Todos los que han volado en un avión están acostumbrados a este tipo de mensaje: “nuestro vuelo está a una altitud de 10.000 m, la temperatura por la borda es de 50 °C”. No parece nada especial. Cuanto más lejos de la superficie de la Tierra calentada por el Sol, más frío. Mucha gente piensa que la disminución de la temperatura con la altura continúa y gradualmente la temperatura desciende, acercándose a la temperatura del espacio. Por cierto, los científicos pensaron así hasta finales del siglo XIX.
Echemos un vistazo más de cerca a la distribución de la temperatura del aire sobre la Tierra. La atmósfera se divide en varias capas, que reflejan principalmente la naturaleza de los cambios de temperatura.
La capa inferior de la atmósfera se llama troposfera, que significa "esfera de rotación". Todos los cambios en el tiempo y el clima son el resultado de procesos físicos que ocurren precisamente en esta capa. El límite superior de esta capa se encuentra donde la disminución de la temperatura con la altura es reemplazada por su aumento, aproximadamente en una altitud de 15-16 km sobre el ecuador y 7-8 km sobre los polos. Al igual que la Tierra misma, la atmósfera bajo la influencia de la rotación de nuestro planeta también se aplana un poco sobre los polos y se hincha sobre el ecuador. Sin embargo, este efecto es mucho más fuerte en la atmósfera que en la capa sólida de la Tierra. En la dirección desde la superficie de la Tierra hasta el límite superior de la troposfera, la temperatura del aire desciende. Por encima del ecuador, la temperatura mínima del aire es de aproximadamente -62 ° C, y por encima de los polos alrededor de -45 ° C. En latitudes templadas, más del 75% de la masa de la atmósfera está en la troposfera.En los trópicos, alrededor del 90% está dentro de la troposfera masas de la atmósfera.
En 1899, se encontró un mínimo en el perfil de temperatura vertical a cierta altitud, y luego la temperatura aumentó ligeramente. El comienzo de este aumento significa la transición a la siguiente capa de la atmósfera - a estratosfera, que significa "esfera de capa". El término estratosfera significa y refleja la idea anterior de la singularidad de la capa que se encuentra sobre la troposfera. La estratosfera se extiende hasta una altura de unos 50 km sobre la superficie de la tierra. Su característica es , en particular, un fuerte aumento en la temperatura del aire Este aumento en la temperatura se explica reacción de formación de ozono - uno de los principales reacciones químicas ocurriendo en la atmósfera.
La mayor parte del ozono se concentra en altitudes de unos 25 km, pero en general la capa de ozono es un caparazón fuertemente estirado a lo largo de la altura, que cubre casi toda la estratosfera. La interacción del oxígeno con los rayos ultravioleta es uno de los procesos favorables en la atmósfera terrestre que contribuyen al mantenimiento de la vida en la tierra. La absorción de esta energía por el ozono evita su flujo excesivo hacia la superficie terrestre, donde se crea exactamente el nivel de energía adecuado para la existencia. formas terrenales vida. La ozonosfera absorbe parte de la energía radiante que atraviesa la atmósfera. Como resultado, en la ozonosfera se establece un gradiente vertical de temperatura del aire de aproximadamente 0,62 °C por cada 100 m, es decir, la temperatura aumenta con la altura hasta el límite superior de la estratosfera - la estratopausa (50 km), alcanzando, según algunos datos, 0°C.
En altitudes de 50 a 80 km existe una capa de la atmósfera llamada mesosfera. La palabra "mesosfera" significa "esfera intermedia", aquí la temperatura del aire continúa disminuyendo con la altura. Por encima de la mesosfera, en una capa llamada termosfera, la temperatura vuelve a subir con la altitud hasta unos 1000°C y luego desciende muy rápidamente a -96°C. Sin embargo, no cae indefinidamente, luego la temperatura vuelve a subir.
termosfera es la primera capa ionosfera. A diferencia de las capas mencionadas anteriormente, la ionosfera no se distingue por la temperatura. La ionosfera es una región de naturaleza eléctrica que hace posibles muchos tipos de comunicaciones por radio. La ionosfera se divide en varias capas, designándolas con las letras D, E, F1 y F2. Estas capas también tienen nombres especiales. La división en capas se debe a varias razones, entre las cuales la más importante es la influencia desigual de las capas en el paso de las ondas de radio. La capa más baja, D, absorbe principalmente las ondas de radio y, por lo tanto, evita que se sigan propagando. La capa E mejor estudiada se encuentra a una altitud de unos 100 km sobre la superficie terrestre. También se denomina capa de Kennelly-Heaviside por los nombres de los científicos estadounidenses e ingleses que la descubrieron de forma simultánea e independiente. La capa E, como un espejo gigante, refleja las ondas de radio. Gracias a esta capa, las ondas de radio largas viajan distancias más largas de lo que se esperaría si se propagaran solo en línea recta, sin ser reflejadas desde la capa E. La capa F también tiene propiedades similares, también llamada capa de Appleton. Junto con la capa de Kennelly-Heaviside, refleja las ondas de radio hacia las estaciones de radio terrestres. Tal reflexión puede ocurrir en varios ángulos. La capa de Appleton se encuentra a una altitud de unos 240 km.
La región más externa de la atmósfera, la segunda capa de la ionosfera, a menudo se denomina exosfera. Este término indica la existencia de las afueras del espacio cerca de la Tierra. Es difícil determinar exactamente dónde termina la atmósfera y comienza el espacio, ya que la densidad de los gases atmosféricos disminuye gradualmente con la altura y la atmósfera misma se convierte gradualmente en un casi vacío, en el que solo se encuentran las moléculas individuales. Ya a una altitud de unos 320 km, la densidad de la atmósfera es tan baja que las moléculas pueden viajar más de 1 km sin chocar entre sí. La parte más externa de la atmósfera sirve como su límite superior, que se encuentra en altitudes de 480 a 960 km.
Se puede encontrar más información sobre los procesos en la atmósfera en el sitio web "Clima terrestre"
La atmósfera comenzó a formarse junto con la formación de la Tierra. En el curso de la evolución del planeta ya medida que sus parámetros se acercaban a los valores modernos, hubo cambios fundamentalmente cualitativos en su composición química y propiedades físicas. Según el modelo evolutivo, en una etapa temprana, la Tierra se encontraba en estado fundido y hace unos 4.500 millones de años se formó como sólido. Este hito se toma como el inicio de la cronología geológica. A partir de ese momento comenzó la lenta evolución de la atmósfera. Algunos procesos geológicos (por ejemplo, los derrames de lava durante las erupciones volcánicas) estuvieron acompañados de la liberación de gases de las entrañas de la Tierra. Incluían nitrógeno, amoníaco, metano, vapor de agua, óxido de CO2 y dióxido de carbono CO2. Bajo la influencia de la radiación ultravioleta solar, el vapor de agua se descompuso en hidrógeno y oxígeno, pero el oxígeno liberado reaccionó con el monóxido de carbono, formando dióxido de carbono. El amoníaco se descompone en nitrógeno e hidrógeno. El hidrógeno, en el proceso de difusión, se elevó y abandonó la atmósfera, mientras que el nitrógeno más pesado no pudo escapar y se acumuló gradualmente, convirtiéndose en el componente principal, aunque parte de él se unió a las moléculas como resultado de reacciones químicas. cm. QUÍMICA DE LA ATMÓSFERA). Bajo la influencia de los rayos ultravioleta y las descargas eléctricas, una mezcla de gases presentes en la atmósfera original de la Tierra entró en reacciones químicas, como resultado de lo cual se formaron sustancias orgánicas, en particular aminoácidos. Con la llegada de las plantas primitivas se inició el proceso de fotosíntesis, acompañado de la liberación de oxígeno. Este gas, especialmente después de la difusión en la atmósfera superior, comenzó a proteger sus capas inferiores y la superficie de la Tierra de la radiación ultravioleta y de rayos X que amenaza la vida. Según estimaciones teóricas, el contenido de oxígeno, que es 25.000 veces menor que ahora, ya podría conducir a la formación de una capa de ozono con solo la mitad de lo que es ahora. Sin embargo, esto ya es suficiente para proporcionar una protección muy significativa de los organismos contra los efectos dañinos de los rayos ultravioleta.
Es probable que la atmósfera primaria contuviera mucho dióxido de carbono. Se consumió durante la fotosíntesis, y su concentración debe haber disminuido a medida que evolucionó el mundo vegetal, y también debido a la absorción durante algunos procesos geológicos. En la medida en el efecto invernadero asociadas con la presencia de dióxido de carbono en la atmósfera, las fluctuaciones en su concentración son una de las causas importantes de cambios climáticos a gran escala en la historia de la Tierra, tales como glaciaciones.
El helio presente en la atmósfera moderna en la mayor parte es un producto de la desintegración radiactiva del uranio, el torio y el radio. Estos elementos radiactivos emiten partículas a, que son los núcleos de los átomos de helio. Dado que una carga eléctrica no se forma y no desaparece durante la desintegración radiactiva, con la formación de cada partícula a aparecen dos electrones que, recombinándose con las partículas a, forman átomos de helio neutro. Los elementos radiactivos están contenidos en minerales dispersos en el espesor de las rocas, por lo que una parte importante del helio formado como consecuencia de la desintegración radiactiva se almacena en ellas, volatilizando muy lentamente a la atmósfera. Una cierta cantidad de helio se eleva hacia la exosfera debido a la difusión, pero debido a la entrada constante de la superficie terrestre, el volumen de este gas en la atmósfera permanece casi sin cambios. Con base en el análisis espectral de la luz estelar y el estudio de meteoritos, es posible estimar la abundancia relativa de varios elementos químicos En el universo. La concentración de neón en el espacio es aproximadamente diez mil millones de veces mayor que en la Tierra, kriptón, diez millones de veces y xenón, un millón de veces. De esto se deduce que la concentración de estos gases inertes, aparentemente presentes originalmente en la atmósfera de la Tierra y que no se reponen en el curso de las reacciones químicas, disminuyó considerablemente, probablemente incluso en la etapa en que la Tierra perdió su atmósfera primaria. Una excepción es el gas inerte argón, ya que todavía se forma en forma de isótopo 40 Ar en el proceso de desintegración radiactiva del isótopo de potasio.
Distribución de la presión barométrica.
El peso total de los gases atmosféricos es de aproximadamente 4,5 10 15 toneladas, por lo que el "peso" de la atmósfera por unidad de área, o presión atmosférica, es de aproximadamente 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 a nivel del mar. Presión igual a P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Arte. = 1 atm, tomada como la presión atmosférica media estándar. Para una atmósfera en equilibrio hidrostático, tenemos: d PAGS= -rgd h, lo que significa que en el intervalo de alturas desde h antes de h+d h tiene lugar igualdad entre el cambio de presión atmosférica d PAGS y el peso del correspondiente elemento de la atmósfera con unidad de área, densidad r y espesor d H. Como una relación entre la presión R y temperatura T Se utiliza la ecuación de estado de un gas ideal con densidad r, que es bastante aplicable para la atmósfera terrestre: PAGS= r r T/m, donde m es el peso molecular y R = 8,3 J/(K mol) es la constante universal de los gases. luego dlog PAGS= – (metro g/RT)D h= -bd h= – re h/H, donde el gradiente de presión está en escala logarítmica. El recíproco de H se llama la escala de la altura de la atmósfera.
Al integrar esta ecuación para una atmósfera isotérmica ( T= const) o por su parte, donde tal aproximación es aceptable, se obtiene la ley barométrica de distribución de presión con la altitud: PAGS = PAGS 0 exp(- h/H 0), donde la lectura de altura h producido a partir del nivel del océano, donde la presión media estándar es PAGS 0 Expresión H 0=R T/ mg, se llama la escala de altura, que caracteriza la extensión de la atmósfera, siempre que la temperatura en ella sea la misma en todas partes (atmósfera isotérmica). Si la atmósfera no es isotérmica, entonces es necesario integrar teniendo en cuenta el cambio de temperatura con la altura y el parámetro H- alguna característica local de las capas de la atmósfera, en función de su temperatura y de las propiedades del medio.
Ambiente estándar.
Modelo (tabla de valores de los principales parámetros) correspondiente a la presión estándar en la base de la atmósfera R 0 y la composición química se llama atmósfera estándar. Más precisamente, este es un modelo condicional de la atmósfera, para el cual los valores promedio de temperatura, presión, densidad, viscosidad y otras características del aire para una latitud de 45° 32° 33І se establecen a altitudes de 2 km bajo el mar. hasta el límite exterior de la atmósfera terrestre. Los parámetros de la atmósfera media en todas las altitudes se calcularon utilizando la ecuación de estado de los gases ideales y la ley barométrica. suponiendo que al nivel del mar la presión es de 1013,25 hPa (760 mmHg) y la temperatura es de 288,15 K (15,0 °C). Según la naturaleza de la distribución vertical de la temperatura, la atmósfera media consta de varias capas, en cada una de las cuales la temperatura se aproxima mediante una función lineal de la altura. En la capa más baja, la troposfera (h Ј 11 km), la temperatura desciende 6,5 ° C con cada kilómetro de ascenso. A grandes altitudes, el valor y el signo del gradiente de temperatura vertical cambian de una capa a otra. Por encima de los 790 km, la temperatura ronda los 1000 K y prácticamente no cambia con la altitud.
La atmósfera estándar es una norma legalizada, actualizada periódicamente, emitida en forma de tablas.
| Tabla 1. MODELO ESTÁNDAR DE ATMÓSFERA TERRESTRE. La tabla muestra: h- altura desde el nivel del mar, R- presión, T– temperatura, r – densidad, norte es el número de moléculas o átomos por unidad de volumen, H- escala de altura, yo es la longitud del camino libre. La presión y la temperatura a una altitud de 80 a 250 km, obtenidas a partir de datos de cohetes, tienen valores más bajos. Los valores extrapolados para alturas superiores a 250 km no son muy precisos. | ||||||
| h(km) | PAGS(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | norte(cm-3) | H(km) | yo(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1.22 10 -3 | 2.55 10 19 | 8,4 | 7.4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11 10 -3 | 2.31 10 19 | 8.1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1.01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9.1 10 -4 | 1.89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8.2 10 -4 | 1.70 10 19 | 1.1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7.4 10 -4 | 1.53 10 19 | 7,7 | 1.2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1.37 10 19 | 1.4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5.2 10 -4 | 1.09 10 19 | 1.7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4.1 10 -4 | 8.6 10 18 | 6,6 | 2.2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4.0 10 18 | 4.6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1.85 10 18 | 6,3 | 1.0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1.9 10 -5 | 3.9 10 17 | 6,7 | 4.8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3.9 10 -6 | 7.6 10 16 | 7,9 | 2.4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 10 -6 | 2.4 10 16 | 8,1 | 8.5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3.9 10 -7 | 7.7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1.1 10 -7 | 2.5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2.7 10 -8 | 5.0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2.8 10 -3 | 210 | 5.0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5.8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1.8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1.7 10 -4 | 260 | 2.1 10 –10 | 5.4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1.8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3.2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1.8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 -14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 –10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 –11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposfera.
Lo más bajo y lo más capa densa atmósfera en la que la temperatura disminuye rápidamente con la altura se llama troposfera. Contiene hasta el 80% de la masa total de la atmósfera y se extiende en las latitudes polares y medias hasta alturas de 8 a 10 km, y en los trópicos hasta 16 a 18 km. Casi todos los procesos de formación del clima se desarrollan aquí, se produce un intercambio de calor y humedad entre la Tierra y su atmósfera, se forman nubes, se producen diversos fenómenos meteorológicos, se producen nieblas y precipitaciones. Estas capas de la atmósfera terrestre están en equilibrio convectivo y, debido a la mezcla activa, tienen una distribución uniforme. composición química, principalmente a partir de nitrógeno molecular (78%) y oxígeno (21%). La gran mayoría de los contaminantes atmosféricos de aerosoles y gases naturales y artificiales se concentran en la troposfera. La dinámica de la parte inferior de la troposfera de hasta 2 km de espesor depende en gran medida de las propiedades de la superficie subyacente de la Tierra, que determina los movimientos horizontales y verticales del aire (vientos) debido a la transferencia de calor desde una tierra más cálida a través de la radiación IR de la superficie terrestre, que es absorbida en la troposfera, principalmente por el vapor de agua y el dióxido de carbono (efecto invernadero). La distribución de temperatura con la altura se establece como resultado de la mezcla turbulenta y convectiva. De media, corresponde a un descenso de la temperatura con altura de unos 6,5 K/km.
La velocidad del viento en la capa límite de la superficie primero aumenta rápidamente con la altura y, más arriba, continúa aumentando a razón de 2 a 3 km/s por kilómetro. A veces, en la troposfera hay corrientes planetarias estrechas (con una velocidad de más de 30 km/s), occidentales en latitudes medias y orientales cerca del ecuador. Se llaman corrientes en chorro.
tropopausa.
En el límite superior de la troposfera (tropopausa), la temperatura alcanza su valor mínimo para la atmósfera inferior. Esta es la capa de transición entre la troposfera y la estratosfera por encima de ella. El espesor de la tropopausa es de cientos de metros a 1,5 a 2 km, y la temperatura y la altitud, respectivamente, varían de 190 a 220 K y de 8 a 18 km, según la latitud geográfica y la estación. En latitudes templadas y altas, en invierno es de 1 a 2 km más baja que en verano y de 8 a 15 K más cálida. En los trópicos, los cambios estacionales son mucho menores (altitud 16–18 km, temperatura 180–200 K). Encima corrientes en chorro posible ruptura de la tropopausa.
El agua en la atmósfera terrestre.
La característica más importante de la atmósfera terrestre es la presencia de una cantidad significativa de vapor de agua y agua en forma de gotas, que se observa más fácilmente en forma de nubes y estructuras de nubes. El grado de nubosidad del cielo (en un momento determinado o en promedio durante un período de tiempo determinado), expresado en una escala de 10 puntos o en porcentaje, se denomina nubosidad. La forma de las nubes está determinada por la clasificación internacional. En promedio, las nubes cubren alrededor de la mitad del globo. Nubosidad - factor importante describir el tiempo y el clima. En invierno y en la noche, la nubosidad impide que disminuya la temperatura de la superficie terrestre y de la capa superficial de aire, en verano y durante el día debilita el calentamiento de la superficie terrestre por los rayos del sol, suavizando el clima en el interior de los continentes.
Nubes.
Las nubes son acumulaciones de gotas de agua suspendidas en la atmósfera (nubes de agua), cristales de hielo (nubes de hielo) o ambos (nubes mixtas). A medida que las gotas y los cristales se hacen más grandes, caen de las nubes en forma de precipitación. Las nubes se forman principalmente en la troposfera. Son el resultado de la condensación del vapor de agua contenido en el aire. El diámetro de las gotas de las nubes es del orden de varias micras. El contenido de agua líquida en las nubes es desde fracciones hasta varios gramos por m3. Las nubes se distinguen por su altura: Según la clasificación internacional, existen 10 géneros de nubes: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
También se observan nubes de nácar en la estratosfera y nubes noctilucentes en la mesosfera.
Cirros: nubes transparentes en forma de finos hilos blancos o velos con un brillo sedoso que no dan sombra. Los cirros están formados por cristales de hielo y se forman en la troposfera superior a temperaturas muy bajas. Algunos tipos de cirros sirven como presagios de cambios climáticos.
Las nubes cirrocúmulos son crestas o capas de nubes blancas delgadas en la troposfera superior. Las nubes cirrocúmulos se construyen a partir de pequeños elementos que parecen copos, ondas, pequeñas bolas sin sombras y consisten principalmente en cristales de hielo.
Nubes cirrostratos: un velo translúcido blanquecino en la troposfera superior, generalmente fibroso, a veces borroso, que consiste en pequeñas agujas o cristales de hielo en forma de columna.
Las nubes altocúmulos son nubes blancas, grises o blanco-grisáceas de las capas inferior y media de la troposfera. Las nubes altocúmulos parecen capas y crestas, como si estuvieran construidas a partir de placas superpuestas, masas redondeadas, ejes, escamas. Las nubes altocúmulos se forman durante una intensa actividad convectiva y generalmente consisten en gotas de agua superenfriadas.
Las nubes altoestratos son nubes grisáceas o azuladas de estructura fibrosa o uniforme. Las nubes altoestratos se observan en la troposfera media, extendiéndose varios kilómetros de altura y, a veces, miles de kilómetros en dirección horizontal. Por lo general, las nubes altoestratos son parte de sistemas de nubes frontales asociados con movimientos ascendentes de masas de aire.
Nubes nimboestratos - una capa amorfa baja (a partir de 2 km) de nubes de un color gris uniforme, que da lugar a lluvia o nieve nubladas. Las nubes Nimboestratos, altamente desarrolladas verticalmente (hasta varios km) y horizontalmente (varios miles de km), consisten en gotas de agua sobreenfriada mezcladas con copos de nieve, generalmente asociadas con frentes atmosféricos.
Nubes estratos: nubes del nivel inferior en forma de una capa homogénea sin contornos definidos, de color gris. La altura de las nubes estratos sobre la superficie terrestre es de 0,5 a 2 km. Llovizna ocasional cae de las nubes estratos.
Los cúmulos son nubes blancas densas y brillantes durante el día con un desarrollo vertical significativo (hasta 5 km o más). Las partes superiores de los cúmulos parecen cúpulas o torres con contornos redondeados. Los cúmulos suelen formarse como nubes de convección en masas de aire frío.
Nubes estratocúmulos: nubes bajas (por debajo de 2 km) en forma de capas no fibrosas grises o blancas o crestas de grandes bloques redondos. El espesor vertical de las nubes estratocúmulos es pequeño. Ocasionalmente, las nubes estratocúmulos dan precipitaciones ligeras.
Las nubes cumulonimbus son nubes poderosas y densas con un fuerte desarrollo vertical (hasta una altura de 14 km), que dan fuertes lluvias con tormentas eléctricas, granizo, chubascos. Las nubes cumulonimbus se desarrollan a partir de poderosas nubes cúmulos, a diferencia de ellas. cima formado por cristales de hielo.
Estratosfera.
A través de la tropopausa, en promedio a altitudes de 12 a 50 km, la troposfera pasa a la estratosfera. En la parte baja, durante unos 10 km, es decir, hasta alturas de unos 20 km, es isotérmica (temperatura de unos 220 K). Luego aumenta con la altitud, alcanzando un máximo de unos 270 K a una altitud de 50 a 55 km. Aquí está el límite entre la estratosfera y la mesosfera suprayacente, llamada estratopausa. .
Hay mucho menos vapor de agua en la estratosfera. Sin embargo, ocasionalmente se observan delgadas nubes translúcidas de nácar, que aparecen ocasionalmente en la estratosfera a una altura de 20 a 30 km. Las nubes de nácar son visibles en el cielo oscuro después del atardecer y antes del amanecer. En forma, las nubes de nácar se asemejan a las nubes cirros y cirrocúmulos.
Atmósfera media (mesosfera).
A una altitud de unos 50 km, la mesosfera comienza con el pico de un amplio máximo de temperatura. . La razón del aumento de la temperatura en la región de este máximo es una reacción fotoquímica exotérmica (es decir, acompañada por la liberación de calor) de la descomposición del ozono: O 3 + hv® O 2 + O. El ozono surge como resultado de la descomposición fotoquímica del oxígeno molecular O 2
Acerca de 2+ hv® O + O y la subsiguiente reacción de una triple colisión de un átomo y una molécula de oxígeno con alguna tercera molécula M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
El ozono absorbe con avidez la radiación ultravioleta en la región de 2000 a 3000 Å, y esta radiación calienta la atmósfera. El ozono, ubicado en la atmósfera superior, sirve como una especie de escudo que nos protege de la acción de la radiación ultravioleta del sol. Sin este escudo, difícilmente hubiera sido posible el desarrollo de la vida en la Tierra en sus formas modernas.
En general, en toda la mesosfera, la temperatura de la atmósfera desciende hasta su valor mínimo de unos 180 K en el límite superior de la mesosfera (llamada mesopausa, la altura es de unos 80 km). En las proximidades de la mesopausa, a altitudes de 70 a 90 km, puede aparecer una finísima capa de cristales de hielo y partículas de polvo volcánico y de meteoritos, que se observan en forma de un bello espectáculo de nubes noctilucentes. poco después de la puesta del sol.
En la mesosfera, en su mayor parte, se queman pequeñas partículas sólidas de meteoritos que caen sobre la Tierra, provocando el fenómeno de los meteoros.
Meteoros, meteoritos y bolas de fuego.
Las llamaradas y otros fenómenos en la atmósfera superior de la Tierra causados por la intrusión en ella a una velocidad de 11 km/s y por encima de partículas o cuerpos cósmicos sólidos se denominan meteoroides. Hay un rastro de meteorito brillante observado; los fenómenos más potentes, a menudo acompañados de la caída de meteoritos, se denominan bolas de fuego; Los meteoros están asociados con las lluvias de meteoros.
lluvia de meteoros:
1) el fenómeno de caídas múltiples de meteoritos durante varias horas o días desde un radiante.
2) un enjambre de meteoroides moviéndose en una órbita alrededor del Sol.
La aparición sistemática de meteoros en una determinada región del cielo y en determinados días del año, provocada por la intersección de la órbita de la Tierra con una órbita común de muchos cuerpos de meteoritos que se mueven aproximadamente a la misma velocidad y en la misma dirección, por lo que su caminos en el cielo parecen salir de un punto común (radiante). Reciben el nombre de la constelación donde se encuentra el radiante.
Las lluvias de meteoritos causan una profunda impresión con sus efectos de iluminación, pero rara vez se ven meteoros individuales. Mucho más numerosos son los meteoros invisibles, demasiado pequeños para ser vistos en el momento en que son tragados por la atmósfera. Algunos de los meteoros más pequeños probablemente no se calientan en absoluto, sino que solo son capturados por la atmósfera. Estas pequeñas partículas que varían en tamaño desde unos pocos milímetros hasta diez milésimas de milímetro se llaman micrometeoritos. La cantidad de materia meteórica que ingresa a la atmósfera todos los días es de 100 a 10 000 toneladas, y la mayor parte de esta materia son micrometeoritos.
Dado que la materia meteórica se quema parcialmente en la atmósfera, su composición gaseosa se repone con trazas de varios elementos químicos. Por ejemplo, los meteoros de piedra traen litio a la atmósfera. La combustión de los meteoros metálicos conduce a la formación de diminutas gotas esféricas de hierro, hierro-níquel y otras gotitas que atraviesan la atmósfera y se depositan en la superficie terrestre. Se pueden encontrar en Groenlandia y la Antártida, donde las capas de hielo permanecen casi sin cambios durante años. Los oceanólogos los encuentran en los sedimentos del fondo del océano.
La mayoría de las partículas de meteoritos que entran en la atmósfera se depositan en aproximadamente 30 días. Algunos científicos creen que este polvo cósmico juega un papel importante en la formación de fenómenos atmosféricos como la lluvia, ya que sirve como núcleo de condensación de vapor de agua. Por lo tanto, se supone que la precipitación está estadísticamente asociada con grandes lluvias de meteoritos. Sin embargo, algunos expertos creen que dado que la entrada total de materia meteórica es muchas decenas de veces mayor que incluso con la lluvia de meteoritos más grande, el cambio en la cantidad total de este material que se produce como resultado de una de esas lluvias puede despreciarse.
Sin embargo, no hay duda de que los micrometeoritos más grandes y los meteoritos visibles dejan largas huellas de ionización en las capas altas de la atmósfera, principalmente en la ionosfera. Dichos rastros se pueden utilizar para comunicaciones de radio de larga distancia, ya que reflejan ondas de radio de alta frecuencia.
La energía de los meteoros que ingresan a la atmósfera se gasta principalmente, y quizás completamente, en su calentamiento. Este es uno de los componentes menores del balance de calor de la atmósfera.
Un meteorito es un cuerpo sólido de origen natural que cayó a la superficie de la Tierra desde el espacio. Por lo general, se distinguen los meteoritos de piedra, piedra de hierro y hierro. Estos últimos están compuestos principalmente por hierro y níquel. Entre los meteoritos encontrados, la mayoría tiene un peso de varios gramos a varios kilogramos. El meteorito de hierro de Goba, el más grande de los encontrados, pesa unas 60 toneladas y aún yace en el mismo lugar donde fue descubierto, en Sudáfrica. La mayoría de los meteoritos son fragmentos de asteroides, pero algunos meteoritos pueden haber llegado a la Tierra desde la Luna e incluso desde Marte.
Una bola de fuego es un meteoro muy brillante, a veces observado incluso durante el día, a menudo dejando tras de sí una estela humeante y acompañado de fenómenos sonoros; a menudo termina con la caída de meteoritos.
Termosfera.
Por encima de la temperatura mínima de la mesopausia, comienza la termosfera, en el que la temperatura, al principio lentamente y luego rápidamente, comienza a subir de nuevo. La razón es la absorción de la radiación solar ultravioleta a altitudes de 150 a 300 km, debido a la ionización del oxígeno atómico: O + hv® O ++ mi.
En la termosfera, la temperatura sube continuamente hasta una altura de unos 400 km, donde alcanza los 1800 K durante el día durante la época de máxima actividad solar. En la época de mínima, esta temperatura límite puede ser inferior a 1000 K. Por encima de 400 km, la atmósfera pasa a una exosfera isotérmica. El nivel crítico (la base de la exosfera) se encuentra a una altitud de unos 500 km.
Auroras y muchas órbitas de satélites artificiales, así como nubes noctilucentes: todos estos fenómenos ocurren en la mesosfera y la termosfera.
Aurora boreal.
En latitudes altas, las auroras se observan durante las perturbaciones del campo magnético. Pueden durar varios minutos, pero a menudo son visibles durante varias horas. Las auroras varían mucho en forma, color e intensidad, todo lo cual a veces cambia muy rápidamente con el tiempo. El espectro de la aurora consiste en líneas y bandas de emisión. Algunas de las emisiones del cielo nocturno se intensifican en el espectro de la aurora, principalmente las líneas verde y roja de l 5577 Å y l 6300 Å de oxígeno. Sucede que una de estas líneas es muchas veces más intensa que la otra, y esto determina el color visible del resplandor: verde o rojo. Las perturbaciones en el campo magnético también van acompañadas de interrupciones en las comunicaciones por radio en las regiones polares. La interrupción es causada por cambios en la ionosfera, lo que significa que durante las tormentas magnéticas opera una poderosa fuente de ionización. Se ha establecido que fuertes tormentas magnéticas ocurren en presencia cerca del centro del disco solar. grandes grupos lugares. Las observaciones han demostrado que las tormentas no están asociadas con los lugares en sí, sino con erupciones solares, que aparecen durante el desarrollo de un grupo de manchas.
Las auroras son un rango de luz de intensidad variable con movimientos rápidos que se observan en las regiones de alta latitud de la Tierra. La aurora visual contiene líneas de emisión verdes (5577Å) y rojas (6300/6364Å) de bandas moleculares de oxígeno atómico y N 2 , que son excitadas por partículas energéticas de origen solar y magnetosférico. Estas emisiones generalmente se muestran a una altitud de aproximadamente 100 km y más. El término aurora óptica se utiliza para referirse a las auroras visuales y su espectro de emisión de infrarrojo a ultravioleta. La energía de radiación en la parte infrarroja del espectro excede significativamente la energía de la región visible. Cuando aparecieron las auroras, se observaron emisiones en el rango ULF (
Las formas reales de las auroras son difíciles de clasificar; Los siguientes términos son los más utilizados:
1. Calmar arcos o rayas uniformes. El arco generalmente se extiende por ~1000 km en la dirección del paralelo geomagnético (hacia el Sol en las regiones polares) y tiene un ancho de una a varias decenas de kilómetros. Una tira es una generalización del concepto de arco, por lo general no tiene una forma arqueada regular, sino que se dobla en forma de S o en forma de espirales. Los arcos y las bandas se encuentran a altitudes de 100 a 150 km.
2. Rayos de aurora . Este término se refiere a una estructura auroral que se extiende a lo largo de las líneas del campo magnético con una extensión vertical de varias decenas a varios cientos de kilómetros. La longitud de los rayos a lo largo de la horizontal es pequeña, desde varias decenas de metros hasta varios kilómetros. Los rayos generalmente se observan en arcos o como estructuras separadas.
3. Manchas o superficies . Estas son áreas aisladas de brillo que no tienen una forma específica. Los puntos individuales pueden estar relacionados.
4. Velo. Una forma inusual de aurora, que es un brillo uniforme que cubre grandes áreas del cielo.
Según la estructura, las auroras se dividen en homogéneas, pulidas y radiantes. Se utilizan varios términos; arco pulsante, superficie pulsante, superficie difusa, franja radiante, cortinas, etc. Existe una clasificación de las auroras según su color. Según esta clasificación, las auroras del tipo A. La parte superior o completamente son rojos (6300–6364 Å). Por lo general, aparecen en altitudes de 300 a 400 km durante una actividad geomagnética alta.
tipo aurora EN son de color rojo en la parte inferior y se asocian a la luminiscencia de las bandas del primer sistema N 2 positivo y del primer sistema O 2 negativo. Tales formas de aurora aparecen durante las fases más activas de las auroras.
Zonas auroras – se trata de zonas de máxima frecuencia de ocurrencia de auroras nocturnas, según observadores en un punto fijo de la superficie terrestre. Las zonas están situadas a 67° de latitud norte y sur, y su anchura es de unos 6°. La ocurrencia máxima de auroras correspondientes a momento presente hora local geomagnética, se produce en cinturones de forma ovalada (aurora ovalada), que se ubican asimétricamente alrededor de los polos geomagnéticos norte y sur. El óvalo de la aurora está fijo en coordenadas de latitud y tiempo, y la zona de la aurora es el lugar geométrico de los puntos en la región de medianoche del óvalo en coordenadas de latitud y longitud. El cinturón ovalado se ubica aproximadamente a 23° del polo geomagnético en el sector nocturno ya 15° en el sector diurno.
Óvalo auroral y zonas de aurora. La ubicación del óvalo de la aurora depende de la actividad geomagnética. El óvalo se ensancha con alta actividad geomagnética. Las zonas de aurora o los límites del óvalo de la aurora se representan mejor con L 6.4 que con las coordenadas del dipolo. Las líneas de campo geomagnético en el límite del sector diurno del óvalo de la aurora coinciden con magnetopausia. Hay un cambio en la posición del óvalo de la aurora dependiendo del ángulo entre el eje geomagnético y la dirección Tierra-Sol. El óvalo auroral también se determina sobre la base de datos sobre la precipitación de partículas (electrones y protones) de ciertas energías. Su posición puede determinarse independientemente a partir de datos sobre caspaj en el lado diurno y en la cola magnética.
La variación diaria en la frecuencia de ocurrencia de auroras en la zona de auroras tiene un máximo en la medianoche geomagnética y un mínimo en el mediodía geomagnético. En el lado casi ecuatorial del óvalo, la frecuencia de aparición de auroras disminuye drásticamente, pero se conserva la forma de las variaciones diurnas. En el lado polar del óvalo, la frecuencia de ocurrencia de auroras disminuye gradualmente y se caracteriza por cambios diurnos complejos.
Intensidad de las auroras.
Intensidad de la aurora determinado midiendo la superficie de luminancia aparente. Superficie de brillo I las auroras en una determinada dirección están determinadas por la emisión total 4p I fotón/(cm 2 s). Dado que este valor no es el verdadero brillo de la superficie, sino que representa la emisión de la columna, la unidad fotón/(cm 2 columna s) se usa generalmente en el estudio de las auroras. La unidad habitual para medir la emisión total es Rayleigh (Rl) igual a 10 6 fotón/(cm 2 columna s). Una unidad más práctica de intensidad de aurora se determina a partir de las emisiones de una sola línea o banda. Por ejemplo, la intensidad de las auroras está determinada por los coeficientes internacionales de brillo (ICF) según los datos de intensidad de la línea verde (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (máxima intensidad de aurora). Esta clasificación no se puede utilizar para las auroras rojas. Uno de los descubrimientos de la época (1957-1958) fue el establecimiento de la distribución espacial y temporal de las auroras en forma de óvalo desplazado con respecto al polo magnético. A partir de ideas simples sobre la forma circular de la distribución de las auroras en relación con el polo magnético, se completó la transición a la física moderna de la magnetosfera. El honor del descubrimiento pertenece a O. Khorisheva y G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. El óvalo de la aurora es la región del impacto más intenso del viento solar en la atmósfera superior de la Tierra. La intensidad de las auroras es mayor en el óvalo y su dinámica es monitoreada continuamente por satélites.
Arcos rojos aurorales estables.
Arco rojo auroral constante, también llamado arco rojo de latitud media o Bagazo, es un arco ancho subvisual (por debajo del límite de sensibilidad del ojo), que se extiende de este a oeste durante miles de kilómetros y que rodea, posiblemente, toda la Tierra. La extensión latitudinal del arco es de 600 km. La emisión del arco rojo auroral estable es casi monocromática en las líneas rojas l 6300 Å y l 6364 Å. Recientemente, también se han informado líneas de emisión débiles l 5577 Å (OI) y l 4278 Å (N + 2). Los arcos rojos persistentes se clasifican como auroras, pero aparecen en altitudes mucho más altas. El límite inferior se encuentra a una altitud de 300 km, el límite superior es de unos 700 km. La intensidad del arco rojo auroral silencioso en la emisión de l 6300 Å varía de 1 a 10 kRl (un valor típico es 6 kRl). El umbral de sensibilidad del ojo a esta longitud de onda es de unos 10 kR, por lo que los arcos rara vez se observan visualmente. Sin embargo, las observaciones han demostrado que su brillo es >50 kR el 10% de las noches. La vida útil habitual de los arcos es de aproximadamente un día y rara vez aparecen en los días siguientes. Las ondas de radio de satélites o fuentes de radio que atraviesan arcos rojos aurorales estables están sujetas a centelleos, lo que indica la existencia de falta de homogeneidad en la densidad de electrones. La explicación teórica de los arcos rojos es que los electrones calentados de la región F Las ionosferas provocan un aumento de los átomos de oxígeno. Las observaciones satelitales muestran un aumento en la temperatura de los electrones a lo largo de las líneas de campo. campo geomagnético, que cruzan arcos rojos aurorales estables. La intensidad de estos arcos se correlaciona positivamente con la actividad geomagnética (tormentas), y la frecuencia de aparición de los arcos se correlaciona positivamente con la actividad de las manchas solares.
Aurora cambiante.
Algunas formas de auroras experimentan variaciones de intensidad temporal casi periódicas y coherentes. Estas auroras, con una geometría aproximadamente estacionaria y rápidas variaciones periódicas que ocurren en fase, se denominan auroras cambiantes. Se clasifican como auroras. formularios R según el Atlas Internacional de Auroras Una subdivisión más detallada de las cambiantes auroras:
R 1 (aurora pulsante) es un brillo con variaciones de fase uniformes en el brillo a lo largo de la forma de la aurora. Por definición, en una aurora pulsante ideal, las partes espacial y temporal de la pulsación se pueden separar, es decir, brillo I(r, t)= yo s(r)· ESO(t). En una típica aurora R 1, las pulsaciones ocurren con una frecuencia de 0,01 a 10 Hz de baja intensidad (1–2 kR). La mayoría de las auroras R 1 son puntos o arcos que pulsan con un período de varios segundos.
R 2 (aurora ardiente). Este término se usa generalmente para referirse a movimientos como llamas que llenan el cielo, y no para describir una sola forma. Las auroras tienen forma de arco y normalmente se mueven hacia arriba desde una altura de 100 km. Estas auroras son relativamente raras y ocurren con mayor frecuencia fuera de las auroras.
R 3 (parpadeo de aurora). Se trata de auroras con variaciones de brillo rápidas, irregulares o regulares, que dan la impresión de una llama parpadeante en el cielo. Aparecen poco antes del colapso de la aurora. Frecuencia de variación comúnmente observada R 3 es igual a 10 ± 3 Hz.
El término aurora en flujo, utilizado para otra clase de auroras pulsantes, se refiere a variaciones irregulares en el brillo que se mueven rápidamente horizontalmente en arcos y bandas de auroras.
La aurora cambiante es uno de los fenómenos solar-terrestres que acompaña a las pulsaciones del campo geomagnético y la radiación de rayos X aurorales provocada por la precipitación de partículas de origen solar y magnetosférico.
El resplandor del casquete polar se caracteriza por una alta intensidad de la banda del primer sistema N+2 negativo (λ 3914 Å). Por lo general, estas bandas N + 2 son cinco veces más intensas que la línea verde OI l 5577 Å; la intensidad absoluta del resplandor del casquete polar es de 0,1 a 10 kRl (generalmente 1–3 kRl). Con estas auroras, que aparecen durante los períodos PCA, un brillo uniforme cubre todo el casquete polar hasta la latitud geomagnética de 60° a altitudes de 30 a 80 km. Es generado principalmente por protones solares y partículas d con energías de 10 a 100 MeV, que crean un máximo de ionización a estas alturas. Hay otro tipo de resplandor en las zonas de aurora, llamado manto de auroras. Para este tipo de brillo auroral, la intensidad máxima diaria en las horas de la mañana es de 1 a 10 kR y la intensidad mínima es cinco veces más débil. Las observaciones de auroras del manto son pocas y su intensidad depende de la actividad geomagnética y solar.
resplandor atmosférico se define como la radiación producida y emitida por la atmósfera de un planeta. Es la radiación no térmica de la atmósfera, a excepción de la emisión de auroras, descargas de rayos y la emisión de estelas de meteoros. Este término se utiliza en relación con la atmósfera terrestre (resplandor nocturno, resplandor crepuscular y resplandor diurno). El brillo atmosférico es solo una fracción de la luz disponible en la atmósfera. Otras fuentes son la luz de las estrellas, la luz zodiacal y la luz diurna dispersada por el Sol. A veces, el resplandor de la atmósfera puede representar hasta el 40% de la cantidad total de luz. El resplandor del aire se produce en capas atmosféricas de altura y grosor variables. El espectro de brillo atmosférico cubre longitudes de onda desde 1000 Å hasta 22,5 µm. La principal línea de emisión en el resplandor del aire es l 5577 Å, que aparece a una altura de 90 a 100 km en una capa de 30 a 40 km de espesor. La aparición del resplandor se debe al mecanismo Champen basado en la recombinación de átomos de oxígeno. Otras líneas de emisión son l 6300 Å, apareciendo en el caso de recombinación disociativa O+2 y emisión NI l 5198/5201 Å y NI l 5890/5896 Å.
La intensidad del brillo atmosférico se mide en Rayleighs. El brillo (en Rayleighs) es igual a 4 rb, donde c es la superficie angular de la luminancia de la capa emisora en unidades de 10 6 fotón/(cm 2 sr s). La intensidad del brillo depende de la latitud (diferente para las diferentes emisiones) y también varía durante el día con un máximo cerca de la medianoche. Se observó una correlación positiva entre el resplandor del aire en la emisión de l 5577 Å con el número de manchas solares y el flujo de radiación solar a una longitud de onda de 10,7 cm. El resplandor del aire se observó durante experimentos con satélites. Desde el espacio exterior, parece un anillo de luz alrededor de la Tierra y tiene un color verdoso.
Ozonosfera.
En altitudes de 20–25 km, la concentración máxima de una cantidad insignificante de ozono O 3 (¡hasta 2×10–7 del contenido de oxígeno!), que se produce bajo la acción de la radiación ultravioleta solar en altitudes de aproximadamente 10 a 50 km, se alcanza, protegiendo al planeta de las radiaciones solares ionizantes. A pesar de la cantidad extremadamente pequeña de moléculas de ozono, protegen toda la vida en la Tierra de los efectos nocivos de la radiación de onda corta (ultravioleta y rayos X) del sol. Si precipitas todas las moléculas en la base de la atmósfera, ¡obtienes una capa de no más de 3-4 mm de espesor! A altitudes superiores a los 100 km aumenta la proporción de gases ligeros, ya muy altas predominan el helio y el hidrógeno; muchas moléculas se disocian en átomos separados que, ionizados bajo la influencia de la fuerte radiación solar, forman la ionosfera. La presión y la densidad del aire en la atmósfera terrestre disminuyen con la altura. Dependiendo de la distribución de la temperatura, la atmósfera terrestre se divide en troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera y exosfera. .
A una altitud de 20-25 km se encuentra capa de ozono. El ozono se forma debido a la descomposición de las moléculas de oxígeno durante la absorción de la radiación ultravioleta solar con longitudes de onda inferiores a 0,1-0,2 micrones. El oxígeno libre se combina con las moléculas de O 2 y forma O 3 ozono, que absorbe con avidez toda la luz ultravioleta de menos de 0,29 micras. Las moléculas de ozono O 3 son fácilmente destruidas por la radiación de onda corta. Por tanto, a pesar de su rarefacción, la capa de ozono absorbe eficazmente la radiación ultravioleta del Sol, que ha atravesado capas atmosféricas más altas y transparentes. Gracias a esto, los organismos vivos de la Tierra están protegidos de los efectos nocivos de la luz ultravioleta del Sol.
Ionosfera.
La radiación solar ioniza los átomos y moléculas de la atmósfera. El grado de ionización se vuelve significativo ya a una altitud de 60 kilómetros y aumenta constantemente con la distancia a la Tierra. A diferentes altitudes de la atmósfera, ocurren procesos sucesivos de disociación de varias moléculas y la subsiguiente ionización de varios átomos e iones. Básicamente, estas son moléculas de oxígeno O 2, nitrógeno N 2 y sus átomos. Dependiendo de la intensidad de estos procesos, las distintas capas de la atmósfera que se encuentran por encima de los 60 kilómetros se denominan capas ionosféricas. , y su totalidad es la ionosfera . La capa inferior, cuya ionización es insignificante, se denomina neutrosfera.
La concentración máxima de partículas cargadas en la ionosfera se alcanza a altitudes de 300 a 400 km.
Historia del estudio de la ionosfera.
La hipótesis de la existencia de una capa conductora en la atmósfera superior fue propuesta en 1878 por el científico inglés Stuart para explicar las características del campo geomagnético. Luego, en 1902, independientemente el uno del otro, Kennedy en los EE. UU. y Heaviside en Inglaterra señalaron que para explicar la propagación de ondas de radio a largas distancias, es necesario asumir la existencia de regiones con alta conductividad en las capas altas de la atmósfera. En 1923, el académico MV Shuleikin, considerando las características de la propagación de ondas de radio de varias frecuencias, llegó a la conclusión de que hay al menos dos capas reflectantes en la ionosfera. Luego, en 1925, los investigadores ingleses Appleton y Barnet, así como Breit y Tuve, probaron experimentalmente por primera vez la existencia de regiones que reflejan ondas de radio y sentaron las bases para su estudio sistemático. Desde entonces se ha llevado a cabo un estudio sistemático de las propiedades de estas capas, generalmente denominadas ionosfera, que juegan un papel importante en una serie de fenómenos geofísicos que determinan la reflexión y absorción de las ondas de radio, lo cual es muy importante para la práctica. con el fin, en particular, de garantizar comunicaciones por radio fiables.
En la década de 1930 comenzaron las observaciones sistemáticas del estado de la ionosfera. En nuestro país, por iniciativa de M.A. Bonch-Bruevich, se crearon instalaciones para su sondeo pulsado. Se investigaron muchas propiedades generales de la ionosfera, las alturas y la densidad electrónica de sus capas principales.
A altitudes de 60 a 70 km, se observa la capa D; a altitudes de 100 a 120 km, la mi, en altitudes, en altitudes de 180–300 km doble capa F 1 y F 2. Los principales parámetros de estas capas se dan en la Tabla 4.
| Tabla 4 | ||||||
| región de la ionosfera | Altura máxima, km | Yo , k | Día | Noche nordeste , cm-3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min nordeste , cm-3 | máx. nordeste , cm-3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| mi | 110 | 270 | 1.5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| F 2 (invierno) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| F 2 (el verano) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| nordeste es la concentración de electrones, e es la carga de electrones, Yo es la temperatura del ion, a΄ es el coeficiente de recombinación (que determina la nordeste y su cambio en el tiempo) | ||||||
Los promedios se dan ya que varían para diferentes latitudes, horas del día y estaciones. Estos datos son necesarios para garantizar las comunicaciones por radio de largo alcance. Se utilizan para seleccionar frecuencias operativas para varios enlaces de radio de onda corta. Conocer su cambio en función del estado de la ionosfera en diferentes momentos del día y en diferentes estaciones es extremadamente importante para garantizar la fiabilidad de las comunicaciones por radio. La ionosfera es una colección de capas ionizadas de la atmósfera terrestre, comenzando en altitudes de unos 60 km y extendiéndose a altitudes de decenas de miles de km. La principal fuente de ionización de la atmósfera terrestre es la radiación ultravioleta y de rayos X del Sol, que se produce principalmente en la cromosfera solar y la corona. Además, el grado de ionización de la atmósfera superior se ve afectado por las corrientes corpusculares solares que se producen durante las erupciones solares, así como por los rayos cósmicos y las partículas de meteoritos.
Capas ionosféricas
son áreas en la atmósfera donde valores máximos concentración de electrones libres (es decir, su número por unidad de volumen). Los electrones libres cargados eléctricamente y (en menor medida, los iones menos móviles) resultantes de la ionización de los átomos de gases atmosféricos, al interactuar con las ondas de radio (es decir, las oscilaciones electromagnéticas), pueden cambiar su dirección, reflejarlos o refractarlos, y absorber su energía. Como resultado, al recibir estaciones de radio distantes, pueden ocurrir varios efectos, por ejemplo, desvanecimiento de la radio, aumento de la audibilidad de las estaciones distantes, apagones etc fenómenos.
Métodos de búsqueda.
Los métodos clásicos para estudiar la ionosfera desde la Tierra se reducen al sondeo de pulsos: enviar pulsos de radio y observar sus reflejos desde varias capas de la ionosfera midiendo el tiempo de retardo y estudiando la intensidad y la forma de las señales reflejadas. Midiendo las alturas de reflexión de los pulsos de radio a diferentes frecuencias, determinando las frecuencias críticas de varias regiones (la frecuencia portadora del pulso de radio para el cual esta región de la ionosfera se vuelve transparente se llama frecuencia crítica), es posible determinar la valor de la densidad de electrones en las capas y las alturas efectivas para frecuencias dadas, y elegir las frecuencias óptimas para caminos de radio dados. Con el desarrollo de la tecnología de cohetes y el advenimiento de la era espacial de los satélites artificiales de la Tierra (AES) y otros astronave, se hizo posible medir directamente los parámetros del plasma espacial cercano a la Tierra, cuya parte inferior es la ionosfera.
Las mediciones de la densidad de electrones realizadas desde cohetes especialmente lanzados y a lo largo de las trayectorias de vuelo de los satélites confirmaron y refinaron los datos obtenidos previamente por métodos terrestres sobre la estructura de la ionosfera, la distribución de la densidad de electrones con la altura en diferentes regiones de la Tierra, e hicieron posible para obtener valores de densidad de electrones por encima del máximo principal - la capa F. Anteriormente, era imposible hacer esto mediante métodos de sondeo basados en observaciones de pulsos de radio reflejados de longitud de onda corta. Se ha encontrado que en algunas regiones del globo hay regiones bastante estables con baja densidad de electrones, "vientos ionosféricos" regulares, surgen procesos de ondas peculiares en la ionosfera que transportan perturbaciones ionosféricas locales a miles de kilómetros del lugar de su excitación, y mucho más. La creación de dispositivos receptores especialmente sensibles permitió realizar en las estaciones de sondeo pulsado de la ionosfera la recepción de señales pulsadas parcialmente reflejadas desde las regiones más bajas de la ionosfera (estación de reflexiones parciales). El uso de potentes instalaciones de impulsos en los rangos de longitud de onda de metros y decímetros con el uso de antenas que permiten una alta concentración de energía radiada hizo posible observar señales dispersas por la ionosfera a varias alturas. El estudio de las características de los espectros de estas señales, dispersadas incoherentemente por electrones e iones del plasma ionosférico (para ello, se utilizaron estaciones de dispersión incoherente de ondas de radio) permitió determinar la concentración de electrones e iones, su equivalente temperatura en varias altitudes hasta altitudes de varios miles de kilómetros. Resultó que la ionosfera es suficientemente transparente para las frecuencias utilizadas.
Concentración cargas eléctricas(la densidad electrónica es igual a la de los iones) en la ionosfera terrestre a una altura de 300 km es de unos 106 cm–3 durante el día. Un plasma de esta densidad refleja ondas de radio de más de 20 m, mientras transmite otras más cortas.
Distribución vertical típica de la densidad de electrones en la ionosfera para condiciones diurnas y nocturnas.
Propagación de ondas de radio en la ionosfera.
La recepción estable de las estaciones de radiodifusión de largo alcance depende de las frecuencias utilizadas, así como de la hora del día, la estación y, además, de la actividad solar. La actividad solar afecta significativamente el estado de la ionosfera. Las ondas de radio emitidas por una estación terrestre se propagan en línea recta, como todos los tipos de ondas electromagnéticas. Sin embargo, hay que tener en cuenta que tanto la superficie de la Tierra como las capas ionizadas de su atmósfera sirven como si fueran las placas de un enorme condensador, actuando sobre ellas como la acción de los espejos sobre la luz. Reflejadas por ellos, las ondas de radio pueden viajar muchos miles de kilómetros, doblando alrededor del globo en enormes saltos de cientos y miles de kilómetros, reflejándose alternativamente desde una capa de gas ionizado y desde la superficie de la Tierra o el agua.
En la década de 1920, se creía que las ondas de radio de menos de 200 m generalmente no eran adecuadas para comunicaciones de larga distancia debido a la fuerte absorción. Los primeros experimentos sobre la recepción de ondas cortas de largo alcance a través del Atlántico entre Europa y América fueron realizados por el físico inglés Oliver Heaviside y el ingeniero eléctrico estadounidense Arthur Kennelly. Independientemente unos de otros, sugirieron que en algún lugar alrededor de la Tierra hay una capa ionizada de la atmósfera que puede reflejar las ondas de radio. Se llamó la capa de Heaviside, Kennelly, y luego, la ionosfera.
Según los conceptos modernos, la ionosfera consiste en electrones libres con carga negativa e iones con carga positiva, principalmente oxígeno molecular O+ y óxido nítrico NO+. Los iones y electrones se forman como resultado de la disociación de moléculas y la ionización de átomos de gases neutros por rayos X solares y radiación ultravioleta. Para ionizar un átomo, es necesario informarle de la energía de ionización, cuya principal fuente para la ionosfera es la radiación ultravioleta, de rayos X y corpuscular del Sol.
Mientras la capa de gas de la Tierra esté iluminada por el Sol, se forman continuamente más y más electrones en ella, pero al mismo tiempo, algunos de los electrones, al chocar con los iones, se recombinan y forman nuevamente partículas neutras. Después de la puesta del sol, la producción de nuevos electrones casi se detiene y la cantidad de electrones libres comienza a disminuir. Cuantos más electrones libres haya en la ionosfera, mejores ondas de alta frecuencia se reflejarán en ella. Con una disminución en la concentración de electrones, el paso de ondas de radio solo es posible en rangos de baja frecuencia. Es por eso que por la noche, por regla general, es posible recibir estaciones distantes solo en los rangos de 75, 49, 41 y 31 m Los electrones se distribuyen de manera desigual en la ionosfera. A una altitud de 50 a 400 km, hay varias capas o regiones de mayor densidad de electrones. Estas áreas se transforman suavemente entre sí y afectan la propagación de las ondas de radio HF de diferentes maneras. La capa superior de la ionosfera se denota con la letra F. Aquí lo más alto grado ionización (la fracción de partículas cargadas es del orden de 10–4). Se encuentra a una altitud de más de 150 km sobre la superficie de la Tierra y desempeña el papel principal de reflexión en la propagación de largo alcance de las ondas de radio de las bandas de alta frecuencia HF. En los meses de verano, la región F se divide en dos capas: F 1 y F 2. La capa F1 puede ocupar alturas de 200 a 250 km, y la capa F 2 parece "flotar" en el rango de altitud de 300 a 400 km. Por lo general, capa F 2 se ioniza mucho más fuerte que la capa F una . capa de noche F 1 desaparece y capa F 2 permanece, perdiendo lentamente hasta el 60% de su grado de ionización. Debajo de la capa F, a altitudes de 90 a 150 km, hay una capa mi, cuya ionización ocurre bajo la influencia de la suave radiación de rayos X del Sol. El grado de ionización de la capa E es menor que el de la F, durante el día, la recepción de estaciones de bandas de HF de baja frecuencia de 31 y 25 m se produce cuando las señales se reflejan desde la capa mi. Por lo general, estas son estaciones ubicadas a una distancia de 1000 a 1500 km. Por la noche en una capa mi la ionización disminuye drásticamente, pero incluso en este momento continúa desempeñando un papel importante en la recepción de señales de estaciones en las bandas 41, 49 y 75 m.
De gran interés para la recepción de señales de alta frecuencia en las bandas de HF de 16, 13 y 11 m son las que surgen en la zona mi capas intermedias (nubes) de ionización fuertemente aumentada. El área de estas nubes puede variar desde unos pocos hasta cientos de kilómetros cuadrados. Esta capa de ionización aumentada se denomina capa esporádica. mi y denotado ES. Las nubes Es pueden moverse en la ionosfera bajo la influencia del viento y alcanzar velocidades de hasta 250 km/h. En verano, en las latitudes medias durante el día, el origen de las ondas de radio debido a las nubes Es ocurre de 15 a 20 días por mes. Cerca del ecuador, casi siempre está presente, y en latitudes altas suele aparecer de noche. A veces, en años de baja actividad solar, cuando no hay paso a las bandas de alta frecuencia HF, de repente aparecen estaciones lejanas con buena sonoridad en las bandas de 16, 13 y 11 m, cuyas señales se reflejaban repetidamente desde Es.
La región más baja de la ionosfera es la región D ubicadas en altitudes entre 50 y 90 km. Hay relativamente pocos electrones libres aquí. De la zona D las ondas largas y medias se reflejan bien, y las señales de las estaciones de HF de baja frecuencia se absorben fuertemente. Después de la puesta del sol, la ionización desaparece muy rápidamente y es posible recibir estaciones distantes en los rangos de 41, 49 y 75 m, cuyas señales se reflejan en las capas. F 2 y mi. Las capas separadas de la ionosfera juegan un papel importante en la propagación de las señales de radio HF. El impacto sobre las ondas de radio se debe principalmente a la presencia de electrones libres en la ionosfera, aunque el mecanismo de propagación de las ondas de radio está asociado a la presencia de iones grandes. Estos últimos también son de interés en el estudio. propiedades químicas atmósfera, porque son más activos que los átomos y moléculas neutrales. Las reacciones químicas que ocurren en la ionosfera juegan un papel importante en su balance energético y eléctrico.
ionosfera normal. Las observaciones realizadas con la ayuda de cohetes y satélites geofísicos han proporcionado mucha información nueva, lo que indica que la ionización de la atmósfera se produce bajo la influencia de la radiación solar de amplio espectro. Su mayor parte (más del 90%) se concentra en la parte visible del espectro. La radiación ultravioleta con una longitud de onda más corta y más energía que los rayos de luz violeta es emitida por el hidrógeno en la parte interna de la atmósfera del Sol (cromosfera), y la radiación de rayos X, que tiene una energía aún mayor, es emitida por los gases de la parte exterior del Sol. concha (corona).
El estado normal (promedio) de la ionosfera se debe a una radiación constante y poderosa. Los cambios regulares ocurren en la ionosfera normal bajo la influencia de la rotación diaria de la Tierra y las diferencias estacionales en el ángulo de incidencia de los rayos del sol al mediodía, pero también ocurren cambios impredecibles y abruptos en el estado de la ionosfera.
Perturbaciones en la ionosfera.
Como es sabido, poderosas manifestaciones de actividad que se repiten cíclicamente ocurren en el Sol, que alcanzan un máximo cada 11 años. Las observaciones bajo el programa del Año Geofísico Internacional (IGY) coincidieron con el período de mayor actividad solar durante todo el período de observaciones meteorológicas sistemáticas, es decir, desde principios del siglo XVIII. Durante los períodos de alta actividad, el brillo de algunas áreas del Sol aumenta varias veces y el poder de la radiación ultravioleta y de rayos X aumenta considerablemente. Tales fenómenos se denominan erupciones solares. Duran desde varios minutos hasta una o dos horas. Durante una llamarada, el plasma solar entra en erupción (principalmente protones y electrones) y las partículas elementales se precipitan hacia el espacio exterior. La radiación electromagnética y corpuscular del Sol en los momentos de tales erupciones tiene un fuerte efecto sobre la atmósfera terrestre.
La reacción inicial se observa 8 minutos después del destello, cuando la intensa radiación ultravioleta y de rayos X llega a la Tierra. Como resultado, la ionización aumenta bruscamente; los rayos X penetran en la atmósfera hasta el límite inferior de la ionosfera; el número de electrones en estas capas aumenta tanto que las señales de radio se absorben casi por completo ("extinguidas"). La absorción adicional de radiación provoca el calentamiento del gas, lo que contribuye al desarrollo de los vientos. El gas ionizado es un conductor eléctrico, y cuando se mueve en el campo magnético terrestre aparece un efecto dínamo y se genera una corriente eléctrica. Tales corrientes pueden, a su vez, causar perturbaciones notables del campo magnético y manifestarse en forma de tormentas magnéticas.
La estructura y la dinámica de la atmósfera superior están determinadas esencialmente por procesos de desequilibrio termodinámico asociados con la ionización y disociación por radiación solar, procesos químicos, excitación de moléculas y átomos, su desactivación, colisión y otros procesos elementales. En este caso, el grado de falta de equilibrio aumenta con la altura a medida que disminuye la densidad. Hasta altitudes de 500 a 1000 km, y a menudo incluso más altas, el grado de falta de equilibrio para muchas características de la atmósfera superior es lo suficientemente pequeño, lo que permite utilizar la hidrodinámica clásica e hidromagnética teniendo en cuenta las reacciones químicas para describirlo.
La exosfera es la capa exterior de la atmósfera de la Tierra, a partir de altitudes de varios cientos de kilómetros, desde donde los átomos de hidrógeno ligeros y rápidos pueden escapar al espacio exterior.
Eduardo Kononovich
Literatura:
Pudovkin M. I. Fundamentos de la física solar. San Petersburgo, 2001
Eris ChaissonSteve McMillan Astronomía hoy. prentice hall inc. Río Saddle superior, 2002
Materiales en línea: http://ciencia.nasa.gov/
Troposfera
Su límite superior se encuentra a una altitud de 8-10 km en latitudes polares, 10-12 km en templadas y 16-18 km en latitudes tropicales; menor en invierno que en verano. La capa principal inferior de la atmósfera contiene más del 80% de la masa total de aire atmosférico y alrededor del 90% de todo el vapor de agua presente en la atmósfera. En la troposfera, la turbulencia y la convección están muy desarrolladas, aparecen nubes, se desarrollan ciclones y anticiclones. La temperatura disminuye con la altitud con un gradiente vertical promedio de 0,65°/100 m
tropopausa
La capa de transición de la troposfera a la estratosfera, la capa de la atmósfera en la que se detiene la disminución de la temperatura con la altura.
Estratosfera
La capa de la atmósfera situada a una altitud de 11 a 50 km. Son típicos un ligero cambio de temperatura en la capa de 11-25 km (la capa inferior de la estratosfera) y su aumento en la capa de 25-40 km de -56,5 a 0,8 °C (la capa superior de la estratosfera o región de inversión). Habiendo alcanzado un valor de unos 273 K (casi 0 °C) a una altitud de unos 40 km, la temperatura permanece constante hasta una altitud de unos 55 km. Esta región de temperatura constante se llama estratopausa y es el límite entre la estratosfera y la mesosfera.
estratopausia
La capa límite de la atmósfera entre la estratosfera y la mesosfera. Hay un máximo en la distribución vertical de la temperatura (alrededor de 0 °C).
mesosfera
La mesosfera comienza a una altitud de 50 km y se extiende hasta 80-90 km. La temperatura disminuye con la altura con un gradiente vertical medio de (0,25-0,3)°/100 m El principal proceso energético es la transferencia de calor radiante. Procesos fotoquímicos complejos que involucran radicales libres, moléculas vibratoriamente excitadas, etc., causan luminiscencia atmosférica.
mesopausia
Capa de transición entre la mesosfera y la termosfera. Hay un mínimo en la distribución vertical de la temperatura (alrededor de -90 °C).
Línea Karman
Altitud sobre el nivel del mar, que se acepta convencionalmente como el límite entre la atmósfera terrestre y el espacio. La línea Karmana se encuentra a una altitud de 100 km sobre el nivel del mar.
Límite de la atmósfera terrestre
termosfera
El límite superior es de unos 800 km. La temperatura sube a altitudes de 200-300 km, donde alcanza valores del orden de los 1500 K, a partir de los cuales se mantiene casi constante hasta altitudes elevadas. Bajo la influencia de la radiación solar ultravioleta y de rayos X y la radiación cósmica, el aire se ioniza ("luces polares"): las regiones principales de la ionosfera se encuentran dentro de la termosfera. En altitudes superiores a 300 km, predomina el oxígeno atómico. El límite superior de la termosfera está determinado en gran medida por la actividad actual del Sol. Durante los períodos de baja actividad, hay una disminución notable en el tamaño de esta capa.
termopausa
La región de la atmósfera por encima de la termosfera. En esta región, la absorción de la radiación solar es insignificante y la temperatura en realidad no cambia con la altura.
Exosfera (esfera de dispersión)
Capas atmosféricas hasta una altura de 120 km
Exosfera: zona de dispersión, la parte exterior de la termosfera, ubicada por encima de los 700 km. El gas en la exosfera está muy enrarecido y, por lo tanto, sus partículas se filtran al espacio interplanetario (disipación).
Hasta una altura de 100 km, la atmósfera es una mezcla homogénea y bien mezclada de gases. En las capas superiores, la distribución de los gases en altura depende de sus masas moleculares, la concentración de los gases más pesados disminuye más rápido con la distancia a la superficie terrestre. Debido a la disminución de la densidad del gas, la temperatura desciende de 0 °C en la estratosfera a -110 °C en la mesosfera. pero energía cinética las partículas individuales a altitudes de 200–250 km corresponden a una temperatura de ~150 °C. Por encima de los 200 km, se observan fluctuaciones significativas en la temperatura y la densidad del gas en el tiempo y el espacio.
A una altitud de aproximadamente 2000-3500 km, la exosfera pasa gradualmente al llamado vacío del espacio cercano, que está lleno de partículas altamente enrarecidas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas es solo una parte de la materia interplanetaria. La otra parte está compuesta por partículas similares al polvo de origen cometario y meteórico. Además de partículas de polvo extremadamente enrarecidas, la radiación electromagnética y corpuscular de origen solar y galáctico penetra en este espacio.
La troposfera representa alrededor del 80% de la masa de la atmósfera, la estratosfera representa alrededor del 20%; la masa de la mesosfera no supera el 0,3%, la termosfera es inferior al 0,05% de la masa total de la atmósfera. Según las propiedades eléctricas de la atmósfera, se distinguen la neutrosfera y la ionosfera. Actualmente se cree que la atmósfera se extiende hasta una altitud de 2000-3000 km.
Dependiendo de la composición del gas en la atmósfera, se distinguen la homosfera y la heterosfera. La heterosfera es un área donde la gravedad tiene un efecto en la separación de gases, ya que su mezcla a tal altura es despreciable. De aquí se sigue la composición variable de la heterosfera. Debajo se encuentra una parte homogénea y bien mezclada de la atmósfera, llamada homosfera. El límite entre estas capas se denomina turbopausa y se encuentra a una altitud de unos 120 km.
A nivel del mar 1013,25 hPa (alrededor de 760 mmHg). La temperatura global promedio del aire en la superficie de la Tierra es de 15 °C, mientras que la temperatura varía desde aproximadamente 57 °C en los desiertos subtropicales hasta -89 °C en la Antártida. La densidad y la presión del aire disminuyen con la altura según una ley casi exponencial.
La estructura de la atmósfera.. Verticalmente, la atmósfera tiene una estructura en capas, determinada principalmente por las características de la distribución vertical de temperatura (figura), que depende de la ubicación geográfica, la estación, la hora del día, etc. La capa inferior de la atmósfera, la troposfera, se caracteriza por una disminución de la temperatura con la altura (aproximadamente 6 ° C por 1 km), su altura es de 8 a 10 km en las latitudes polares a 16 a 18 km en los trópicos. Debido a la rápida disminución de la densidad del aire con la altura, alrededor del 80% de la masa total de la atmósfera se encuentra en la troposfera. Por encima de la troposfera se encuentra la estratosfera, una capa que se caracteriza en general por un aumento de la temperatura con la altura. La capa de transición entre la troposfera y la estratosfera se llama tropopausa. En la estratosfera inferior, hasta un nivel de unos 20 km, la temperatura cambia poco con la altura (la llamada región isotérmica) y, a menudo, incluso disminuye ligeramente. A mayor altura, la temperatura aumenta debido a la absorción de la radiación ultravioleta solar por el ozono, lentamente al principio y más rápido a partir de un nivel de 34-36 km. El límite superior de la estratosfera, la estratopausa, se encuentra a una altitud de 50-55 km, correspondiente a la temperatura máxima (260-270 K). La capa de la atmósfera, ubicada a una altitud de 55-85 km, donde la temperatura vuelve a descender con la altura, se denomina mesosfera, en su límite superior, la mesopausa, la temperatura alcanza los 150-160 K en verano y 200- 230 K en invierno. La termosfera comienza sobre la mesopausa, una capa caracterizada por un rápido aumento de la temperatura, alcanzando valores de 800-1200 K a una altitud de 250 km. La radiación corpuscular y de rayos X del Sol es absorbidos en la termosfera, los meteoros se ralentizan y se queman, por lo que realiza la función de la capa protectora de la Tierra. Aún más alta está la exosfera, desde donde los gases atmosféricos se disipan al espacio mundial debido a la disipación y donde tiene lugar una transición gradual de la atmósfera al espacio interplanetario.
Composición de la atmósfera. Hasta una altura de unos 100 km, la atmósfera es prácticamente homogénea en composición química y el peso molecular medio del aire (alrededor de 29) es constante en ella. Cerca de la superficie de la Tierra, la atmósfera se compone de nitrógeno (alrededor del 78,1 % en volumen) y oxígeno (alrededor del 20,9 %), y también contiene pequeñas cantidades de argón, dióxido de carbono (dióxido de carbono), neón y otros componentes constantes y variables (ver aire).
Además, la atmósfera contiene pequeñas cantidades de ozono, óxidos de nitrógeno, amoníaco, radón, etc. El contenido relativo de los principales componentes del aire es constante en el tiempo y uniforme en las distintas áreas geográficas. El contenido de vapor de agua y ozono es variable en el espacio y el tiempo; a pesar del bajo contenido, su papel en los procesos atmosféricos es muy significativo.
Por encima de los 100-110 km, se produce la disociación de las moléculas de oxígeno, dióxido de carbono y vapor de agua, por lo que el peso molecular del aire disminuye. A una altitud de unos 1000 km, los gases ligeros -helio e hidrógeno- comienzan a predominar, e incluso más arriba, la atmósfera terrestre se convierte gradualmente en gas interplanetario.
El componente variable más importante de la atmósfera es el vapor de agua, que entra en la atmósfera a través de la evaporación de la superficie del agua y del suelo húmedo, así como a través de la transpiración de las plantas. El contenido relativo de vapor de agua varía cerca de la superficie terrestre del 2,6% en los trópicos al 0,2% en las latitudes polares. Con la altura, cae rápidamente, disminuyendo a la mitad ya a una altura de 1,5-2 km. La columna vertical de la atmósfera en las latitudes templadas contiene alrededor de 1,7 cm de la “capa de agua precipitada”. Cuando el vapor de agua se condensa, se forman nubes, de las cuales cae la precipitación atmosférica en forma de lluvia, granizo y nieve.
Un componente importante del aire atmosférico es el ozono, concentrado en un 90% en la estratosfera (entre 10 y 50 km), alrededor del 10% está en la troposfera. El ozono proporciona absorción de radiación ultravioleta fuerte (con una longitud de onda de menos de 290 nm), y este es su papel protector para la biosfera. Los valores del contenido total de ozono varían según la latitud y la estación dentro del rango de 0,22 a 0,45 cm (espesor de la capa de ozono a una presión p = 1 atm y una temperatura T = 0°C). En los agujeros de ozono observados en primavera en la Antártida desde principios de la década de 1980, el contenido de ozono puede descender a 0,07 cm. Crece en latitudes altas. Un componente variable esencial de la atmósfera es el dióxido de carbono, cuyo contenido en la atmósfera ha aumentado un 35% en los últimos 200 años, lo que se explica principalmente por el factor antropogénico. Se observa su variabilidad latitudinal y estacional, asociada a la fotosíntesis de las plantas ya la solubilidad en agua de mar (según la ley de Henry, la solubilidad del gas en agua disminuye al aumentar la temperatura).
Los aerosoles atmosféricos juegan un papel importante en la formación del clima del planeta: partículas sólidas y líquidas suspendidas en el aire que varían en tamaño desde varios nm hasta decenas de micras. Hay aerosoles de origen natural y antropogénico. El aerosol se forma en el proceso de reacciones en fase gaseosa a partir de los productos de la actividad vital de las plantas y la actividad económica humana, erupciones volcánicas, como resultado del polvo que el viento levanta de la superficie del planeta, especialmente de sus regiones desérticas, y también se forma a partir del polvo cósmico que ingresa a la atmósfera superior. La mayor parte del aerosol se concentra en la troposfera; el aerosol de las erupciones volcánicas forma la llamada capa de Junge a una altitud de unos 20 km. La mayor cantidad de aerosol antropogénico ingresa a la atmósfera como resultado de la operación de vehículos y centrales térmicas, industrias químicas, combustión de combustibles, etc. Por lo tanto, en algunas áreas la composición de la atmósfera difiere notablemente del aire ordinario, lo que requirió la creación de un servicio especial de seguimiento y control del nivel de contaminación del aire atmosférico.
evolución atmosférica. La atmósfera moderna parece tener un origen secundario: se formó a partir de los gases liberados por la capa sólida de la Tierra después de que se completó la formación del planeta hace unos 4.500 millones de años. Durante historia geológica La atmósfera terrestre experimentó cambios significativos en su composición bajo la influencia de una serie de factores: la disipación (volatilización) de gases, principalmente los más ligeros, hacia el espacio exterior; liberación de gases de la litosfera como resultado de la actividad volcánica; reacciones químicas entre los componentes de la atmósfera y las rocas que forman la corteza terrestre; reacciones fotoquímicas en la propia atmósfera bajo la influencia de la radiación UV solar; acreción (captura) de la materia del medio interplanetario (por ejemplo, materia meteórica). El desarrollo de la atmósfera está estrechamente relacionado con los procesos geológicos y geoquímicos, y durante los últimos 3-4 mil millones de años también con la actividad de la biosfera. Una parte significativa de los gases que componen la atmósfera moderna (nitrógeno, dióxido de carbono, vapor de agua) surgieron durante la actividad volcánica y la intrusión, que los llevó desde las profundidades de la Tierra. El oxígeno apareció en cantidades apreciables hace unos 2 mil millones de años como resultado de la actividad de los organismos fotosintéticos, que originalmente se originaron en aguas superficiales Oceano.
Con base en los datos sobre la composición química de los depósitos de carbonato, se obtuvieron estimaciones de la cantidad de dióxido de carbono y oxígeno en la atmósfera del pasado geológico. Durante el Fanerozoico (los últimos 570 millones de años de la historia de la Tierra), la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera varió mucho de acuerdo con el nivel de actividad volcánica, la temperatura del océano y la fotosíntesis. La mayor parte de este tiempo, la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera fue significativamente mayor que la actual (hasta 10 veces). La cantidad de oxígeno en la atmósfera del Fanerozoico cambió significativamente y prevaleció la tendencia a aumentarla. En la atmósfera precámbrica, la masa de dióxido de carbono era, por regla general, mayor, y la masa de oxígeno, menor que en la atmósfera del Fanerozoico. Las fluctuaciones en la cantidad de dióxido de carbono han tenido un impacto significativo en el clima en el pasado, aumentando el efecto invernadero con un aumento en la concentración de dióxido de carbono, por lo que el clima durante la mayor parte del Fanerozoico fue mucho más cálido que en la era moderna
ambiente y vida. Sin atmósfera, la Tierra sería un planeta muerto. La vida orgánica procede en estrecha interacción con la atmósfera y su clima y tiempo asociados. Insignificante en masa en comparación con el planeta en su conjunto (alrededor de una millonésima parte), la atmósfera es una condición sine qua non para todas las formas de vida. El oxígeno, el nitrógeno, el vapor de agua, el dióxido de carbono y el ozono son los gases atmosféricos más importantes para la vida de los organismos. Cuando el dióxido de carbono es absorbido por las plantas fotosintéticas, se crea materia orgánica que es utilizada como fuente de energía por la gran mayoría de los seres vivos, incluido el ser humano. El oxígeno es necesario para la existencia de los organismos aerobios, para los cuales el aporte energético lo proporcionan las reacciones de oxidación de la materia orgánica. El nitrógeno, asimilado por algunos microorganismos (fijadores de nitrógeno), es necesario para la nutrición mineral de las plantas. El ozono, que absorbe la fuerte radiación ultravioleta del sol, atenúa significativamente esta parte de la radiación solar que amenaza la vida. La condensación del vapor de agua en la atmósfera, la formación de nubes y la subsiguiente precipitación de la precipitación suministran agua a la tierra, sin la cual no es posible ninguna forma de vida. La actividad vital de los organismos en la hidrosfera está determinada en gran medida por la cantidad y composición química de los gases atmosféricos disueltos en el agua. Dado que la composición química de la atmósfera depende significativamente de las actividades de los organismos, la biosfera y la atmósfera pueden considerarse como parte de un solo sistema, cuyo mantenimiento y evolución (ver Ciclos biogeoquímicos) fue de gran importancia para cambiar la composición de la atmósfera a lo largo de la historia de la Tierra como planeta.
Balances de radiación, calor y agua de la atmósfera. La radiación solar es prácticamente la única fuente de energía para todos los procesos físicos de la atmósfera. La característica principal del régimen de radiación de la atmósfera es el llamado efecto invernadero: la atmósfera transmite bastante bien la radiación solar a la superficie terrestre, pero absorbe activamente la radiación térmica de onda larga de la superficie terrestre, parte de la cual regresa a la superficie en forma de contra-radiación que compensa la pérdida de calor por radiación de la superficie terrestre (ver Radiación atmosférica). En ausencia de atmósfera, la temperatura media de la superficie terrestre sería de -18°C, en realidad es de 15°C. La radiación solar entrante se absorbe parcialmente (alrededor del 20 %) en la atmósfera (principalmente por vapor de agua, gotas de agua, dióxido de carbono, ozono y aerosoles), y también se dispersa (alrededor del 7 %) por partículas de aerosol y fluctuaciones de densidad (dispersión de Rayleigh) . La radiación total que llega a la superficie terrestre se refleja parcialmente (alrededor del 23 %). La reflectancia está determinada por la reflectividad de la superficie subyacente, el llamado albedo. En promedio, el albedo de la Tierra para el flujo de radiación solar integral es cercano al 30%. Varía desde un pequeño porcentaje (suelo seco y chernozem) hasta un 70-90% para la nieve recién caída. El intercambio de calor por radiación entre la superficie terrestre y la atmósfera depende esencialmente del albedo y está determinado por la radiación efectiva de la superficie terrestre y la contra-radiación de la atmósfera absorbida por ella. La suma algebraica de los flujos de radiación que ingresan a la atmósfera terrestre desde el espacio exterior y la dejan atrás se denomina balance de radiación.
Las transformaciones de la radiación solar después de su absorción por la atmósfera y la superficie terrestre determinan el balance térmico de la Tierra como planeta. La principal fuente de calor de la atmósfera es la superficie terrestre; su calor se transfiere no solo en forma de radiación de onda larga, sino también por convección, y también se libera durante la condensación del vapor de agua. Las proporciones de estas entradas de calor son en promedio 20%, 7% y 23%, respectivamente. Aquí también se agrega alrededor del 20% del calor debido a la absorción de la radiación solar directa. El flujo de radiación solar por unidad de tiempo a través de una sola área perpendicular a los rayos del sol y situada fuera de la atmósfera a una distancia media de la Tierra al Sol (la llamada constante solar) es de 1367 W/m 2 , los cambios son 1-2 W/m 2 dependiendo del ciclo de actividad solar. Con un albedo planetario de alrededor del 30%, la afluencia global promedio de tiempo de energía solar al planeta es de 239 W/m 2 . Dado que la Tierra como planeta emite en promedio la misma cantidad de energía al espacio, entonces, según la ley de Stefan-Boltzmann, la temperatura efectiva de la radiación térmica de onda larga saliente es de 255 K (-18 °C). Al mismo tiempo, la temperatura promedio de la superficie terrestre es de 15°C. La diferencia de 33°C se debe al efecto invernadero.
El balance de agua de la atmósfera en su conjunto corresponde a la igualdad de la cantidad de humedad evaporada de la superficie de la Tierra, la cantidad de precipitación que cae sobre la superficie de la tierra. La atmósfera sobre los océanos recibe más humedad de los procesos de evaporación que sobre la tierra y pierde el 90% en forma de precipitación. El exceso de vapor de agua sobre los océanos es transportado a los continentes por las corrientes de aire. La cantidad de vapor de agua transportada a la atmósfera desde los océanos a los continentes es igual al volumen del caudal de los ríos que desembocan en los océanos.
el movimiento del aire. La Tierra tiene forma esférica, por lo que llega mucha menos radiación solar a sus altas latitudes que a los trópicos. Como resultado, surgen grandes contrastes de temperatura entre latitudes. La posición relativa de los océanos y continentes también afecta significativamente la distribución de la temperatura. Debido a la gran masa de aguas oceánicas y la alta capacidad calorífica del agua, las fluctuaciones estacionales de la temperatura de la superficie del océano son mucho menores que las de la tierra. En este sentido, en las latitudes medias y altas, la temperatura del aire sobre los océanos es notablemente más baja en verano que sobre los continentes, y más alta en invierno.
El calentamiento desigual de la atmósfera en diferentes regiones del globo provoca una distribución espacialmente no uniforme de la presión atmosférica. A nivel del mar, la distribución de la presión se caracteriza por valores relativamente bajos cerca del ecuador, un aumento en los subtrópicos (zonas de alta presión) y una disminución en las latitudes medias y altas. Al mismo tiempo, sobre los continentes de latitudes extratropicales, la presión suele aumentar en invierno y disminuir en verano, lo que está asociado con la distribución de la temperatura. Bajo la acción de un gradiente de presión, el aire experimenta una aceleración dirigida desde las zonas de alta presión hacia las zonas de baja presión, lo que provoca el movimiento de masas de aire. Las masas de aire en movimiento también se ven afectadas por la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra (la fuerza de Coriolis), la fuerza de fricción, que disminuye con la altura, y en el caso de trayectorias curvilíneas, la fuerza centrífuga. De gran importancia es la mezcla turbulenta del aire (ver Turbulencia en la atmósfera).
Un complejo sistema de corrientes de aire (circulación general de la atmósfera) está asociado con la distribución planetaria de la presión. En el plano meridional, en promedio, se trazan dos o tres celdas de circulación meridional. Cerca del ecuador, el aire caliente sube y baja en los subtrópicos, formando una celda de Hadley. El aire de la celda inversa de Ferrell también desciende allí. En latitudes altas, a menudo se traza una celda polar directa. Las velocidades de circulación meridional son del orden de 1 m/s o menos. Debido a la acción de la fuerza de Coriolis, se observan vientos del oeste en la mayor parte de la atmósfera con velocidades en la troposfera media de unos 15 m/s. Hay sistemas de viento relativamente estables. Estos incluyen los vientos alisios, vientos que soplan desde cinturones de alta presión en los subtrópicos hacia el ecuador con un componente oriental notable (de este a oeste). Los monzones son bastante estables, corrientes de aire que tienen un carácter estacional claramente pronunciado: soplan desde el océano hacia el continente en verano y en dirección opuesta en invierno. Los monzones son especialmente regulares océano Indio. En latitudes medias, el movimiento de las masas de aire es principalmente occidental (de oeste a este). Esta es una zona de frentes atmosféricos, en los que surgen grandes remolinos, ciclones y anticiclones, que cubren muchos cientos e incluso miles de kilómetros. Los ciclones también ocurren en los trópicos; aquí se diferencian en tamaños más pequeños, pero velocidades de viento muy altas, alcanzando fuerza de huracán (33 m/s o más), los llamados ciclones tropicales. En el Atlántico y el Pacífico oriental se denominan huracanes, y en el Pacífico occidental se denominan tifones. En la troposfera superior y la estratosfera inferior, en las áreas que separan la celda directa de la circulación meridional de Hadley y la celda inversa de Ferrell, relativamente estrechas, de cientos de kilómetros de ancho, a menudo se observan corrientes en chorro con límites claramente definidos, dentro de las cuales el viento alcanza los 100 -150 e incluso 200 m/ de.
Clima y tiempo. La diferencia en la cantidad de radiación solar que llega en diferentes latitudes a una variedad de propiedades físicas la superficie terrestre, determina la diversidad de los climas de la Tierra. Desde el ecuador hasta las latitudes tropicales, la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre tiene un promedio de 25-30 °C y cambia poco durante el año. En la zona ecuatorial suele caer mucha precipitación, lo que crea allí condiciones para un exceso de humedad. En las zonas tropicales, la cantidad de precipitación disminuye y en algunas áreas se vuelve muy pequeña. Aquí están los vastos desiertos de la Tierra.
En latitudes subtropicales y medias, la temperatura del aire varía significativamente a lo largo del año, y la diferencia entre las temperaturas de verano e invierno es especialmente grande en áreas de los continentes alejadas de los océanos. Así, en algunas áreas del este de Siberia, la amplitud anual de la temperatura del aire alcanza los 65°С. Las condiciones de humidificación en estas latitudes son muy diversas, dependen principalmente del régimen de circulación general de la atmósfera, y varían significativamente de un año a otro.
En las latitudes polares, la temperatura se mantiene baja durante todo el año, aunque hay una notable variación estacional. Esto contribuye a la distribución generalizada de la capa de hielo en los océanos y la tierra y el permafrost, ocupando más del 65% del área de Rusia, principalmente en Siberia.
En las últimas décadas, los cambios en el clima global se han vuelto cada vez más notorios. La temperatura sube más en latitudes altas que en latitudes bajas; más en invierno que en verano; más de noche que de día. Durante el siglo XX, la temperatura media anual del aire cerca de la superficie terrestre en Rusia aumentó entre 1,5 y 2 °C, y en algunas regiones de Siberia se observa un aumento de varios grados. Esto está asociado a un aumento del efecto invernadero debido a un aumento en la concentración de pequeñas impurezas gaseosas.
El clima está determinado por las condiciones de circulación atmosférica y la ubicación geográfica del área, es más estable en los trópicos y más variable en latitudes medias y altas. Sobre todo, el clima cambia en las zonas de cambio de masas de aire, debido al paso de frentes atmosféricos, ciclones y anticiclones, trayendo consigo precipitaciones y aumentando el viento. Los datos para el pronóstico del tiempo se recopilan de estaciones meteorológicas terrestres, barcos y aviones, y satélites meteorológicos. Véase también meteorología.
Fenómenos ópticos, acústicos y eléctricos en la atmósfera.. Cuando la radiación electromagnética se propaga en la atmósfera, como consecuencia de la refracción, absorción y dispersión de la luz por el aire y diversas partículas (aerosol, cristales de hielo, gotas de agua), se producen diversos fenómenos ópticos: arco iris, coronas, halo, espejismo, etc. la dispersión determina la altura aparente del firmamento y el color azul del cielo. El rango de visibilidad de los objetos está determinado por las condiciones de propagación de la luz en la atmósfera (ver Visibilidad atmosférica). La transparencia de la atmósfera en diferentes longitudes de onda determina el rango de comunicación y la posibilidad de detectar objetos con instrumentos, incluida la posibilidad de realizar observaciones astronómicas desde la superficie terrestre. Para los estudios de falta de homogeneidad óptica en la estratosfera y la mesosfera, el fenómeno del crepúsculo juega un papel importante. Por ejemplo, fotografiar el crepúsculo desde una nave espacial permite detectar capas de aerosol. Las características de la propagación de la radiación electromagnética en la atmósfera determinan la precisión de los métodos para la detección remota de sus parámetros. Todas estas cuestiones, como muchas otras, son estudiadas por la óptica atmosférica. La refracción y la dispersión de las ondas de radio determinan las posibilidades de recepción de radio (ver Propagación de ondas de radio).
La propagación del sonido en la atmósfera depende de la distribución espacial de la temperatura y la velocidad del viento (ver Acústica atmosférica). Es de interés para la teledetección de la atmósfera. Las explosiones de cargas lanzadas por cohetes a la atmósfera superior proporcionaron una gran cantidad de información sobre los sistemas de viento y el curso de la temperatura en la estratosfera y la mesosfera. En una atmósfera establemente estratificada, cuando la temperatura cae con la altura más lentamente que el gradiente adiabático (9,8 K/km), surgen las llamadas ondas internas. Estas ondas pueden propagarse hacia arriba en la estratosfera e incluso en la mesosfera, donde se atenúan, lo que contribuye al aumento del viento y la turbulencia.
La carga negativa de la Tierra y el campo eléctrico causado por ella, la atmósfera, junto con la ionosfera y la magnetosfera cargadas eléctricamente, crean un circuito eléctrico global. La formación de nubes y la electricidad de los rayos juegan un papel importante. El peligro de las descargas de rayos hizo necesario el desarrollo de métodos para la protección contra rayos de edificios, estructuras, líneas eléctricas y comunicaciones. Este fenómeno es especialmente peligroso para la aviación. Las descargas de rayos causan interferencias de radio atmosféricas, llamadas atmosféricas (ver Silbidos atmosféricos). Durante un fuerte aumento en la fuerza del campo eléctrico, se observan descargas luminosas que surgen en las puntas y esquinas afiladas de los objetos que sobresalen de la superficie de la tierra, en picos individuales en las montañas, etc. (luces de Elma). La atmósfera siempre contiene un número muy variable de iones ligeros y pesados, dependiendo de las condiciones específicas, que determinan la conductividad eléctrica de la atmósfera. Los principales ionizadores de aire cerca de la superficie terrestre: radiación de sustancias radiactivas contenidas en la corteza terrestre y en la atmósfera, así como los rayos cósmicos. Véase también electricidad atmosférica.
Influencia humana en la atmósfera. Durante los últimos siglos, ha habido un aumento en la concentración de gases de efecto invernadero en la atmósfera debido a las actividades humanas. El porcentaje de dióxido de carbono aumentó de 2,8-10 2 hace doscientos años a 3,8-10 2 en 2005, el contenido de metano - de 0,7-10 1 hace unos 300-400 años a 1,8-10 -4 a principios del siglo Siglo 21; cerca del 20% del aumento del efecto invernadero durante el siglo pasado estuvo dado por los freones, que prácticamente no existían en la atmósfera hasta mediados del siglo XX. Estas sustancias están reconocidas como agotadoras del ozono estratosférico y su producción está prohibida por el Protocolo de Montreal de 1987. El aumento de la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera se debe a la quema de cantidades cada vez mayores de carbón, petróleo, gas y otros combustibles de carbono, así como a la deforestación, que reduce la absorción de dióxido de carbono a través de la fotosíntesis. La concentración de metano aumenta con el crecimiento de la producción de petróleo y gas (debido a sus pérdidas), así como con la expansión de los cultivos de arroz y el aumento del número de cabezas de ganado. Todo esto contribuye al calentamiento climático.
Para cambiar el clima, se han desarrollado métodos de influencia activa en los procesos atmosféricos. Se utilizan para proteger las plantas agrícolas del daño del granizo al dispersar reactivos especiales en las nubes tormentosas. También existen métodos para disipar la niebla en los aeropuertos, proteger las plantas de las heladas, influir en las nubes para aumentar las precipitaciones en los lugares correctos o dispersar las nubes en momentos de eventos masivos.
estudio de la atmosfera. La información sobre los procesos físicos en la atmósfera se obtiene principalmente de las observaciones meteorológicas, que son realizadas por una red mundial de estaciones y puestos meteorológicos permanentes ubicados en todos los continentes y en muchas islas. Las observaciones diarias proporcionan información sobre temperatura y humedad del aire, presión atmosférica y precipitación, nubosidad, viento, etc. Las observaciones de la radiación solar y sus transformaciones se realizan en estaciones actinométricas. Las redes de estaciones aerológicas son de gran importancia para el estudio de la atmósfera, en las que se realizan mediciones meteorológicas con la ayuda de radiosondas hasta una altura de 30-35 km. En varias estaciones se realizan observaciones del ozono atmosférico, fenómenos eléctricos en la atmósfera y la composición química del aire.
Los datos de las estaciones terrestres se complementan con observaciones en los océanos, donde operan "barcos meteorológicos", ubicados permanentemente en ciertas áreas del Océano Mundial, así como la información meteorológica recibida de la investigación y otros barcos.
En las últimas décadas, se ha obtenido una cantidad cada vez mayor de información sobre la atmósfera con la ayuda de los satélites meteorológicos, que están equipados con instrumentos para fotografiar las nubes y medir los flujos de radiación ultravioleta, infrarroja y de microondas del Sol. Los satélites permiten obtener información sobre perfiles verticales de temperatura, nubosidad y su contenido de agua, elementos balance de radiación atmósfera, la temperatura de la superficie del océano, etc. Usando mediciones de la refracción de señales de radio de un sistema de satélites de navegación, es posible determinar perfiles verticales de densidad, presión y temperatura, así como el contenido de humedad en la atmósfera. Con la ayuda de los satélites, fue posible aclarar el valor de la constante solar y el albedo planetario de la Tierra, construir mapas del balance de radiación del sistema Tierra-atmósfera, medir el contenido y la variabilidad de las pequeñas impurezas atmosféricas y resolver muchos otros problemas de física atmosférica y vigilancia ambiental.
Lit .: Budyko M. I. El clima en el pasado y el futuro. L., 1980; Matveev L. T. Curso de meteorología general. Física de la atmósfera. 2ª ed. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Historia de la atmósfera. L., 1985; Khrgian A. Kh. Física atmosférica. M., 1986; Atmósfera: un manual. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorología y climatología. 5ª ed. M, 2001.
G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.
La atmósfera de la Tierra es una capa de aire.
La presencia de una bola especial sobre la superficie de la tierra fue probada por los antiguos griegos, quienes llamaron a la atmósfera una bola de vapor o gas.
Esta es una de las geosferas del planeta, sin la cual no sería posible la existencia de toda la vida.
donde esta el ambiente
La atmósfera rodea a los planetas con una densa capa de aire, a partir de la superficie terrestre. Entra en contacto con la hidrosfera, cubre la litosfera y se adentra en el espacio exterior.
¿De qué está hecha la atmósfera?
La capa de aire de la Tierra se compone principalmente de aire, peso total que alcanza los 5,3*1018 kilogramos. De estos, la parte enferma es el aire seco, y mucho menos el vapor de agua.
Sobre el mar, la densidad de la atmósfera es de 1,2 kilogramos por metro cúbico. La temperatura en la atmósfera puede llegar a -140,7 grados, el aire se disuelve en agua a temperatura cero.
La atmósfera consta de varias capas:
- Troposfera;
- tropopausa;
- Estratosfera y estratopausa;
- Mesosfera y mesopausia;
- Una línea especial sobre el nivel del mar, que se llama línea Karman;
- Termosfera y termopausa;
- Zona de dispersión o exosfera.
Cada capa tiene sus propias características, están interconectadas y aseguran el funcionamiento de la capa de aire del planeta.
Los límites de la atmósfera.
El borde inferior de la atmósfera atraviesa la hidrosfera y las capas superiores de la litosfera. El límite superior comienza en la exosfera, que se encuentra a 700 kilómetros de la superficie del planeta y alcanzará los 1,3 mil kilómetros.
Según algunos informes, la atmósfera alcanza los 10 mil kilómetros. Los científicos acordaron que el límite superior de la capa de aire debería ser la línea Karman, ya que la aeronáutica ya no es posible aquí.
Gracias a la constante investigación en esta área, los científicos han descubierto que la atmósfera está en contacto con la ionosfera a una altitud de 118 kilómetros.
Composición química
Esta capa de la Tierra se compone de gases e impurezas de gases, que incluyen residuos de combustión, sal marina, hielo, agua, polvo. La composición y la masa de los gases que se pueden encontrar en la atmósfera casi nunca cambian, solo cambia la concentración de agua y dióxido de carbono.
La composición del agua puede variar de 0,2 por ciento a 2,5 por ciento dependiendo de la latitud. Los elementos adicionales son cloro, nitrógeno, azufre, amoníaco, carbono, ozono, hidrocarburos, ácido clorhídrico, fluoruro de hidrógeno, bromuro de hidrógeno, yoduro de hidrógeno.
Una parte separada está ocupada por mercurio, yodo, bromo, óxido nítrico. Además, en la troposfera se encuentran partículas líquidas y sólidas, que se denominan aerosoles. Uno de los gases más raros del planeta, el radón, se encuentra en la atmósfera.
En términos de composición química, el nitrógeno ocupa más del 78% de la atmósfera, el oxígeno, casi el 21%, el dióxido de carbono, el 0,03%, el argón, casi el 1%, la cantidad total de materia es inferior al 0,01%. Tal composición del aire se formó cuando el planeta solo surgió y comenzó a desarrollarse.
Con la llegada del hombre, que paulatinamente pasó a la producción, la composición química cambió. En particular, la cantidad de dióxido de carbono aumenta constantemente.
Funciones de la atmósfera
Los gases en la capa de aire realizan una variedad de funciones. Primero, absorben rayos y energía radiante. En segundo lugar, influyen en la formación de temperatura en la atmósfera y en la Tierra. En tercer lugar, proporciona vida y su curso en la Tierra.
Además, esta capa proporciona termorregulación, que determina el tiempo y el clima, el modo de distribución del calor y la presión atmosférica. La troposfera ayuda a regular el flujo de masas de aire, determina el movimiento del agua y los procesos de intercambio de calor.
La atmósfera interactúa constantemente con la litosfera, la hidrosfera, proporcionando procesos geológicos. La función más importante es que hay protección contra el polvo de origen meteorito, de la influencia del espacio y el sol.
Datos
- El oxígeno proporciona en la descomposición de la tierra materia orgánica roca sólida, que es muy importante para las emisiones, descomposición de rocas, oxidación de organismos.
- Dióxido de carbono contribuye al hecho de que se produce la fotosíntesis, y también contribuye a la transmisión de ondas cortas de radiación solar, la absorción de ondas térmicas largas. Si esto no sucede, entonces se observa el llamado efecto invernadero.
- Uno de los principales problemas asociados a la atmósfera es la contaminación, que se produce por el trabajo de las empresas y las emisiones de los vehículos. Por lo tanto, se ha introducido un control ambiental especial en muchos países y se están implementando mecanismos especiales para regular las emisiones y el efecto invernadero a nivel internacional.
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