Ionosphäre

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-${\displaystyle \alpha }$-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 dort herrschenden 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 tagsüber eine Nutzung der Raumwelle auf Funkfrequenzen kleiner als etwa 10 MHz (ionosphärischer Wellenleiter). UKW-Signale können an der D-Schicht gestreut werden (Ionoscatter).

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, sodass nur 0,1 % der vorhandenen Atome ionisiert sind.[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 Kilometer 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 oder kurz als Heaviside-Schicht bezeichnet. Die Bezeichnung geht zurück auf Arthur Edwin Kennelly beziehungsweise Oliver Heaviside, die unabhängig voneinander und 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 erstmals 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 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 jedoch 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 Funkverkehr über 3500 km 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).

Höhere Schichten der Ionosphäre werden durch die Sonnenstrahlung teilweise ionisiert und enthalten deshalb freie Elektronen, die durch das elektrische Feld von Funkwellen der Frequenz ${\displaystyle f}$ zu Schwingungen angeregt werden können. Die schwingenden Elektronen senden ihrerseits Wellen aus, die in der Umgebung der Plasmafrequenz ${\displaystyle f_{\text{P}}}$ (2 bis 7 MHz) stark phasenverschoben sind und sich mit der ursprünglichen Welle überlagern. Da die Ionosphäre vom Magnetfeld der Erde durchsetzt ist, können die freien Elektronen von den Funkwellen zusätzlich zu Kreisbewegungen um die Feldlinien angeregt werden. Diese Zyklotronfrequenz ${\displaystyle f_{\text{B}}}$ beträgt über Mitteleuropa etwa 1,3 MHz. Dabei kann die Drehrichtung der zirkular polarisierten Funkwelle mit der Elektronenbewegung übereinstimmen oder nicht, weshalb die Ionosphäre zirkular doppelbrechend ist. Linear polarisierte Wellen müssen deshalb als Überlagerung zweier zirkularer Wellen mit entgegengesetztem Umlaufsinn interpretiert werden, für die unterschiedliche Brechungsindex ${\displaystyle n}$ gelten. Verläuft die Ausbreitungsrichtung parallel zu den Magnetfeldlinien, gelten für f > 1 MHz folgende Näherungen:[8][9]

${\displaystyle n_{\text{links}}={\sqrt {1-{\frac {f_{\text{P}}^{2}}{f(f+f_{\text{B}})}}}}}$

${\displaystyle n_{\text{rechts}}={\sqrt {1-{\frac {f_{\text{P}}^{2}}{f(f-f_{\text{B}})}}}}}$

Der Unterschied beider Formeln ist im UKW-Bereich vernachlässigbar und verschwindet, falls der Wellenvektor mit der Richtung des Magnetfeldes einen rechten Winkel einschließt, denn dann ist ${\displaystyle f_{\text{B}}=0}$ (Anisotropie). Die beiden zirkular polarisierten Funkwellen bewegen sich mit unterschiedlicher Phasengeschwindigkeit (eine größere Phasengeschwindigkeit entspricht einem kleineren Brechungsindex) durch das Material und können unterschiedlich gedämpft werden. Beim Empfang überlagern sich beide Anteile zu einer elliptisch polarisierten Welle, deren Hauptrichtung meist gedreht ist (Faraday-Effekt).[10][11]

Vertikales Ausbreitungsverhalten zweier Funksignale unterschiedlicher Frequenz. Die niedrigere des rechten Signals wird in der E-Schicht reflektiert, die höhere des linken durchdringt die E-Schicht, bleibt aber niedriger als die kritische Frequenz der F-Schicht, weshalb sie in dieser Schicht reflektiert wird.

Flach abgestrahlte Wellen treffen in einiger Entfernung wieder auf den Erdboden

Für ${\displaystyle f<f_{\text{P}}}$ ist der Brechungsindex rein imaginär. Deshalb werden alle tieferen Frequenzen vollständig reflektiert. Wie bei der Überschreitung der Grenzfrequenz eines Hohlleiters können – bei ausreichender Schichtdicke – die Wellen die Ionosphäre nicht durchdringen, werden aber auch nicht absorbiert. Lang- und Mittelwellensignale kehren also immer zum Erdboden zurück, ebenso Funkfrequenzen unterhalb der Plasmafrequenz der F2-Schicht, die meist über 7 MHz liegt. Funksignale oberhalb dieser kritischen Frequenz können die Ionosphäre bei senkrechtem Einfall durchdringen. Für eine schräg auffallende Welle ist die entsprechende Grenzfrequenz, die Maximum Usable Frequency (MUF) höher als die kritische, umso mehr, je flacher der Einfall erfolgt. Sie kann aus der kritischen Frequenz näherungsweise wie folgt bestimmt werden:[12][13]

${\displaystyle f_{\text{muf}}\approx {\frac {f_{\text{kritisch}}}{\sin \alpha }}=f_{\text{kritisch}}{\sqrt {1+\left({\frac {d}{2h_{\text{virt}}}}\right)^{2}}}}$

mit ${\displaystyle \alpha }$ = Abstrahlwinkel der Welle relativ zum Horizont, ${\displaystyle d}$ = Entfernung zwischen Sende- und Empfangsort, ${\displaystyle h_{\text{virt}}}$ = virtuelle Höhe der Reflexion.

Flach abgestrahlte Wellen treffen nach der Totalreflexion an einer Ionosphärenschicht in einiger Entfernung wieder auf den Erdboden. Falls die Bodenwelle geringere Reichweite hat, entsteht um den Sender herum eine tote Zone, in der kein Empfang möglich ist, wohl aber in größerer Entfernung. Der Begriff „Reichweite“ verliert hier seinen Sinn.

Die minimal nutzbare Frequenz (englisch: lowest usable frequency, LUF) ist die untere Grenzfrequenz im Kurzwellenbereich, 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. Diese Überlegungen gelten nicht für den UKW-Bereich, dessen Frequenzen oberhalb der Plasmafrequenz liegen.

Energiewandlung mit einem Propulsive Tether System.

Das Propulsive Small Expendable Deployer System (ProSEDS) ist ein kabelbasiertes System zur Gewinnung elektrischer Energie und Ausübung von elektrodynamischen Kräften auf Raumfahrzeuge, das nach dem Funktionsprinzip eines Space Tethers arbeitet.[14] 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.

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,[15] aber auch Effekte wie die Anregung von atmosphärischen Schwerewellen durch Ausgasungen (Abb. 12 in).[16] Auch wenn die Ionosphäre seit längerem vom Boden aus[17] und mit Satelliten[16][18] 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[18][19] und der 2006 gestartete russische Kompas 2.

Die nachfolgend vorgestellten Größen lassen sich in lokale physikalische Größen und Kenngrößen der Schichten unterscheiden. [Letztere sind der Messung von außen direkt zugänglich und für Anwendungen meist ausreichend.] Die praktische Anwendung der Definitionen ist im URSI Handbook[20] erläutert.

Für Anwendungen im Zusammenhang mit elektromagnetischen Wellen ist die Plasmafrequenz eine zentrale Größe. Sie gibt an, bis herab zu welchen Frequenzen die Wellen sich im Plasma ausbreiten. Die Plasmafrequenz hängt hauptsächlich von der Teilchendichte ${\displaystyle n_{e}}$ der Elektronen ab, da diese dem Wechselfeld leichter folgen als die trägen Ionen. Unter Vernachlässigung der Ionen beträgt die Plasmafrequenz

${\displaystyle f_{\mathrm {p} }={\frac {1}{2\pi }}{\sqrt {\frac {e^{2}{n}_{\mathrm {e} }}{m_{e}{\varepsilon }_{0}}}}\,.}$

Darin sind ${\displaystyle e}$ die Ladung und ${\displaystyle m_{\text{e}}}$ die Masse eines Elektrons. Und ${\displaystyle {\varepsilon }_{0}}$ ist die elektrische Feldkonstante. Setzt man diese Konstanten ein, so ergibt sich

${\displaystyle f_{\mathrm {p} }=8{,}978\,\mathrm {Hz} \cdot {\sqrt {n_{\mathrm {e} }/\mathrm {m} ^{-3}}}}$

Abhängig von der Dichte der freien Elektronen steigt die Plasmafrequenz von etwa 1,5 MHz in 100 km Höhe auf etwa 7 MHz in etwa 800 km Höhe.[21]

Eine ähnliche Größe ist die vom Magnetfeld abhängige Gyrationsfrequenz. Abgesehen von Sonnenstürmen ist das Magnetfeld das irdische und die Gyrofrequenz nahe bei 1 MHz.

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.

Die Antennenanlage der HAARP-Ionosonde

Eine Ionosonde ist eine Radar-Anlage zur aktiven Untersuchung der Ionosphäre. Ionosonden überwachen die Höhe und die kritische Frequenz der Ionosphärenschichten. Dazu senden sie Kurzwellen-Radarpulse verschiedener Frequenzen gegen die Ionosphäre und messen hauptsächlich die Laufzeit des empfangenen Echos, aus der die Höhe der Reflexion bestimmt werden kann.[22]

Mit zunehmender Frequenz wird das Signal weniger stark zurückgestreut und dringt somit tiefer in die Ionosphäre ein, bevor es reflektiert wird. Durch das tiefere Eindringen verändert sich die gemessene, sogenannte virtuelle, Höhe der reflektierenden Schicht. Beim Überschreiten der kritischen Frequenz ist die Ionosphäre nicht mehr in der Lage, das Signal zu reflektieren. Es kann jeweils nur die Hälfte der Ionosphäre bis zur maximalen Elektronendichte sondiert werden. Die Messanlagen befinden sich in der Regel am Erdboden zur Untersuchung der Unterseite („bottomside“) oder auf Satelliten für die Oberseite („topside“).

Mit den Sonden können Aufzeichnungen der Signallaufzeit beziehungsweise daraus berechneten Reflexionshöhe über der Frequenz erstellt werden, die sogenannten Ionogramme.

HAARP-Empfangsanlagen, oben die der beiden Riometer

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

Es misst die Empfangsstärke 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 (englisch 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.[23]

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 beieinander (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.[24]

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). 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[25] 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.

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[26] 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]

Vor der Zerstörung des Arecibo-Observatoriums existierten weltweit neun solcher Einrichtungen.[27]

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).[25] 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.[28] Dieses Modell ist seit 1999 Welt-Standard für die terrestrische Ionosphäre.

Weitere Modelle[29] konzentrieren sich 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 beschreiben.

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 über dem wahren magnetischen Äquator entsteht dort, weil durch ein Zusammenwirken elektrischer und magnetischer Felder (ExB-Drift[30]) die freien Elektronen der F-Schicht in größere Höhen gedrückt werden, von wo sie dann entlang der nord-südlich verlaufenden magnetischen Feldlinien des Erdmagnetfeldes 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 (ionosphärische Dynamoschicht). Im magnetischen Feld verlaufen die Feldlinien im Außenbereich jedes Magneten vom magnetischen Nord- zum Südpol, d. h. beim Erdmagnetfeld nordwärts. Gemäß der Drei-Finger-Regel wirkt die Lorentzkraft auf die freien Elektronen der Ionosphäre am Äquator aufwärts.

Die D-Schicht-Winteranomalie wurde im Jahr 1937 von Edward Victor Appleton entdeckt[31] 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.[32] Die Anomalie erreicht dabei typischerweise eine Ausdehnung von mehreren tausend Kilometern, weswegen als Ursache eine meteorologische Komponente vermutet wird.[33] 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 etwa 80 % Dämpfungszunahme wahrscheinlich.[33]

Koronaler Massenauswurf aus einem Flare (Sonne)

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 Teilchen reisen als Plasma-Wolke von der Sonne zur Erde, wo sie durch das Magnetfeld der Erde in die polnahen Gebiete geleitet werden (magnetosphärisches elektrisches Konvektionsfeld). 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 acht 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.

Sudden Ionospheric Disturbances (SIDs) haben ihren Ursprung in einer erhöhten Röntgen- und Ultraviolettstrahlung der Sonne. Diese wird von der Ionosphäre absorbiert und führt dort vor allem 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 (engl. Very Low Frequency, VLF) zu beobachten, da die D-Schicht Längstwellen als Reflektor dienen kann.[35] Eine erhöhte Ionisation verbessert diese Reflexionseigenschaft. Die plötzliche Zunahme der Signalstärke von Längstwellensendern wird als Indikator für SIDs eingesetzt.[36]

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[37]) 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[38] nur von bis zu 5–6 Stunden.

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 infolge von Rotationsdifferenzen zwischen freien Elektronen und Ionen, da Letztere einer mechanischen Reibung unterworfen sind, Erstere jedoch nicht.[30] Diese nicht sonneninduzierten Ereignisse werden in zwei Typen unterschieden und zwar hinsichtlich der räumlichen Struktur der Störungen. Nach[34] 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.[39]

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.[34] 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.[40] Ein weiteres Gewitter-Phänomen sind die als Whistler bezeichneten niederfrequenten elektromagnetischen Signale, die u. a. die Ionosphäre durchwandern.

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

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. Ihre Struktur ist oft wolkenartig, kann aber auch in weitem Bereich homogen sein. Sie kann zu unerwartet hohen Reichweiten führen.

Normalerweise durchdringen Funksignale oberhalb der normalen Grenzfrequenz der E-Schicht diese. Während eines sporadischen E-Ereignisses werden die Signale aber dort reflektiert, was Weitbereichsverbindungen verschlechtert, aber für besseren Empfang innerhalb der Erstsprungzone bzw. Toten Zone führt.

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

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.[26] Blasen mit einer verminderten Plasmadichte werden als Ursache für die transäquatoriale Ausbreitung (trans equitorial propagation, kurz TEP) gesehen.[39]