. Als mögliche Ursachen werden chemische, akustische und elektromagnetische Mechanismen diskutiert. Z. B. wird die Freisetzung von Ladungsträgern aus oxidischen Mineralien durch tektonischen Spannungen angeführt,[8] aber auch Effekte wie die Anregung von atmosphärischen Schwerewellen durch Ausgasungen (Abb. 12 in [9]). Auch wenn die Ionosphäre seit längerem vom Boden aus [10] und mit Satelliten [9][11] überwacht wird, ist eine Kopplung derzeit nicht als nachhaltig nachgewiesen anzusehen.

Satelliten, die dieses Phänomen näher untersuchen, sind Demeter (Detection of Electro-Magnetic Emissions Transmitted from Earthquake Regions) der französischen Weltraumorganisation CNES aus dem Jahr 2004 [12][13] und der 2006 gestartete russische Kompas 2.

Kenngrößen der Ionosphäre

Kenngrößen

Die nachfolgend vorgestellten Kenngrößen lassen sich in elementare und abgeleitete Kenngrößen unterscheiden. Während sich, zumindest theoretisch, elementare Kenngrößen wie Elektronendichte, Ionenzusammensetzung oder solarer Flux direkt an einem Ort zu einem Zeitpunkt messen ließen, beschreiben abgeleitete Kenngrößen wie die maximal nutzbare Frequenz eher das äußere Verhalten als die innere Struktur und folgen somit dem Black Box-Ansatz. Trotzdem ist in vielen Anwendungsfällen (z. B. beim Funkverkehr) das Wissen über das derzeitige äußere Verhalten ausreichend oder aber die exakte Informationsgewinnung beispielsweise durch Raketensonden zu aufwändig.

Ausbreitungsgeschwindigkeit, Wellenlänge, Brechung

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit vp einer Funk-Welle ist in der Troposphäre, hauptsächlich wegen des Wasserdampfes, etwas kleiner als die Vakuum-Lichtgeschwindigkeit c (300.000 km/s), weshalb auch die Wellenlänge etwas kleiner als im Vakuum ist. Weil die Dichte des Wasserdampfes nach oben abnimmt, wird die Wellenlänge nach oben immer größer, sie nähert sich dem Vakuum-Wert. Das bedeutet: die Welle kommt von einem dichteren in ein dünneres Medium, sodass sie eine flachere Richtung erhält. Durch diese Brechung vergrößert sich die UKW-Reichweite.

Im Elektronen-Ionen-Plasma der Ionosphäre sorgen die mitschwingenden Elektronen dafür, dass die Wellenphase sich mit einer Geschwindigkeit größer als c ausbreitet, weshalb die Wellenlänge hier größer als im Vakuum wird. (Das ist kein Widerspruch zur Relativitätstheorie, weil die Geschwindigkeit einer Wellengruppe (Signalgeschwindigkeit) immer kleiner als c bleibt.)

Die Phasengeschwindigkeit hängt von Elektronendichte N und Frequenz f durch folgende Beziehung ab:[2]

v_p=\frac{c}{1 - k_p \cdot \frac{N_e}{f^2}} mit kp=konstanter Faktor (40,3 m3s-2), Ne = Elektronendichte (Anzahl) pro m3, f = Frequenz in Hz

Auftreffwinkel

Fällt eine Welle schräg (z. B. von links unten) in die Ionosphäre ein, in der ja die Elektronendichte mit der Höhe zunimmt, so nehmen Phasengeschwindigkeit wie Wellenlänge mit der Höhe zu. Für die schiefe Wellenfront ist die Wellenlänge links größer als rechts weshalb die Front mit wachsender Höhe sich immer stärker neigt, die Ausbreitungsrichtung nähert sich der horizontalen. Bei ausreichend hoher Elektronendichte erreicht sie diese, was zu Totalreflexion führt. Je flacher der Auftreffwinkel umso geringer ist die zur Totalreflexion erforderliche Richtungsänderung. Für eine hohe Sendefrequenz werden deshalb nur die flach abgehenden Strahlen reflektiert, die steileren durchdringen die Schicht, d. h., sie können nicht am Boden empfangen werden. Dadurch entsteht dann um den Sender herum eine tote Zone. In dieser ist kein Empfang möglich, wohl aber in größerer Entfernung. Der Begriff "Reichweite" verliert hier seinen Sinn.

Plasmafrequenz und kritische Frequenz

Vertikales Ausbreitungsverhalten zweier Funksignale unterschiedlicher Frequenz. Die des linken Signals liegt höher als die des rechten, aber niedriger als die kritische Frequenz der F-Schicht.

Weil in der Theorie meist in Frequenzen gerechnet wird, müssen Einflussgrößen wie Magnetfeld bezw. Elektronendichte in entsprechende Frequenzen umgesetzt werden, nämlich Gyrofrequenz bezw. Plasmafrequenz. Die Gyrofrequenz liegt in der irdischen Ionosphäre überall bei Werten nahe 1 MHz, die Plasmafrequenz dagegen ist in der Troposphäre null und kann in der Ionosphäre Werte bis zu 20 MHz annehmen. Sie wird wie folgt berechnet:[2]

f_\mathrm{N} = \frac{1}{2\pi}\sqrt{\frac{e^2 {N}_\mathrm{e}}{m_e {{\epsilon}}_0}}

mit fN=Plasma-Frequenz in Hz, e=Elektronenladung in As, Ne=Elektronendichte (Anzahl) /m3, me=Elektronenruhemasse in kg, {\epsilon}_0= Permittivität in A2s4kg − 1m − 3.

Durch Einsetzen der Konstanten ergibt sich die folgende vereinfachte Formel:[14]

f_\mathrm{N} = 8{,}978 \cdot \sqrt{N_\mathrm{e}}

mit fN = Plasmafrequenz in Hz und Ne = Elektronendichte pro m3.

Die kritische Frequenz ist die höchste Frequenz, bei der ein lotrecht nach oben abgestrahltes Signal gerade noch total reflektiert wird. Diese Frequenz ist gleich der Plasmafrequenz im Gipfel der Schicht. Ist die Frequenz höher als diese, so durchdringt die Welle die Schicht, ist die niedriger, so wird sie reflektiert. Für eine schräg auffallende Welle ist die entsprechende Grenzfrequenz, die Maximum Usable Frequency, (abgekürzt MUF) größer als die kritische, umso mehr, je flacher der Einfall erfolgt.

Die maximal nutzbare Frequenz (MUF)

Das Frequenznutzungsfenster für Funkwellen liegt zwischen der LUF und MUF. Tritt, als Folge eines Ausbruchs kurzwelliger Strahlung auf der Sonne (Solar flare) ein so genannter Short-wave Fade (out) auf, so schließt sich das Fenster für kurze Zeit.

Die maximal nutzbare Frequenz (englisch: maximum usable frequency, MUF) ist die obere Grenzfrequenz, die für die Übertragung eines Signals zwischen zwei Punkten zu einem gegebenen Zeitpunkt genutzt werden kann. Sie kann aus der kritischen Frequenz der Ionosphäre näherungsweise wiefolgt bestimmt werden:[15][16]

f_{muf} \approx \frac{f_{critical}}{\sin \alpha} = \frac{f_{critical}}{\cos \phi} = f_{critical} \cdot \sec \phi = f_{critical} \cdot \sqrt{1+\left( \frac{d}{2 \cdot h_{virt}} \right)^2}

mit α = Abstrahlwinkel der Welle relativ zum Horizont, ϕ = Eintreffwinkel relativ zum Lot, d = Entfernung zwischen Sende- und Empfangsort, hvirt = virtuelle Höhe der Reflexion.

Die minimal nutzbare Frequenz (LUF)

Die minimal nutzbare Frequenz (englisch: lowest usable frequency, LUF) ist die untere Grenzfrequenz, die für die Übertragung eines Signals zwischen zwei Punkten zu einem gegebenen Zeitpunkt genutzt werden kann. Sie ist abhängig von der Elektronendichte und der Häufigkeit der Zusammenstöße in den dämpfenden unteren Ionosphärenschichten und ist allgemein mittags am höchsten.

Die virtuelle Höhe der Reflexion

Auswirkung unterschiedlicher Abstrahlwinkel: Ein flacherer vergrößert die Sprungweite, kann aber die Reflexionshöhe senken.

Aufgrund der nicht diskreten, kontinuierlichen Brechung der Funkwellen unterscheidet sich die aus den Ein- und Austrittswinkeln abgeleitete Reflexionshöhe, die als virtuelle Höhe bezeichnet wird, von der realen Reflexionshöhe. Der Zusammenhang von virtueller und realer Reflexionshöhe in der Ionosphäre ergibt sich wie folgt:

Virtuelle Höhe:

h_{virt} = \overline{PE}

Reale Höhe:

h_{real} = \overline{PB} = h + z_0

Sprungweite:

d = \overline{TR}

Zusammenhang zwischen virtueller und realer Reflexionshöhe

Rahmenwerte:

\phi \le \phi_{max} \approx 74^\circ

h_{F_2} \approx 300~\mathrm{km}

d \le 4000~\mathrm{km}

Schumann-Resonanzen

Der Raum zwischen der Erde und der Ionosphäre kann als Hohlraumresonator fungieren. Schumann-Resonanzen heißen diejenigen Frequenzen, bei denen die Wellenlänge einer elektromagnetischen Schwingung in dem Hohlleiter zwischen Erdoberfläche und Ionosphäre ein ganzzahliger Teil des Erdumfangs ist. Bei der Anregung mit elektromagnetischen Schwingungen solcher Frequenzen entstehen stehende Wellen, die so genannten Schumannwellen. Die Energie für die niederfrequente Anregung stammt aus der weltweiten Gewittertätigkeit. Die Grundwelle der Schumann-Resonanz liegt bei 7,8 Hz, dazu kommen noch verschiedene Oberwellen zwischen 14 und 45 Hz. Aufgrund atmosphärischer Turbulenzen treten Schwankungsbreiten dieser Werte auf.

Messung

Ionosonden

Die Antennenanlage der HAARP-Ionosonde

Eine Ionosonde ist eine nach dem Echolot-Prinzip arbeitende Messstation zur aktiven Untersuchung der Ionosphäre. Ionosonden überwachen die Höhe und die kritische Frequenz der Ionosphärenschichten. Dazu senden sie ein senkrecht auf die Ionosphäre treffendes Signal, das gewöhnlich einen Frequenzbereich von 0,1 bis 30 MHz durchläuft, und messen die Laufzeit des empfangenen Echos, aus der die Höhe der Reflexion bestimmt werden kann.

Mit zunehmender Frequenz wird das Signal weniger stark zurückgebrochen und dringt somit tiefer in die Ionosphäre ein, bevor es reflektiert wird. Durch das tiefere Eindringen vergrößert sich die gemessene Höhe der Schicht, die auch virtuelle Höhe genannt wird. Befindet sich wie in der Abbildung des Mars-Ionogramms die Sonde oberhalb der Ionosphäre (Satellit), verringert sich die virtuelle Höhe. Beim Überschreiten der kritischen Frequenz ist die Ionosphäre nicht mehr in der Lage, das Signal zu reflektieren.

Ionogramme heißen die Aufzeichnungen der Laufzeit der an der Ionosphäre reflektierten Hochfrequenzsignale über der Frequenz. Für deren Auswertung gibt es seit dem Internationalen Geophysikalischen Jahr international akzeptierte Regeln.[17]

Befindet sich die messende Station unterhalb der Ionosphäre, bezeichnet man sie als Bottomside-Sounder. Dieser Begriff leitet sich von der Tatsache ab, dass vom Erdboden aus nur der Bereich unterhalb der maximalen Elektronendichte sondiert werden kann, was als Bottomside-Ionosphäre bezeichnet wird. Die Oberseite der Ionosphäre wird von den so genannten Topside-Soundern untersucht, bei denen es sich meist um Satelliten handelt.

Eine Ionosonde wird benötigt, um die günstigste Arbeitsfrequenz für Funkverbindungen im Kurzwellenbereich zu finden. In Deutschland gibt es eine Ionosonde in Juliusruh, die Bestandteil eines weltweiten Netzes von miteinander verbundenen Ionosonden ist, welches von der University of Massachusetts Lowell geleitet wird.[18]

Riometer

HAARP-Empfangsanlagen, oben die der beiden Riometer
Hauptartikel: Riometer

Ein Relative Ionospheric Opacity Meter oder kurz Riometer ist ein Gerät zur passiven Beobachtung der ionosphärischen Absorptionsfähigkeit.

Es misst die Empfängsstärke der kosmischen Hintergrundstrahlung im Bereich der Radiowellen, die von Sternen oder Galaxien beständig ausgestrahlt wird und nach Durchquerung der Ionosphäre die Erde erreicht (Radiofenster). Obwohl die Stärke mit der Erdrotation variiert, ist sie dennoch je nach Himmelsregion für irdische Maßstäbe ausreichend konstant und somit vorhersagbar. Es wird insbesondere die Absorption in Höhen bis zu 110 km gemessen, da der Großteil der Absorption in den unteren Lagen der Ionosphäre wie der D-Schicht stattfindet.

Raketensonden

Raketensonden (engl. "Sounding Rockets") sind mit Messinstrumenten bestückte Forschungsraketen, die bevorzugt zur Erstellung von Profilen der Ionenverteilung in der Ionosphäre eingesetzt werden. Sie sind kostengünstig und erlauben Messungen in Höhen, die oberhalb der Maximalhöhe von Ballons (≈ 40 km) und unterhalb der Minimalhöhe von Satelliten (~ 120 km) liegen. Außerdem erreichen sie eine mit anderen Messverfahren nicht mögliche räumliche Auflösung im Zentimeterbereich.[19]

Satelliten

Einer der ersten Satelliten im Auftrag der Ionosphärenforschung: Alouette 1

Satelliten werden zu zwei Zwecken der Ionosphärenmessung eingesetzt. Zum einen komplettieren satellitengestützte Ionogramme (Topside-Aufnahmen) die Messdaten der Bodenstationen (Bottomside-Aufnahmen), zum anderen werden die Messgrößen nicht wie bei Bodenstationen von der Atmosphäre beeinflusst. Beispielsweise wird der solare Röntgen-Flux von GOES gemessen. Der solare Flux bei 10,7 cm Wellenlänge hingegen wird von der Atmosphäre nicht verändert und täglich von Bodenstationen gemessen.

Die Messverfahren der Satelliten lassen sich in passive (nur Empfangssensoren) und aktive (Signalaussendung und -empfang) unterscheiden. Bei den aktiven Verfahren befinden sich Sender und Empfänger meist wie bei einem Radar räumlich nah beinander (im gleichen Satelliten), jedoch muss dem nicht zwangsläufig so sein. Beispiele hierfür sind das Radio-Okkultationsverfahren oder die GPS-gestützte Ionosphärentomographie, bei der Zweifrequenzmessungen genutzt werden, um den entlang des Signalweges integrierten Elektronengehalt (TEC, Total electron content) zu bestimmen.[20]

Einer der ersten Satelliten, der zur Untersuchung der Ionosphäre eingesetzt wurde, war neben dem 1958 gestarteten Explorer 1 der USA der im Jahr 1962 gestartete kanadische Satellit Alouette 1 (frz. Lerche). Nach seiner zehnjährigen Mission wurde er planmäßig abgeschaltet. Er befindet sich auch heute noch im Orbit (Stand: Januar 2006) und seine verantwortlichen Ingenieure sehen sogar eine geringe Chance, dass er reaktiviert werden könnte. Ihm folgten weitere Ionosphären-Satelliten des Programms International Satellites for Ionospheric Studies (ISIS). Das Meßprogramm der beiden deutsch-amerikanischen Aeros-Satelliten entstand in Zusammenhang mit dem internationalen Projekt International Reference Ionosphere[21] und hat wichtige Beiträge dazu geleistet.

Einer der jüngsten Satelliten zur Ionosphärenforschung ist Demeter (Detection of Electro-Magnetic Emissions Transmitted from Earthquake Regions) aus dem Jahr 2004, den die französische CNES unter anderem zur Untersuchung der Möglichkeiten für Erdbebenvorhersagen entsendet hat.

Inkohärentes Scatter-Radar

Jicamarca Radio Observatorium Arecibo-Observatorium Millstone Hill Observatorium Sondrestrom Forschungsanlage European Incoherent SCATter Kharkov IS Radar Irkutsk incoherent scatter radar Kyoto University, Radio Atmospheric Science Center: MU Radar
Die Standorte aller operativen Scatter-Radarstationen

Hiermit wird eine Technik bezeichnet, die erdgestützt Radarwellen gegen die Ionosphäre sendet. Dadurch werden dort Valenzelektronen losgelöst, deren Echo ausgewertet wird. Aus dem Echo lassen sich Informationen zur Elektronendichte, Ionen- und Elektronentemperatur, Ionenzusammensetzung und Plasmageschwindigkeit ableiten.

Das Wort inkohärent bedeutet hier phasenungleich[22] und bezieht sich auf die Tatsache, dass das zu untersuchende Medium im Verhältnis zu den Beobachtungsmöglichkeiten des Radars als instabil zu betrachten ist, d.h. das Medium verändert sich so schnell, dass diese Veränderungen nicht im Detail mit dem Radar beobachtet werden können.[2]

Derzeit existieren weltweit neun solcher Einrichtungen.[23]

Modelle

Die genaue Kenntnis über die Parameter der Ionosphäre, insbesondere der Elektronendichte, ist für zahlreiche Anwendungen wie den Funkverkehr, die Bahnverfolgung von Satelliten und die weltallseitige Erdbeobachtung unabdingbar. Aus diesem Grund wurden Modelle entwickelt, die zur Beschreibung und Analyse der Ionosphäre verwendet werden.

Das mit Blick auf seine Entwicklungszeit und Anzahl an ableitbaren Größen ausgereifteste Modell ist die International Reference Ionosphere (IRI).[21] Die IRI ist ein gemeinsames Projekt des Committee of Space Research (COSPAR) und der International Union of Radio Science (URSI), das auf jährlichen Workshops weiterentwickelt wird.[24]

Weitere Modelle[25] fokussieren auf bestimmte Ionosphärenparameter wie Elektronendichte, maximale Elektronendichte in der F2-Schicht, Elektronentemperatur und -drift und Stärke des elektrischen Feldes (siehe auch Weblinks). Neben weltweiten werden auch regionale Modelle verwendet um geographische Details genauer zu bestreiben.

Ionosphärenanomalien

Veranschaulichung einiger Prozesse, die den Zustand der Ionosphäre beeinflussen.

Ein Modell der Ionosphäre geht auf Grund seines vereinfachenden Charakters von einer strukturell homogenen Ionosphäre aus. In der Wirklichkeit ist diese aber chaotisch und weist nicht reguläre Ionisationsstrukturen auf. Ionosphärenanomalien sind Abweichungen vom erwarteten allgemeinen Verhalten der Ionosphäre. Diese Regelwidrigkeiten sind beständig beobachtbar und grenzen die Anomalien von den spontan auftretenden, kurzfristigen Ionosphärenstörungen ab.

Einige der bekannten Anomalien werden nun vorgestellt.[3]

Äquatoriale Besonderheit: Sonnenerzeugte, elektrische Ringströme auf der Tagseite der Ionosphäre (äquatorialer Elektrojet)
Tagesanomalie
Das Maximum der Elektronendichte stimmt nicht mit dem Zeitpunkt des höchsten Sonnenstandes überein, sondern liegt in den frühen Nachmittagsstunden.
Nachtanomalie
Die Ionisation kann während der Nachtstunden trotz mangelnder Sonneneinstrahlung noch weiter ansteigen.
Polaranomalie
Über den Gebieten der Polarnacht ist eine F-Schicht trotz des langzeitigen Fehlens der Sonneneinstrahlung zu finden.
Jahreszeitliche Anomalie
Die Elektronendichte ist im Winter höher als im Sommer. Des Weiteren korreliert das sommerliche Ionisationsmaximum nicht mit dem höchsten Sonnenstand, sondern ist an den Äquinoktien (Tagundnachtgleichen) festzustellen. Verantwortlich hierfür sind atmosphärische Vorgänge, die im Sommer zu einer Absenkung der Elektronendichte führen. Insbesondere scheint das Verhältnis O/O2 und O/N2 relevant zu sein, das den Aufbau und Verlust von Ionen in der F2-Schicht steuert. Ein sommerlicher Überschuss an O2 durch die globale atmosphärische Zirkulation wird als Ursache für eine Absenkung der Elektronendichte in dieser Jahreszeit gesehen.[7]

Die erdmagnetische Anomalie

Der Fontäneneffekt verdrängt Elektronen.

Das Maximum der Elektronendichte liegt nicht über dem Äquator. Vielmehr bildet sich dort ein Streifen mit erniedrigter Ionisation. Der sogenannte Fontäneneffekt am wahren magnetischen Äquator entsteht dort, weil durch ein Zusammenwirken elektrischer und magnetischer Felder (ExB-Drift[26]) die freien Elektronen der F-Schicht in größere Höhen gedrückt werden, von wo sie dann entlang der nord-südlich verlaufenden magnetischen Feldlinien nach Norden bzw. Süden verschoben werden. Dadurch wird beiderseits des magnetischen Äquators die Elektronendichte erhöht. Die erdmagnetische Anomalie wird auch als äquatoriale Anomalie bezeichnet.

Das ursächliche elektrische Feld entsteht durch thermosphärische Gezeitenwinde, die am Tage westwärts gerichtet sind und die vergleichsweise großen Ionen durch Stoßreibung mitreißen, Elektronen allerdings nur wenig. Da Feldlinien im elektrischen Feld in die Richtung der Kraft zeigen, die auf eine positive Probeladung wirkt, ist dieses ostwärts gerichtet. Im magnetischen Feld verlaufen die Feldlinien in der Umgebung eines Permanentmagneten vom Nord- zum Südpol, d. h. in unserem Fall südwärts. Gemäß der Drei-Finger-Regel wirkt die Lorentzkraft am Äquator aufwärts. Lesebeispiel der Drei-Finger-Regel: Mit Blick vom All aus auf den Äquator gilt: rechter Daumen nach links (technische Stromrichtung, d. h. Richtung der positiven Ladungen, hier der positiven Ionen), rechter Zeigefinger nach unten, rechter Mittelfinger zeigt zu uns (von der Erde weg).

Die D-Schicht-Winteranomalie

Die D-Schicht-Winteranomalie wurde im Jahr 1937 von Edward Victor Appleton entdeckt[27] und beschreibt das Phänomen, dass oberhalb von 35° geographischer Breite (Berlin ≈ 52,5°) an vielen Wintertagen die Absorptionsfähigkeit der D-Schicht wesentlich höher ist, als es der Einfallswinkel der Sonnenstrahlung begründen würde, oft sogar höher noch als an Sommertagen um die Mittagszeit.[28] Die Anomalie erreicht dabei typischerweise eine Ausdehnung von mehreren tausend Kilometern, weswegen [29] als Ursache eine meteorologische Komponente vermutet. Die genauen Ursachen sind jedoch bis heute nicht mit Sicherheit erschlossen.

Des Weiteren ist die Tag-zu-Tag-Varianz der Absorptionsfähigkeit im Winter wesentlich höher als im Sommer und scheint sich mit zunehmender geographischer Breite zu verstärken, jedoch wird dieser Trend zu den Polen hin von anderen Ionisationseinflüssen überlagert. Obwohl nicht von solaren Sondereffekten beeinflusst, kann die Absorption innerhalb von zwei Tagen um den Faktor 5 steigen, im Mittel sind allerdings ca. 80 % Dämpfungszunahme wahrscheinlich.[29]

Ionosphärenstörungen

Polarlicht über Alaska

Als Ionosphärenstörungen bezeichnet man alle spontan auftretenden Unregelmäßigkeiten im Aufbau der Ionosphäre. Die Ursache einer Ionosphärenstörung ist meist direkt oder indirekt in der solaren Strahlungsaktivität zu finden, jedoch können auch Meteoriten ihre Ionisation beeinflussen. Zu den direkten Faktoren zählen eine erhöhte solare Ultraviolett-, Röntgen- und/oder Teilchenstrahlung (Korpuskularstrahlung) aufgrund einer gestört gesteigerten Sonnenaktivität, zu den indirekten zählen atmosphärisch-elektromagnetische Vorgänge, die auch bei einer ungestörten Sonne auftreten können.

Ionosphärenstörungen sind nur von kurzzeitiger Natur und können von einigen Minuten bis zu mehreren Tagen andauern. Die bekannteste und wohl auch ästhetisch wertvollste Ausprägung einer Ionosphärenstörung ist die Aurora, das Polarlicht, die durch energiereiche Sonnenwindpartikel ausgelöst wird. Dagegen ist die von ihr ausgelöste Beeinträchtigung des globalen Kurzwellenfunkverkehrs unerwünscht.

Ionosphärenstörungen sollten nicht mit Ionosphärenanomalien verwechselt werden. Letztere erfolgen nicht spontan, sondern unterliegen einer Regelmäßigkeit und beschreiben Abweichungen vom erwarteten allgemeinen Verhalten der Ionosphäre.

Ionosphärenstörungen durch Strahlungsausbrüche

Koronaler Massenauswurf aus einem Flare
Die Ausbreitungsbedingungen bei einem Flare (rote Strahlen) verglichen mit denen einer normalen, ruhigen Ionosphäre (blauer Strahl): Die Elektronendichte ist in allen Schichten erhöht. Dies führt zu erhöhter Dämpfung in der D-Schicht (mattes Rot) bis hin zum totalen Signalverlust oder ungewöhnlicher Brechung an der E-Schicht.

Die Ionosphäre entsteht durch von der Sonne ausgesandte Strahlungen verschiedener Art, geladene Teilchen (auch Korpuskeln genannt) oder Lichtwellen, und wirken sich direkt auf ihren Zustand aus. Eine sehr intensive Störung kurzer Dauer tritt als Folge einer Eruption auf der Sonnenoberfläche auf, die als Flare bezeichnet wird (englisch: flare = helles, flackerndes Licht). Auf der Sonne betrifft der Lichtausbruch nur eine sehr kleine Fläche in den häufig besonders strahlungsaktiven Randgebieten von Sonnenflecken (sogenannte Fackelgebiete). Hierbei kommt es oft auch zum Auswurf von geladenen Teilchen, was als Koronaler Massenauswurf bezeichnet wird.

Ausbrüche von geladenen Teichen reisen als Plasma-Wolke von der Sonne zur Erde, wo sie durch das Magnetfeld der Erde in die polnahen Gebiete geleitet werden. Dort verändern sie die Ionosphäre ganz erheblich, oft für Tage, was im Funkverkehr zu vielen Ausfällen führt. Während die elektromagnetische Strahlung den Weg zur Erde in etwa 8 Minuten zurücklegt, benötigt die Teilchenstrahlung bis zu 40 Stunden. Die von ihr verursachte Ionosphärenstörung tritt zeitlich versetzt zu Störungen auf, die auf elektromagnetische Strahlung zurückzuführen sind. Für den Funkbetrieb sind längerfristige Störungen gravierender.

Ausprägungen der Ionosphärenstörungen[30]
Ereignis Ankunftszeit nach Flare typische Dauer Strahlungsart Auswirkungen
Sudden Ionospheric Disturbance (SID) 8,3 Minuten 10 bis 60 Minuten Ultraviolett- und Röntgenstrahlung Zunahme der D-Schicht-Absorption auf der Tagseite
Polar Cap Absorption (PCA) 15 Minuten bis mehrere Stunden ≈ 1 bis 2 Tage, manchmal mehrere hochenergetische Protonen und Alpha-Teilchen Zunahme der D-Schicht-Absorption, insbesondere in den Polargebieten
Ionosphärensturm 20 bis 40 Stunden 2 bis 5 Tage schwachenergetische Protonen und Elektronen Zunahme der D-Schicht-Absorption, Abfall der F2 MUF, Auroras, Sporadic-E

Elektromagnetische Strahlung: Sudden Ionospheric Disturbance (SID)

Sudden Ionospheric Disturbances (SIDs) haben ihren Ursprung in einer erhöhten Röntgen- und Ultraviolettstrahlung. Diese erhöhte Strahlungsenergie wird von der Ionosphäre absorbiert und führt dort besonders in der D-Schicht zu einem starken Anstieg der Ionisation. SIDs sind am häufigsten im Sonnenfleckenmaximum zu beobachten und treten nur an der Tagseite der Erde auf.

Durch die hohe Plasmadichte nimmt die Fähigkeit der D-Schicht zu, Kurzwellen zu absorbieren bis hin zu deren vollständiger Auslöschung, was als Mögel-Dellinger-Effekt bezeichnet wird. Gleichzeitig ist eine Verbesserung der Ausbreitung von Längstwellen (VLF, engl.: Very Low Frequency) zu beobachten, da die D-Schicht Längstwellen als Reflektor dienen kann.[31] Eine erhöhte Ionisation und damit ein erhöhter Ionisationsgradient verbessert diese Reflexionseigenschaft. Die plötzliche Zunahme der Signalstärke von Längstwellensendern wird als Indikator für SIDs eingesetzt.[32]

Teilchenstrahlung: Polar-Cap-Absorption (PCA)

Eintritt von Sonnenwindpartikeln über die polaren Trichter
Polar-Cap-Absorption: Änderung der Ausbreitungswege in den Polargebieten

Verbunden mit solaren Flares werden hochenergetische Protonen (≈ 10 MeV[33]) ausgeworfen, die dann entlang der magnetischen Feldlinien der Erde nahe den magnetischen Polen in die Atmosphäre eindringen und die Elektronendichte in der unteren Ionosphäre (D-Schicht, E-Schicht) stark erhöhen.

Durch die zusätzlichen Ladungsträger werden Kurzwellen so stark bedämpft, dass es zu einem vollständigen Ausfall von Funkverbindungen kommen kann, deren Ausbreitungsweg über die Polkappen verläuft. Funkwellen mit niedrigerer Frequenz, die normalerweise an der unteren Ionosphäre reflektiert würden, werden nun bereits in einer sehr viel niedrigeren Höhe reflektiert, so dass sich deren Ausbreitungswege signifikant ändern. Dieses Phänomen wird als Polar-Cap-Absorption (PCA) bezeichnet.

PCA-Effekte sind meist nur von kurzlebiger Natur. Während der Rothammel als durchschnittliche Dauer von PCA-Effekten 2–3 Tage nennt, spricht Kenneth Davies[34] nur von bis zu 5–6 Stunden.

Weitere Ionosphärenstörungen

Ausbreitungswege während eines Spread-F-Ereignisses. Die ungleichmäßige Verteilung der freien Elektronen in der F-Schicht streut Kurzwellen bzw. verursacht ungewöhnliche Ausbreitungswege.

Wie bereits angesprochen sind nicht alle Störungen der Ionosphäre auf solare Strahlungsausbrüche zurückzuführen. Ein solches Beispiel ist das so genannte äquatoriale Spread-F (englisch: Equatorial Spread-F), eine Ungleichverteilung der Elektronendichte der F-Schicht im Äquatorialbereich. Die Ursache hierfür sind elektrische Ströme in der Ionosphäre in Folge von Rotationsdifferenzen zwischen freien Elektronen und Ionen, da letztere einer mechanischen Reibung unterworfen sind, erstere jedoch nicht.[26] Diese nicht sonneninduzierten Ereignisse werden in zwei Typen unterschieden und zwar hinsichtlich der räumlichen Struktur der Störungen. Nach [30] sind dies transiente Phänomene (Transient Phenomena) und wandernde ionosphärische Störungen (Travelling Ionic Disturbances, TIDs).

Wie ihr Name andeutet sind die transienten Phänomene nur von kurzlebiger, flüchtiger Natur. Des Weiteren traten sie lokal in wolkenförmiger Ausprägung auf und bewegen sich horizontal, also höhengleich, durch die Ionosphäre. Zu diesem Typ zählen beispielsweise sporadische E-Ereignisse und Equatorial Spread-F.[35]

Im Gegensatz hierzu sind TIDs wellenartige Schwankungen der Elektronendichte mit einer Frontbreite bis zu mehreren hundert Kilometern. Sie können von wenigen Minuten bis hin zu mehreren Stunden dauern und äußern sich in starken Schwankungen der Reflexionshöhe und der MUF. Auf die Kurzwellenausbreitung wirken sich diese TID-Effekte nicht ernsthaft aus. Die größten TIDs beginnen im Bereich der Polarlichter und breiten sich zum Äquator hin aus.

Leuchterscheinung in der Ionosphäre: Elves

Gewitter können kleinere TID-Fronten verursachen, die ungefähr 200 km wandern bevor sie sich zerstreuen.[30] Gewitter sind ebenfalls die Ursache für eine als Elves bezeichnete Leuchterscheinung in der Ionosphäre, die jedoch nur weniger als eine tausendstel Sekunde andauert und somit keine TID ist.[36] Ein weiteres Gewitter-Phänomen sind die als Whistler bezeichneten niederfrequenten elektromagnetischen Signale, die u. a. die Ionosphäre durchwandern.

Die sporadische E-Schicht (ES)

Ausbreitungswege während eines sporadischen E-Ereignisses (blau) und ohne (rot)
Hauptartikel: Sporadic-E

Die sporadische E-Schicht (engl.: Sporadic-E) liegt im Bereich der E-Schicht und tritt nur sporadisch auf. Sie ist stark ionisiert und kann alle höhergelegenen Schichten abdecken. Sie ist im eigentlichen Sinne keine Schicht, vielmehr ist ihre Struktur eher als wolkenartig anzusehen. Sie kann deshalb auch als Ionosphärenstörung eingeordnet werden.

Normalerweise passieren Funksignale oberhalb der normalen Grenzfrequenz der E-Schicht diese. Während eines sporadischen E-Ereignisses werden die Signale entweder ganz oder teilweise in der E-Schicht gebrochen, was Weitbereichsverbindungen verschlechtert, aber für besseren Empfang innerhalb der Erstsprungzone bzw. Toten Zone führt.

Es existieren mehrere Theorien über die Entstehung der ES-Schicht, jedoch ist sie bis heute nicht völlig aufgeklärt.

Ionosphärenstürme

Tagesschwankungen von Temperatur und Wind auf 100 km Höhe im September 2005.

Im Verlauf von Ionosphärenstürmen kann es sowohl zu einer anormalen Zu- als auch Abnahme der Elektronendichte kommen. Der erstere Fall wird als positiver Ionosphärensturm, der letztere als negativer Ionosphärensturm bezeichnet.

Ionosphärenstürme können solare oder terrestrische Ursachen haben. Beispielsweise kann eine erhöhte Teilchenstrahlung der Sonne die Elektronendichte verringern: Das von einem Flare ausgeworfene solare Plasma bestehend aus Protonen und Elektronen beeinflusst das Erdmagnetfeld und dringt in die Atmosphäre ein. Dies hat ein Absinken der kritischen Frequenz der F2-Schicht bis auf deren halben Normalwert und ein Ansteigen der D-Schicht-Absorption zur Folge. Dadurch engt sich der für den Kurzwellenfunk nutzbare Frequenzbereich von beiden Seiten her ein. Intensive Ionosphärenstürme können vollständige Blackouts für Weitverbindungen verursachen. Dies wird als so genannter Short-wave Fade (out) bezeichnet.

Ionosphärenstürme können auch atmosphärische Ursachen haben: Heute geht man davon aus, dass Zunahmen der Elektronendichte häufig auf thermosphärische Winde zurückzuführen sind, während Abnahmen im Wesentlichen durch Änderungen in der Neutralgaszusammensetzung hervorgerufen werden, z. B. durch Abnahme von elementarem Sauerstoff und damit verringerter Ionenproduktionsrate.[22] Blasen mit einer verminderten Plasmadichte werden als Ursache für die transäquatoriale Ausbreitung (trans equitorial propagation, kurz TEP) gesehen.[35]

Wissenschaftliche Forschung

Das Arecibo-Observatorium war ursprünglich zur Erforschung der Ionosphäre konzipiert worden.
Arecibo-Observatorium
Das durch einige Kinofilme (GoldenEye, Contact) bekannte Arecibo-Observatorium in Puerto Rico war ursprünglich zur Erforschung der Ionosphäre konzipiert worden. Es ist das weltweit zweitgrößte Radioteleskop und dient heute vorwiegend astronomischen Zwecken. Seine Nutzung steht allen Astronomen offen, über die Anträge entscheidet ein unabhängiges Gremium. Falls die das Observatorium betreibende National Science Foundation (NSF) keinen Sponsor findet, könnte es 2011 stillgelegt werden.[37]
HAARP / Sura
Das High Frequency Active Auroral Research Program (HAARP) ist ein US-amerikanisches Forschungsprojekt, bei dem die Ionosphäre durch ein Netzwerk von Sendeanlagen mit intensiven Kurzwellen bestrahlt wird. Eine ähnliche Forschungsanlage ist die russische Sura-Forschungseinrichtung.
EISCAT Svalbard Radar
EISCAT
Der European Incoherent Scatter (EISCAT) ist ein Forschungsradar, das die Ionosphäre mit Mikrowellenstrahlung nach dem Funktionsprinzip des inkohärenten Scatter-Radars untersucht.
SHARE
Das Southern Hemisphere Auroral Radar Experiment (SHARE) ist ein Forschungsprojekt in der Antarktis, bei dem die elektrischen Felder der Iono- und Magnetosphäre beobachtet werden.
MARSIS
Das Mars Advanced Radar for Subsurface and Ionospheric Sounding (MARSIS) ist eines von sieben Instrumenten an Bord der 2003 gestarteten Mars-Sonde Mars Express der ESA, das zur Erforschung der Ionosphäre des Mars eingesetzt wird. MARSIS sendet hierzu Radiowellen im Bereich von 1,3 bis 5,5 MHz aus und erstellt aus den reflektierten Echos Ionogramme.[38] Die Messungen haben ergeben, dass die Mars-Ionosphäre zusätzlich zu den beiden bekannten Ionosphärenschichten bei 110 und 135 km Höhe, eine dritte Schicht im Bereich zwischen 65 und 110 km aufweist. Diese Schicht ist sporadisch und örtlich begrenzt.[39]

Geschichtliches

  • 1899: Nikola Tesla forscht nach Möglichkeiten, um Energie drahtlos über größe Entfernungen zu übertragen. In seinen Experimenten sendet er extrem niedrige Frequenzen zur Ionosphäre, hinauf bis zur Kennelly-Heaviside-Schicht (Grotz 1997). Tesla kann aus Berechnungen basierend auf den Messergebnissen eine Resonanzfrequenz dieser Schicht voraussagen, die nur 15 % vom heute angenommenen Wert abweicht (Corum, 1986). In den 1950er Jahren bestätigten Forscher, dass die Resonanzfrequenz bei 6,8 Hz liegt.
  • Guglielmo Marconi; um 1907
    1901: Am 12. Dezember empfängt Guglielmo Marconi das erste transatlantische Radiosignal in St. John’s (Neufundland). Er verwendet eine 400 Fuß lange, durch einen Drachen gespannte Empfangsantenne. Die Sendestation auf der Halbinsel The Lizard in Poldhu, Cornwall, verwendet einen Funkeninduktor zur Erzeugung der Sendefrequenz von ungefähr 500 kHz mit einer Leistung, die 100-mal stärker als die aller zuvor erzeugten Signale ist. Die empfangene Nachricht besteht aus drei Punkten im Morse-Code, einem S. Um Neufundland zu erreichen, musste das Signal zweimal von der Ionosphäre reflektiert werden.
  • Oliver Heaviside
    1902: Oliver Heaviside sagt die Existenz der Kennelly-Heaviside-Schicht voraus, die seinen Namen trägt. Sein Vorschlag beinhaltete Ideen, wie Radiosignale entlang der Erdkrümmung übertragen werden könnten. Im gleichen Jahr beschrieb Arthur Edwin Kennelly einige der radio-elektrischen Eigenschaften der Ionosphäre.
  • 1909: Guglielmo Marconi erhält zusammen mit Karl Ferdinand Braun den Physiknobelpreis.
  • 1912: Der Kongress der Vereinigten Staaten von Amerika verabschiedet den Radio Act, der den Funkbetrieb der Funkamateure auf Frequenzen oberhalb von 1,5 MHz beschränkt (Wellenlänge kürzer als 200 m).[40] Diese Frequenzen wurden von der Regierung als nutzlos angesehen. Diese Entscheidung führte im Jahre 1923 zur Entdeckung der ionosphärischen HF-Radiowellenausbreitung.
  • 1924: Edward Victor Appleton weist die Existenz der Heaviside-Schicht nach und erhält hierfür im Jahre 1947 den Nobelpreis.
  • 1926: Der britische Physiker Robert Watson-Watt prägt den Begriff „Ionosphäre“.[41]
  • 1926: Der Physiker Merle Antony Tuve entwickelt eine Methode zur Erforschung der Ionosphäre mit Radiowellen.[42]
  • 1932: Sydney Chapman leitet eine Verteilungsfunktion der Ionisation in der Ionosphäre unter der Annahme monochromatischer ionisierender Strahlung der Sonne ab.
  • 1932: Lloyd Viel Berkner misst als erster die Höhe und Dichte der Ionosphäre, was das erste komplette Modell der Kurzwellenausbreitung ermöglichte.[43] Er entdeckt hierbei die F1-Schicht.[44]
  • 1936: Maurice V. Wilkes promoviert über die Ausbreitung der Längstwellen in der Ionosphäre.[45]
  • 1942: Vitaly Ginzburg untersucht die Radiowellenausbreitung in der Ionosphäre und entwickelt eine Theorie über die Ausbreitung elektromagnetischer Wellen in Plasma, wie es auch in der Ionosphäre existiert.[46] Im Jahr 2003 erhält er den Nobelpreis für seine Pionierleistungen im Bereich der Supraleiter.
  • 1946: Am 10. Januar gelingt John Hibbett DeWitt zusammen mit seiner Forschungsgruppe im Rahmen des Project Diana der Nachweis, dass Funkwellen die Ionosphäre durchdringen können. Er nutzt hierzu den Mond als Reflektor und stellt somit die erste Erde-Mond-Erde-Verbindung her.
  • 1946: Am 23. November weist Arthur Covington während einer partiellen Sonnenfinsternis nach, dass sich die Sonnenfleckenaktivität über den solaren Radioflux bestimmen lässt.
  • 1955: Die Schumann-Resonanzen werden von dem Physiker W. O. Schumann an der TU München nachgewiesen.
  • 1958: Im August und September 1958 führt die US Navy während der Operation Argus drei geheime Atombombentests in der Ionosphäre durch, um den Effekt des elektromagnetischen Impulses (EMP) auf Radio und Radar zu untersuchen.
  • 1962: Der kanadische Satellit Alouette 1 wird gestartet, um die Ionosphäre zu erforschen. Nach seinem erfolgreichen Einsatz folgen im Jahr 1965 Alouette 2 und zwei Satelliten des ISIS-Programms (International Satellites for Ionospheric Studies) im Jahr 1969 und 1971, alle im Einsatz der Ionosphärenforschung.
  • 1970: Hannes Alfvén erhält den Physik-Nobelpreis „für seine grundlegenden Leistungen und Entdeckungen in der Magnetohydrodynamik mit fruchtbaren Anwendungen in verschiedenen Teilen der Plasmaphysik“.
  • 1992: Die als Elves bezeichnete Leuchterscheinung wird mit Hilfe von Aufnahmen von Bord des Space Shuttles aus erstmals nachgewiesen.[36]

Literatur

  • Michael C. Kelley: The Earth's Ionosphere: Plasma Physics and Electrodynamics, ISBN 978-0-12-088425-4, Elsevier, 2009, Vorschau.
  • Gerd W. Prölss: Physik des erdnahen Weltraums. ISBN 3-540-40088-5, Springer-Verlag, 2. Auflage 2004, Vorschau
  • Siegfried J. Bauer: Die Abhängigkeit der Nachrichtenübertragung, Ortung und Navigation von der Ionosphäre. Verl. d. Österr. Akad. d. Wiss., Wien 2002, ISBN 3-7001-3140-2
  • Leonid S. Alperovich, Evgeny N. Fedorov: Hydromagnetic waves in the magnetosphere and the ionosphere. Springer, Dordrecht 2007, ISBN 978-1-4020-6636-8
  • Karl Rawer: Wave propagation in the Ionosphere. Kluwer, Dordrecht 1993, ISBN 0-7923-0775-5
  • R.W. Schunk (Hrsg.): Solar-Terrestrial Energy Program Handbook of Ionospheric Models. Utah State University 1996

Weblinks

Die folgenden Weblinks sind englischsprachig.

Weiterführendes
Grundlagen der ionosphärischen Wellenausbreitung: Naval Postgraduate School: HF and Lower Frequency Radiation
Einführung ins Weltall-Wetter: Space Weather, A Research Perspective
Einführung zur Ionosphäre: Space Environment Center, Dave Anderson and Tim Fuller-Rowell: The Ionosphere (1999)
Aktuelle Daten
Aktuelles Weltall-Wetter: NOAA: Current Space Weather Conditions
Aktuelle Ionosphärendaten: SEC's Radio User's Page
Aktuelle 2D-Karte der Elektronendichte (TEC): NASA: Ionospheric and Atmospheric Remote Sensing
Aktuelle 3D-Ansicht der Elektronendichte (TEC) via Google Earth: NASA: 4D Ionosphere
Aktuelle TEC Karten (global/Europa) des DLR: SWACI (Space Weather Application Center - Ionosphere)
Ionosphären-Modelle
Übersicht über Ionosphären-Modelle: NASA Space Physics Data Facility: Ionospheric Models index
International Reference Ionosphere
Ionosphären-Kenngrößen
Übersicht aller Ionosphären-Parameter: Space Physics Interactive Data Resource: Ionospheric Vertical Incidence Parameters
Ionosphären-Messung
Tutorial zum inkohärenten Scatter-Radar: National Astronomy and Ionosphere Center: How does the Arecibo 430 MHz radar make measurements in the ionosphere?
Liste von Ionosonden: UMass Lowell Center for Atmospheric Research: Digisonde Station List
Super Dual Auroral Radar Network
European Incoherent Scatter radar system
Millstone Hill incoherent scatter radar
Aktuelle Diagramme der Ionosphärensonde in Juliusruh
Multimedia
 Commons: Ionosphäre – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise

  1. American Meteorological Society: Glossary of Meteorology [1]
  2. a b c d e f Heise, Stefan: Die Ionosphäre und Plasmasphäre der Erde, [2] [3]
  3. a b c d e Karl Rothammel: Kapitel 2: Die Ausbreitung der elektromagnetischen Wellen.In: Antennenbuch. 10. Auflage.
  4. W. Suttrop: Astrophysikalische Plasmen I. Seite 7.
  5. Max-Planck-Institut für Aeronomie: Forschungs-Info (8/98), Seite 2 [4]
  6. E. Chvojková: Eigenschaften der ionosphärischen F-SchichtII [5]
  7. a b S.J. Bauer: Physics and Chemistry in Space 6 – Physics of Planetary Ionospheres – Chapter IX: Observed Properties of Planetary Ionospheres, Springer-Verlag (1973)
  8. Friedemann T. Freund: Rocks That Crackle and Sparkle and Glow: Strange Pre-Earthquake Phenomena [6]
  9. a b O. Molchanov et al., Global diagnostics of the ionospheric perturbations related to the seismic activity using the VLF radio signals collected on the DEMETER satellite, Nat. Hazards Earth Syst. Sci. 6 (2006) 745–753, [7]
  10. A. J. Foppiano, E. M. Ovalle, K. Bataille and M. Stepanova: Ionospheric evidence of the May 1960 earthquake over Concepción? [8]
  11. Zhu Rong, Yang Dong-mei, Jing Feng, Yang Jun-ying und Ouyang Xin-yan: Ionospheric perturbations before Pu’er earthquake observed on DEMETER [9]
  12. Hanns-Jochen Kaffsack, DPA: Wenn die Ionosphäre hustet [10]
  13. Zhu Rong, Yang Dong-mei, Jing Feng, Yang Jun-ying und Ouyang Xin-yan: Ionospheric perturbations before Pu’er earthquake observed on DEMETER [11]
  14. UK Solar System Data Centre: Basic ionosonde theory [12]
  15. Moltrecht, Eckart K. W., DJ4UF: Amateurfunklehrgang für das Amateurfunkzeugnis Klasse E, [13]
  16. Beer, Tom: The Aerospace Environment, Seite 80 [14]
  17. W. R. Piggott, K. Rawer (eds.): URSI Handbook on Ionogram Interpretation and Reduction. Elsevier Publ.Comp., Amsterdam 1961 (Übersetzungen existieren in Chinesisch, Französisch, Japanisch und Russisch).
  18. UMass Lowell Center for Atmospheric Research: Ionosonde Station Map [15]
  19. Leibniz-Institut für Atmosphärenphysik, Abteilung Radar/Raketen: Allgemeines [16]
  20. C. Stolle, S. Schlüter, N. Jakowski, Ch. Jacobi, S. Heise, A. Raabe: in der Ionosphäre unter Einbindung von GPS-Okkultationen. Abgerufen am 5. März 2010.
  21. a b International Reference Ionosphere
  22. a b Gerd W. Prölss: Physik des erdnahen Weltraums (Eingeschränkte Vorschau in der Google Buchsuche)
  23. URSI Incoherent Scatter Working Group: Incoherent Scatter Radars [17]
  24. IRI Workshops and Proceedings [18]
  25. D. Bilitza: Solar-Terrestrial Mpdels and Application Software. National Space Science Data Center/WDC-A 1990.
  26. a b Tadanori Ondoh, Katsuhide Marubashi: Science of Space Environment (Eingeschränkte Vorschau in der Google Buchsuche)
  27. E. V. Appleton: The Bakerian Lecture. Regularities and Irregularities in the Ionosphere. I. In: Proceedings of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences. 162, Nr. 911, 1937, S. 451–479 ([19], abgerufen am 5. März 2010).
  28. W. J. G. Beynon, E. R. Williams, F. Arnold, D. Krankowsky, W. C. Bain, P. H. G. Dickinson: D-region rocket measurements in winter anomaly absorption conditions. In: Nature. 261, Nr. 5556, 1976, S. 118-119, doi:10.1038/261118a0.
  29. a b R. W. Knecht: The Distribution of Electrons in the Lower and Middle Ionosphere. In: Progress in Radio Science, 1960-1963 – Volume 3 The ionosphere, review papers presented at commission iii on ionospheric radio during the xivth general assembly of ursi. 1965, S. 14–45.
  30. a b c Navy Postgraduate School: HF and Lower Frequency Radiation [20]
  31. J. A .Adcock (VK3ACA): Propagation of long Radio Waves.
  32. The American Association of Variable Star Observers: Sudden Ionospheric Disturbances.
  33. Windows to the Universe: Polar Cap Absorption Events – Massive Short Wave Communications Blackouts.
  34. Kenneth Davies: Ionospheric radio propagation. 1965 (US Department of Commerce, National Bureau of Standards).
  35. a b NASA: NASA Experiment May Have Found Trigger For Radio-Busting Bubbles.
  36. a b NOAA National Severe Storms Laboratory: Transient Luminous Events.
  37. Houston Chronicle: Huge observatory now needs to spot a rescuer [21]
  38. ESA: Results from Mars Express and Huygens: Mars Express radar reveals complex structure in ionosphere of Mars [22]
  39. ESA: Results from Mars Express and Huygens: Mars Express discovers new layer in Martian ionosphere [23]
  40. Text of 1912 Act, Fifteenth [24]
  41. Niels Klussmann, Arnim Malik: Lexikon der Luftfahrt, Seite 130 (Eingeschränkte Vorschau in der Google Buchsuche)
  42. National Academy of Sciences: Biographical Memoirs Vol. 70 [25]
  43. National Academy of Sciences: Biographical Memoirs Vol. 61 [26]
  44. Kertz, Walter: Biographisches Lexikon zur Geschichte der Geophysik [27]
  45. Virginia Tech, Department of Computer Science: The History of Computing: Maurice Vincent Wilkes [28]
  46. P.N. Lebedev Physical Institute, I.E.Tamm Theory Department: V.Ginzburg – Selected Scientific Papers [29]

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