熱層

增溫層（英文：Thermosphere），亦稱熱層、熱成層、熱氣層、遊離層，是地球大氣層的一層。它位於中氣層之上及外氣層之下，其頂部離地面約 600km。在大氣層的這一層中，紫外線輻射引起分子的光電離 / 光解離，產生離子。因此，增溫層構成電離層的較大部分。這一層的名稱源自希臘的 θερμός(發音為 thermos)，意思是熱。增溫層開始於海拔 80 公里 (50 英里) 。在這樣的高海拔地區，殘留的大氣氣體按照分子質量而分層（見湍流層頂）。由於吸收高能的太陽輻射，增溫層的溫度隨著高度的增加而增高；溫度依據太陽的活動，可以上升到或更高。輻射使這一層中的大氣粒子變成帶電粒子，能使無線電波發生折射，因而能在地平線之下接收到。從海拔 600 公里 (375 英里) 開始是外氣層，大氣開始逃逸至太空。然而根據卡門線的定義標準來判斷，增溫層本身就是太空的一部分。

該層中，高度衰減的氣體在白天可以達到。儘管溫度很高，但因為氣體密度極低（實際上是極度的真空），不足以讓分子傳熱，觀察者或物體在增溫層中仍會經歷低溫。因為熱輻射損失的能量將超過直接接觸大氣氣體獲得的能量，普通的溫度計讀數至少在夜間會明顯低於。在上方的中，因為密度非常低，以至於分子間的相互作用不夠頻繁，導致無法進行聲音的傳輸。

增溫層的動力學主要由大氣潮汐控制，其主要由驅動。由於中性氣體和電離層電漿之間的碰撞，大氣波在這個水準以上消散。

除了國際太空站在增溫層中間的之間繞地球執行外，俄羅斯已退役的和平號太空站和正在建設中的中國天宮太空站均在距離地表 320 至 380km 的增溫層底部執行。

中性氣體成分

根據兩個最低溫度，大約（對流層頂）和大約高度處，來劃分大氣層的區域是很方便的（圖 1）。增溫層（或上層大氣）是高度以上的區域，而對流層頂和中氣層頂之間的區域是中層大氣（平流層和中氣層），在這兩個區域，太陽紫外線輻射的吸收在附近產生最高溫度，並導致臭氧層的形成。

地球大氣層的密度幾乎隨著高度的上升高度呈指數級下降。在地面上方一平方釐米的柱子內的大氣總質量為 M=ρA H ≃ 1kg/cm2 (大氣標高為 H = 8 公里的平均大氣，在 z = 0 米高度的地面大氣密度為 A = 1.29 kg/m3)。80% 的質量集中在對流層內，在大約增溫層上方的質量僅為總質量的 0.002%。因此，可以預料到從增溫層到低層大氣區域的能量回饋並不明顯。

湍流導致湍流層頂下方約處較低大氣區域內的空氣是不會改變其組成的氣體混合物。這意味著平均分子量為 29g/mol 的氧分子（O2）和氮分子（N2）為兩個主要的成分。然而，在湍流層頂上方，各種成分的擴散分離非常顯著，因此每個成分都遵循其氣壓高度結構，其標度高度與其分子量成反比。較輕的氧原子（O）、氦（He）和氫原子（H）在大約的海拔高度上依序佔著主導地位，並隨地理位置、時間和太陽活動而變化。N2/O 比率是電離層 F 區電子密度的測量值，它受到這些變化的高度影響。這些變化源於動力過程中次要成分透過主要氣體成分的擴散。

增溫層含有相當濃度的鈉元素，出現在高於地球表面上方的中氣層邊緣，約的厚帶中。鈉的平均濃度為每立方釐米 40 萬個原子。這條帶經常透過來自流星昇華的鈉獲得補充。天文學家已經開始利用這條鈉帶創造導星，作為光學校正過程的一部分，以產生超清晰的地面觀測結果。

能量輸入

2.1 能源預算

增溫層的溫度可以透過密度觀測和衛星直接量測來確定。圖 1 中的溫度與高度 z 可透過所謂的剖面進行類比：

(1)

此處的 T∞是高度超過 400 公里的散逸層溫度，To = 355K，和 zo = 120km，是參考的溫度和高度，s 是一個經驗引數，取決於 T∞和隨著 T∞減少。這個公式是從一個簡單的熱傳導方程推匯出來的。對高度超過 zo = 120 公里處的一個總熱量輸入估計為 qo≃ 0.8 至 1.6mW/m2。為了獲得平衡條件，在高度超過 zo 處輸入的熱 qo 透過熱傳導流失到低層大氣區域。

散逸層的溫度 T∞是對太陽 XUV 輻射的一種合理量測。由於 10.7 釐米波長的太陽電波發射 F 是太陽活動的良好指標，因此可以應用經驗公式來類比寧靜磁層條件。

(2)

此處 T∞的量測單位為 K，Fo 是 10−2 W m−2 Hz−1 (科文頓指數)，F 值是在多個太陽週期中的平均值。在一個太陽週期內，科文頓指數通常在 70 到 250 之間變化，從不低於 50。因此，T∞大約在 740 和 1350K 之間變化。在非常寧靜的磁層條件下，剩餘的溫度約為 500K，仍然持續流動的磁層能量對 eq.（2）貢獻約 250 K 的溫度輸入。在 eq.（2）中其餘的 250K 可以歸因於對流層內產生的大氣波，並在較低的增溫層內消散。

2.2 太陽 XUV 輻射

波長小於 170nm 的太陽 X 射線和極紫外線輻射（XUV），在增溫層中幾乎完全被吸收。這種輻射導致各種電離層以及這些高度的溫度升高 (圖 1)。

雖然太陽可見光（380 至 780nm）幾乎是恆定的，其變異性不超過太陽常數的 0.1% 左右，而太陽 XUV 輻射在時間和空間上變化很大。例如，與太陽閃焰相關的 X 射線爆發可以在幾十分鐘的某段時間內，將其強度較閃焰前的水準顯著增加許多數量級。在極紫外線中，121.6nm 的萊曼 α 線是在電離層 D 層高度電離和離解的一個重要來源。在太陽活動的寧靜時期，它本身所含的能量比 XUV 光譜的其他部分都多。太陽 XUV 輻射的顯著變化屬於準週期變化，其週期分別為 27 天和 11 年，變化約為 100% 或更大。但是，在所有的時間尺度上都存在著不規則的波動。在低太陽活動期間，輸入增溫層的總能量約有一半被認為是太陽 XUV 輻射。這些太陽的 XUV 能量輸入僅在白天條件下發生，在赤道處最強大的期間出現在太陽位於分點時。

2.3 太陽風

進入增溫層的第二個能量來源是太陽風的能量，這些能量經由尚未完全理解的機制轉移到磁層。能量轉移的一種可能管道是透過流體動力學的發電機過程。太陽風粒子穿過地球磁層的兩極區域，地磁場線基本上是垂直方向的，且從黎明到黃昏都會產生電場。沿著最後一條閉合的地磁力線，其落點位於極光區內，磁場定向電流可以流入，在那裡它們被電的和霍爾電流關閉。彼得森電流的歐姆損耗加熱較低的增溫層（例如，參見）。此外，高能粒子從磁層滲透到極光區域，大大提高了導電性，進一步增加了電流，從而焦耳加熱。在磁層活動的寧靜期間，磁層對增溫層的能量預算貢獻可能達四分之一。這在 eq.(2) 大約是 250K 的散逸層溫度。然而，在非常活躍的活動期間，該熱量輸入可以大幅增加四倍或更多。太陽風的能量輸入主要發生在白天和夜間的極光區域。

2.4 大氣波

低層大氣中存在兩種大尺度的大氣波：具有有限垂直波長的內波，可以向上傳輸波能量；以及具有無限大波長的外波，不能傳輸波能量。對流層內產生的大氣重力波和大部分大氣潮汐屬於內波。它們的密度振幅隨著高度呈指數級增長，因此在中氣層頂時，這些波成為湍流，造成能量消散（類似於海岸海浪的破碎），從而在 eq.（2）中使增溫層加熱約 250k。另一方面，標記為（1，−2）由太陽輻照度最有效激發的是一種外波，在中氣層和低層大氣中只起到很小的作用。然而，在增溫層的高度，它成為主要的波。它驅動內大約 100 到 200 公里高度之間的電流。

以潮汐波為主的加熱，主要發生在低緯度和中緯度地區。這種加熱的變異性取決於對流層和中氣層大氣的氣象條件，但可能不會超過 50%。

動力學

在海拔約的增溫層內，所有大氣波依次成為外波，並且沒有明顯可見的垂直波結構。大氣波模式退化為球面函式 Pnm，m 為經向波數，n 為緯向波數 (m=0：緯向平均流量；m=1：日潮；m=2：半日潮；等等)。增溫層成為具有低通濾特徵的阻尼振盪系統。這意味著較小尺度（較大數量的（n，m））和較高頻率的波被抑制，有利於大尺度和較低頻率的波。如果考慮非常寧靜的磁層擾動和恆定的平均外層溫度（在球面上平均），則可以用一組球面函式來描述觀測到的外球面溫度的時間和空間分佈：

(3)

在此處，φ 是緯度，λ 是經度，和 t 是時間，ωa 是一年的角頻率，ω 是一太陽日的角頻率，以及 τ= ωdt + λ 是地方時。τa=6 月 21 日，是北半球的夏至，和 τd=15:00，為當地日最高氣溫時間。

在 (3) 右邊的第一項是散逸層溫度（〜1000K）的全球平均值。第二項 P20=0.5（3sin2 (φ)−1）表示低緯度地區的熱過剩和高緯度地區相應的熱虧損（圖 2a）。一個熱風系統隨著風向上一層的磁極和遠離下一層磁極而發展。因為即使在寧靜的磁層條件下，極光區域的焦耳加熱也會補償多餘的熱量，因此係數 ΔT20≈ 0.004 很小。然而，在受到擾動的條件下，該項佔主導地位，會改變符號。因此現在過剩的熱量從兩極輸送到赤道。第三項（P10=sinφ）表示夏季半球的熱量過剩，並負責將過剩熱量從夏季半球輸送到冬季半球（圖 2b）；其相對振幅為 ΔT10≃ 0.13。第四項（P11 (φ)=cosφ）是主要的日波（潮汐模式 (1，−2)）。它負責將多餘的熱量從白天半球輸送到夜間半球（圖 2d），其相對振幅為 ΔT11≃ 0.15，因此值約為 150K。等式（3）中必須新增額外的專案（例如，半年、半日和高階項）。然而，它們重要性並不大。因為可以針對為密度、壓力和各種氣體成分得出相應的總和。

增溫層風暴

與太陽的 XUV 輻射相比，由地磁變化在地面顯示的磁層擾動顯示出不可預測的脈衝特徵，從數小時量級的短週期擾動到持續數天的長期巨風暴。增溫層對大型磁層風暴的反應稱為增溫層風暴。由於增溫層的熱量輸入發生在高緯度地區（主要是極光區域），熱傳輸以式（3）中的 P20 表示。此外，由於擾動的脈衝形式，產生了高階項，但其衰減時間很短，因此很快就會消失。這些模式的總和決定了擾動到低緯度的 "旅行時間"，從而決定了增溫層對磁層擾動的反應時間。對的發展而言，重要的是在增溫層風暴期間，在中高緯度 N2/O 比率的增加。N2 的增加，增加了電離層電漿的損耗過程，從而導致電離層的 F 層（負電離層風暴）內的電子密度降低。

極光現象

熱層在高緯度地區因磁場而被加速的電子會順勢流入，與熱層中的大氣分子衝突繼而受到激發及電離。當那些分子復回原來狀態的時候，就會產生發光現象。此稱為極光。