Capa media de la atmósfera. La atmósfera terrestre: historia de apariencia y estructura.

Atmósfera(del griego atmos - vapor y spharia - bola) - la capa de aire de la Tierra, que gira con ella. El desarrollo de la atmósfera estuvo estrechamente relacionado con los procesos geológicos y geoquímicos que ocurren en nuestro planeta, así como con las actividades de los organismos vivos.

El límite inferior de la atmósfera coincide con la superficie de la Tierra, ya que el aire penetra en los poros más pequeños del suelo y se disuelve incluso en agua.

El límite superior a una altitud de 2000-3000 km pasa gradualmente al espacio exterior.

Gracias a la atmósfera, que contiene oxígeno, la vida en la Tierra es posible. El oxígeno atmosférico se utiliza en el proceso respiratorio de humanos, animales y plantas.

Si no hubiera atmósfera, la Tierra estaría tan silenciosa como la Luna. Después de todo, el sonido es la vibración de las partículas del aire. El color azul del cielo se explica por el hecho de que los rayos del sol, al atravesar la atmósfera, como a través de una lente, se descomponen en los colores que los componen. En este caso, los rayos de colores azul y azul son los que más se dispersan.

La atmósfera atrapa la mayor parte de la radiación ultravioleta del sol, que tiene un efecto perjudicial sobre los organismos vivos. También retiene el calor cerca de la superficie de la Tierra, evitando que nuestro planeta se enfríe.

La estructura de la atmósfera.

En la atmósfera se pueden distinguir varias capas que difieren en densidad (Fig. 1).

Troposfera

Troposfera- la capa más baja de la atmósfera, cuyo espesor sobre los polos es de 8 a 10 km, en latitudes templadas - de 10 a 12 km, y por encima del ecuador - de 16 a 18 km.

Arroz. 1. La estructura de la atmósfera terrestre.

El aire de la troposfera es calentado por la superficie terrestre, es decir, por la tierra y el agua. Por lo tanto, la temperatura del aire en esta capa disminuye con la altura en un promedio de 0,6 °C por cada 100 m. En el límite superior de la troposfera alcanza los -55 °C. Al mismo tiempo, en la región del ecuador en el límite superior de la troposfera, la temperatura del aire es de -70 °C, y en la región del Polo Norte, de -65 °C.

Aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera se concentra en la troposfera, casi todo el vapor de agua se encuentra, se producen tormentas, tormentas, nubes y precipitaciones, y se produce movimiento de aire vertical (convección) y horizontal (viento).

Podemos decir que el clima se forma principalmente en la troposfera.

Estratosfera

Estratosfera- una capa de la atmósfera ubicada sobre la troposfera a una altitud de 8 a 50 km. El color del cielo en esta capa es violeta, lo que se explica por la delgadez del aire, por lo que los rayos del sol casi no se dispersan.

El 20% de la masa de la atmósfera se concentra en la estratosfera. El aire en esta capa está enrarecido, prácticamente no hay vapor de agua y, por lo tanto, casi no se forman nubes ni precipitaciones. Sin embargo, en la estratosfera se observan corrientes de aire estables, cuya velocidad alcanza los 300 km/h.

Esta capa está concentrada ozono(pantalla de ozono, ozonosfera), capa que absorbe los rayos ultravioleta impidiendo que lleguen a la Tierra y protegiendo así a los organismos vivos de nuestro planeta. Gracias al ozono, la temperatura del aire en el límite superior de la estratosfera oscila entre -50 y 4-55 °C.

Entre la mesosfera y la estratosfera existe una zona de transición: la estratopausa.

mesosfera

mesosfera- una capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 50 a 80 km. La densidad del aire aquí es 200 veces menor que en la superficie de la Tierra. El color del cielo en la mesosfera parece negro y las estrellas son visibles durante el día. La temperatura del aire desciende a -75 (-90)°C.

A una altitud de 80 km comienza. termosfera. La temperatura del aire en esta capa aumenta bruscamente hasta una altura de 250 m, y luego se vuelve constante: a una altitud de 150 km alcanza 220-240 ° C; a una altitud de 500-600 km supera los 1500 °C.

En la mesosfera y la termosfera, bajo la influencia de los rayos cósmicos, las moléculas de gas se desintegran en partículas de átomos cargadas (ionizadas), por lo que esta parte de la atmósfera se llama ionosfera- una capa de aire muy enrarecido, situada a una altitud de 50 a 1000 km, compuesta principalmente por átomos de oxígeno ionizados, moléculas de óxido de nitrógeno y electrones libres. Esta capa se caracteriza por una alta electrificación y en ella se reflejan ondas de radio largas y medianas, como en un espejo.

En la ionosfera aparecen auroras (el resplandor de gases enrarecidos bajo la influencia de partículas cargadas eléctricamente que vuelan desde el Sol) y se observan fuertes fluctuaciones en el campo magnético.

Exosfera

Exosfera- la capa exterior de la atmósfera situada por encima de los 1000 km. Esta capa también se llama esfera de dispersión, ya que aquí las partículas de gas se mueven a gran velocidad y pueden dispersarse por el espacio exterior.

Composición atmosférica

La atmósfera es una mezcla de gases compuesta por nitrógeno (78,08%), oxígeno (20,95%), dióxido de carbono (0,03%), argón (0,93%), una pequeña cantidad de helio, neón, xenón, criptón (0,01%), ozono y otros gases, pero su contenido es insignificante (Tabla 1). La composición moderna del aire de la Tierra se estableció hace más de cien millones de años, pero el fuerte aumento de la actividad productiva humana provocó su cambio. Actualmente, hay un aumento en el contenido de CO 2 de aproximadamente un 10-12%.

Los gases que forman la atmósfera desempeñan diversas funciones funcionales. Sin embargo, la importancia principal de estos gases está determinada principalmente por el hecho de que absorben muy fuertemente la energía radiante y, por lo tanto, tienen un impacto significativo en el régimen de temperatura de la superficie y la atmósfera de la Tierra.

Cuadro 1. Composición química del aire atmosférico seco cerca de la superficie terrestre.

Nitrógeno, Es el gas más común en la atmósfera y es químicamente inactivo.

Oxígeno, a diferencia del nitrógeno, es un elemento químicamente muy activo. La función específica del oxígeno es la oxidación de la materia orgánica de organismos heterótrofos, rocas y gases poco oxidados emitidos a la atmósfera por los volcanes. Sin oxígeno no habría descomposición de la materia orgánica muerta.

El papel del dióxido de carbono en la atmósfera es extremadamente importante. Ingresa a la atmósfera como resultado de procesos de combustión, respiración de organismos vivos y descomposición y es, en primer lugar, el principal material de construcción para la creación de materia orgánica durante la fotosíntesis. Además, es de gran importancia la capacidad del dióxido de carbono para transmitir la radiación solar de onda corta y absorber parte de la radiación térmica de onda larga, lo que creará el llamado efecto invernadero, del que hablaremos a continuación.

Los procesos atmosféricos, especialmente el régimen térmico de la estratosfera, también están influenciados por ozono. Este gas sirve como absorbente natural de la radiación ultravioleta del sol y la absorción de la radiación solar provoca el calentamiento del aire. Los valores medios mensuales del contenido total de ozono en la atmósfera varían según la latitud y la época del año dentro del rango de 0,23 a 0,52 cm (este es el espesor de la capa de ozono a la presión y temperatura del suelo). Hay un aumento del contenido de ozono desde el ecuador hacia los polos y un ciclo anual con un mínimo en otoño y un máximo en primavera.

Una propiedad característica de la atmósfera es que el contenido de los gases principales (nitrógeno, oxígeno, argón) cambia ligeramente con la altitud: a una altitud de 65 km en la atmósfera el contenido de nitrógeno es del 86%, oxígeno - 19, argón - 0,91 , a una altitud de 95 km: nitrógeno 77, oxígeno - 21,3, argón - 0,82%. La constancia de la composición del aire atmosférico vertical y horizontalmente se mantiene mediante su mezcla.

Además de gases, el aire contiene vapor de agua Y partículas sólidas. Estos últimos pueden tener origen tanto natural como artificial (antropógeno). Se trata de polen, pequeños cristales de sal, polvo de carreteras e impurezas de aerosoles. Cuando los rayos del sol penetran por la ventana, se pueden ver a simple vista.

Especialmente hay muchas partículas en el aire de las ciudades y los grandes centros industriales, donde a los aerosoles se suman las emisiones de gases nocivos y sus impurezas formadas durante la combustión de combustible.

La concentración de aerosoles en la atmósfera determina la transparencia del aire, lo que incide en la radiación solar que llega a la superficie terrestre. Los aerosoles más grandes son los núcleos de condensación (de lat. condensación- compactación, espesamiento) - contribuyen a la transformación del vapor de agua en gotas de agua.

La importancia del vapor de agua está determinada principalmente por el hecho de que retrasa la radiación térmica de onda larga de la superficie terrestre; representa el eslabón principal de los ciclos de humedad grandes y pequeños; aumenta la temperatura del aire durante la condensación de los lechos de agua.

La cantidad de vapor de agua en la atmósfera varía en el tiempo y el espacio. Así, la concentración de vapor de agua en la superficie terrestre oscila entre el 3% en los trópicos y el 2-10 (15)% en la Antártida.

El contenido medio de vapor de agua en la columna vertical de la atmósfera en latitudes templadas es de aproximadamente 1,6-1,7 cm (este es el espesor de la capa de vapor de agua condensado). La información sobre el vapor de agua en diferentes capas de la atmósfera es contradictoria. Se suponía, por ejemplo, que en el rango de altitud de 20 a 30 km la humedad específica aumenta fuertemente con la altitud. Sin embargo, mediciones posteriores indican una mayor sequedad de la estratosfera. Al parecer, la humedad específica en la estratosfera depende poco de la altitud y es de 2 a 4 mg/kg.

La variabilidad del contenido de vapor de agua en la troposfera está determinada por la interacción de los procesos de evaporación, condensación y transporte horizontal. Como resultado de la condensación del vapor de agua, se forman nubes y precipitaciones en forma de lluvia, granizo y nieve.

Los procesos de transición de fase del agua ocurren predominantemente en la troposfera, por lo que las nubes en la estratosfera (a altitudes de 20 a 30 km) y la mesosfera (cerca de la mesopausa), llamadas nacaradas y plateadas, se observan relativamente raramente, mientras que las nubes troposféricas. A menudo cubren alrededor del 50% de toda la superficie terrestre.

La cantidad de vapor de agua que puede contener el aire depende de la temperatura del aire.

1 m 3 de aire a una temperatura de -20 ° C no puede contener más de 1 g de agua; a 0 °C - no más de 5 g; a +10 °C - no más de 9 g; A +30 °C - no más de 30 g de agua.

Conclusión: Cuanto mayor sea la temperatura del aire, más vapor de agua puede contener.

El aire puede ser rico Y no saturado vapor de agua. Entonces, si a una temperatura de +30 °C 1 m 3 de aire contiene 15 g de vapor de agua, el aire no está saturado con vapor de agua; si 30 g - saturado.

Humedad absoluta es la cantidad de vapor de agua contenida en 1 m3 de aire. Se expresa en gramos. Por ejemplo, si dicen “la humedad absoluta es 15”, esto significa que 1 ml contiene 15 g de vapor de agua.

Humedad relativa- esta es la relación (en porcentaje) entre el contenido real de vapor de agua en 1 m 3 de aire y la cantidad de vapor de agua que puede contener 1 ml a una temperatura determinada. Por ejemplo, si la radio transmite un informe meteorológico que dice que la humedad relativa es del 70%, esto significa que el aire contiene el 70% del vapor de agua que puede contener a esa temperatura.

Cuanto mayor sea la humedad relativa, es decir Cuanto más cerca esté el aire de un estado de saturación, más probable será la precipitación.

En la zona ecuatorial se observa una humedad relativa del aire siempre alta (hasta un 90%), ya que allí la temperatura del aire permanece alta durante todo el año y se produce una gran evaporación desde la superficie de los océanos. La humedad relativa también es alta en las regiones polares, pero a bajas temperaturas incluso una pequeña cantidad de vapor de agua hace que el aire esté saturado o casi saturado. En latitudes templadas, la humedad relativa varía según las estaciones: es mayor en invierno y menor en verano.

La humedad relativa del aire en los desiertos es especialmente baja: 1 m 1 de aire contiene de dos a tres veces menos vapor de agua de lo que es posible a una temperatura determinada.

Para medir la humedad relativa se utiliza un higrómetro (del griego hygros - húmedo y metreco - mido).

Cuando se enfría, el aire saturado no puede retener la misma cantidad de vapor de agua; se espesa (se condensa) y se convierte en gotas de niebla. Se puede observar niebla en verano en una noche clara y fresca.

Nubes- Esta es la misma niebla, solo que no se forma en la superficie de la tierra, sino a cierta altura. A medida que el aire asciende, se enfría y el vapor de agua que contiene se condensa. Las pequeñas gotas de agua resultantes forman las nubes.

La formación de nubes también implica materia particulada suspendido en la troposfera.

Las nubes pueden tener diferentes formas, que dependen de las condiciones de su formación (Tabla 14).

Las nubes más bajas y pesadas son los estratos. Están ubicados a una altitud de 2 km de la superficie terrestre. A una altitud de 2 a 8 km se pueden observar cúmulos más pintorescos. Las nubes más altas y ligeras son los cirros. Se encuentran a una altitud de 8 a 18 km sobre la superficie terrestre.

Protección atmosférica

Las principales fuentes son las empresas industriales y los automóviles. En las grandes ciudades, el problema de la contaminación por gases en las principales rutas de transporte es muy grave. Es por eso que muchas grandes ciudades del mundo, incluido nuestro país, han introducido un control ambiental de la toxicidad de los gases de escape de los vehículos. Según los expertos, el humo y el polvo en el aire pueden reducir a la mitad el suministro de energía solar a la superficie terrestre, lo que provocará un cambio en las condiciones naturales.

La envoltura gaseosa que rodea nuestro planeta Tierra, conocida como atmósfera, consta de cinco capas principales. Estas capas se originan en la superficie del planeta, desde el nivel del mar (a veces más abajo) y ascienden al espacio exterior en la siguiente secuencia:

• Troposfera;
• Estratosfera;
• mesosfera;
• Termósfera;
• Exosfera.

Diagrama de las principales capas de la atmósfera terrestre.

Entre cada una de estas cinco capas principales hay zonas de transición llamadas "pausas" donde ocurren cambios en la temperatura, composición y densidad del aire. Junto con las pausas, la atmósfera terrestre incluye un total de 9 capas.

Troposfera: donde ocurre el clima

De todas las capas de la atmósfera, la troposfera es con la que estamos más familiarizados (lo sepas o no), ya que vivimos en su fondo, la superficie del planeta. Envuelve la superficie de la Tierra y se extiende hacia arriba durante varios kilómetros. La palabra troposfera significa "cambio del globo". Un nombre muy apropiado, ya que en esta capa es donde se produce nuestro clima cotidiano.

Partiendo de la superficie del planeta, la troposfera se eleva a una altura de 6 a 20 km. El tercio inferior de la capa, el más cercano a nosotros, contiene el 50% de todos los gases atmosféricos. Esta es la única parte de toda la atmósfera que respira. Debido a que el aire es calentado desde abajo por la superficie terrestre, que absorbe la energía térmica del Sol, la temperatura y la presión de la troposfera disminuyen al aumentar la altitud.

En la parte superior hay una delgada capa llamada tropopausa, que es simplemente un amortiguador entre la troposfera y la estratosfera.

Estratosfera: hogar del ozono

La estratosfera es la siguiente capa de la atmósfera. Se extiende desde 6-20 km hasta 50 km sobre la superficie de la Tierra. Esta es la capa en la que vuelan la mayoría de los aviones comerciales y viajan los globos aerostáticos.

Aquí el aire no fluye hacia arriba y hacia abajo, sino que se mueve paralelo a la superficie en corrientes de aire muy rápidas. A medida que se asciende, la temperatura aumenta, gracias a la abundancia de ozono (O3) natural, un subproducto de la radiación solar y el oxígeno, que tiene la capacidad de absorber los dañinos rayos ultravioleta del sol (cualquier aumento de temperatura con la altitud en meteorología se conoce como como una "inversión").

Debido a que la estratosfera tiene temperaturas más cálidas en la parte inferior y más frías en la parte superior, la convección (movimiento vertical de masas de aire) es poco común en esta parte de la atmósfera. De hecho, se puede ver una tormenta que azota la troposfera desde la estratosfera porque la capa actúa como una capa de convección que impide que las nubes de tormenta penetren.

Después de la estratosfera vuelve a haber una capa de amortiguación, esta vez llamada estratopausa.

Mesosfera: atmósfera media

La mesosfera se encuentra aproximadamente a 50-80 km de la superficie de la Tierra. La mesosfera superior es el lugar natural más frío de la Tierra, donde las temperaturas pueden caer por debajo de los -143°C.

Termosfera: atmósfera superior

Después de la mesosfera y la mesopausia viene la termosfera, situada entre 80 y 700 km sobre la superficie del planeta, y contiene menos del 0,01% del aire total de la envoltura atmosférica. Las temperaturas aquí alcanzan hasta +2000° C, pero debido a la extrema delgadez del aire y la falta de moléculas de gas para transferir calor, estas altas temperaturas se perciben como muy frías.

Exosfera: el límite entre la atmósfera y el espacio.

A una altitud de unos 700-10.000 km sobre la superficie de la Tierra se encuentra la exosfera, el borde exterior de la atmósfera que limita con el espacio. Aquí los satélites meteorológicos orbitan la Tierra.

¿Qué pasa con la ionosfera?

La ionosfera no es una capa separada, pero de hecho el término se utiliza para referirse a la atmósfera entre 60 y 1000 km de altitud. Incluye las partes superiores de la mesosfera, toda la termosfera y parte de la exosfera. La ionosfera recibe su nombre porque en esta parte de la atmósfera la radiación del Sol se ioniza cuando atraviesa los campos magnéticos de la Tierra en y. Este fenómeno se observa desde la Tierra como la aurora boreal.

La atmósfera comenzó a formarse junto con la formación de la Tierra. Durante la evolución del planeta y a medida que sus parámetros se acercaban a los valores modernos, se produjeron cambios fundamentalmente cualitativos en su composición química y propiedades físicas. Según el modelo evolutivo, en una etapa temprana la Tierra estaba en estado fundido y hace unos 4.500 millones de años se formó como un cuerpo 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. Entre ellos se encontraban nitrógeno, amoníaco, metano, vapor de agua, óxido de CO y dióxido de carbono CO 2. Bajo la influencia de la radiación solar ultravioleta, el vapor de agua se descompuso en hidrógeno y oxígeno, pero el oxígeno liberado reaccionó con el monóxido de carbono para formar dióxido de carbono. El amoníaco se descompone en nitrógeno e hidrógeno. Durante el proceso de difusión, el hidrógeno se elevó y abandonó la atmósfera, y el nitrógeno más pesado no pudo evaporarse y se acumuló gradualmente, convirtiéndose en el componente principal, aunque una parte se unió a moléculas como resultado de reacciones químicas ( centímetro. 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 su difusión hacia las capas superiores de la atmósfera, 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, 25.000 veces menor que el actual, ya podría provocar la formación de una capa de ozono con sólo la mitad de concentración que la actual. Sin embargo, esto ya es suficiente para proporcionar una protección muy significativa a los organismos contra los efectos destructivos de los rayos ultravioleta.

Es probable que la atmósfera primaria contuviera mucho dióxido de carbono. Se consumía durante la fotosíntesis, y su concentración debió disminuir a medida que el mundo vegetal evolucionó y también por absorción durante determinados procesos geológicos. Porque efecto invernadero Asociado con la presencia de dióxido de carbono en la atmósfera, las fluctuaciones en su concentración son una de las razones importantes de cambios climáticos a gran escala en la historia de la Tierra como edades de hielo.

El helio presente en la atmósfera moderna es principalmente producto de la desintegración radiactiva del uranio, el torio y el radio. Estos elementos radiactivos emiten partículas, que son los núcleos de los átomos de helio. Dado que durante la desintegración radiactiva no se forma ni se destruye una carga eléctrica, durante la formación de cada partícula a aparecen dos electrones que, recombinándose con las partículas a, forman átomos de helio neutros. Los elementos radiactivos están contenidos en minerales dispersos en las rocas, por lo que una parte importante del helio formado como resultado de la desintegración radiactiva queda retenido en ellas, escapando muy lentamente a la atmósfera. Una cierta cantidad de helio se eleva hacia la exosfera debido a la difusión, pero debido al flujo constante desde la superficie terrestre, el volumen de este gas en la atmósfera permanece casi sin cambios. A partir del análisis espectral de la luz de las estrellas y del estudio de los meteoritos, es posible estimar la abundancia relativa de diversos elementos químicos en el Universo. La concentración de neón en el espacio es aproximadamente diez mil millones de veces mayor que en la Tierra, de criptón diez millones de veces y de xenón un millón de veces. De ello se deduce que la concentración de estos gases inertes, aparentemente presentes inicialmente en la atmósfera terrestre y que no se reponen durante 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 en forma de isótopo 40 Ar todavía se forma durante la desintegración radiactiva del isótopo de potasio.

Distribución de la presión barométrica.

El peso total de los gases atmosféricos es aproximadamente 4,5 x 10 15 toneladas. Por lo tanto, el “peso” de la atmósfera por unidad de área, o presión atmosférica, al nivel del mar es aproximadamente 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Presión igual a P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Arte. = 1 atm, tomada como presión atmosférica promedio estándar. Para la atmósfera en estado de equilibrio hidrostático tenemos: d PAG= –rgd h, esto significa que en el intervalo de altitud desde h a h+d h tiene lugar igualdad entre el cambio de presión atmosférica d PAG y el peso del elemento correspondiente de la atmósfera con unidad de área, densidad r y espesor d h. Como 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 a la atmósfera terrestre: PAG=rR t/m, donde m es el peso molecular y R = 8,3 J/(K mol) es la constante universal de los gases. Entonces bloguea PAG= – (metro g/RT)d h= – bd h= – re h/H, donde el gradiente de presión está en una escala logarítmica. Su valor inverso H se llama escala de altitud atmosférica.

Al integrar esta ecuación para una atmósfera isotérmica ( t= const) o por su parte cuando dicha aproximación sea admisible, se obtiene la ley barométrica de distribución de presiones con la altura: PAG = PAG 0 exp(– h/h 0), donde la referencia de altura h producida a partir del nivel del océano, donde la presión media estándar es PAG 0. Expresión h 0 = R t/ mg, se llama escala de altitud, 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 la integración debe tener en cuenta el cambio de temperatura con la altura y el parámetro norte– alguna característica local de las capas atmosféricas, dependiendo de su temperatura y de las propiedades del medio ambiente.

Ambiente estándar.

Modelo (tabla de valores de los principales parámetros) correspondiente a la presión estándar en la base de la atmósfera R 0 y composición química se llama atmósfera estándar. Más precisamente, se trata de un modelo condicional de la atmósfera, para el cual se especifican los valores medios de temperatura, presión, densidad, viscosidad y otras características del aire en altitudes desde 2 km bajo el nivel del mar hasta el límite exterior de la atmósfera terrestre. para latitud 45° 32ў 33І. Los parámetros de la atmósfera media en todas las altitudes se calcularon utilizando la ecuación de estado de un gas ideal y la ley barométrica. suponiendo que al nivel del mar la presión es 1013,25 hPa (760 mm Hg) y la temperatura es 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. En altitudes elevadas, el valor y el signo del gradiente vertical de temperatura cambian de una capa a otra. Por encima de los 790 km la temperatura es de unos 1000 K y prácticamente no cambia con la altitud.

La atmósfera estándar es una norma legalizada y actualizada periódicamente, publicada en forma de tablas.

Troposfera.

La capa más baja y densa de la 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 altitudes de 8 a 10 km, y en los trópicos hasta 16 a 18 km. Aquí se desarrollan casi todos los procesos de formación del clima, se produce un intercambio de calor y humedad entre la Tierra y su atmósfera, se forman nubes, se producen diversos fenómenos meteorológicos, se producen niebla y precipitaciones. Estas capas de la atmósfera terrestre están en equilibrio convectivo y, gracias a la mezcla activa, tienen una composición química homogénea, compuesta principalmente por nitrógeno molecular (78%) y oxígeno (21%). La gran mayoría de los contaminantes del aire en forma 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) provocados por la transferencia de calor desde tierras más cálidas. a través de la radiación infrarroja de la superficie terrestre, que es absorbida en la troposfera, principalmente por los vapores de agua y dióxido de carbono (efecto invernadero). La distribución de la temperatura con la altura se establece mediante mezcla turbulenta y convectiva. En promedio, esto corresponde a una caída de temperatura con altura de aproximadamente 6,5 K/km.

La velocidad del viento en la capa límite de la superficie inicialmente aumenta rápidamente con la altura y por encima continúa aumentando entre 2 y 3 km/s por kilómetro. A veces aparecen flujos planetarios estrechos (con una velocidad de más de 30 km/s) en la troposfera, en el oeste en las latitudes medias y en el este cerca del ecuador. Se les llama 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 ubicada encima de ella. El espesor de la tropopausa varía de cientos de metros a 1,5 a 2 km, y la temperatura y la altitud, respectivamente, oscilan entre 190 y 220 K y entre 8 y 18 km, según la latitud y la estación. En latitudes templadas y altas, en invierno es entre 1 y 2 km más bajo que en verano y entre 8 y 15 K más cálido. En los trópicos, los cambios estacionales son mucho menores (altitud de 16 a 18 km, temperatura de 180 a 200 K). Encima corrientes en chorro las rupturas de la tropopausa son posibles.

Agua en la atmósfera terrestre.

La característica más importante de la atmósfera terrestre es la presencia de cantidades significativas de vapor de agua y agua en forma de gotas, que se observa más fácilmente en forma de nubes y estructuras nubosas. 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 como porcentaje, se denomina nubosidad. La forma de las nubes se determina según la clasificación internacional. En promedio, las nubes cubren aproximadamente la mitad del mundo. La nubosidad es un factor importante que caracteriza el tiempo y el clima. En invierno y por la noche, la nubosidad impide una disminución de 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 ambas juntas (nubes mixtas). A medida que las gotas y los cristales crecen, caen de las nubes en forma de precipitación. Las nubes se forman principalmente en la troposfera. Surgen como 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 varía desde fracciones hasta varios gramos por m3. Las nubes se distinguen por su altura: Según la clasificación internacional, existen 10 tipos de nubes: cirros, cirrocúmulos, cirroestratos, altocúmulos, altoestratos, nimboestratos, estratos, estratocúmulos, cumulonimbos, cúmulos.

También se observan nubes nacaradas en la estratosfera y nubes noctilucentes en la mesosfera.

Los cirros son nubes transparentes en forma de finos hilos blancos o velos con un brillo sedoso que no proporcionan sombras. Los cirros están compuestos de cristales de hielo y se forman en la troposfera superior a temperaturas muy bajas. Algunos tipos de cirros sirven como presagios de cambios climáticos.

Los cirrocúmulos son crestas o capas de finas nubes blancas en la troposfera superior. Las nubes cirrocúmulos están formadas por pequeños elementos que parecen escamas, ondas, pequeñas bolas sin sombras y consisten principalmente en cristales de hielo.

Las nubes cirroestratos son un velo blanquecino translúcido en la troposfera superior, generalmente fibroso, a veces borroso, que consiste en pequeños cristales de hielo en forma de aguja o columnares.

Los altocúmulos son nubes blancas, grises o blanco grisáceas que se encuentran en las capas inferior y media de la troposfera. Los altocúmulos tienen la apariencia de capas y crestas, como si estuvieran formadas por placas, masas redondeadas, ejes y escamas superpuestas. Las nubes altocúmulos se forman durante una intensa actividad convectiva y generalmente consisten en gotas de agua sobreenfriada.

Las nubes altoestratos son nubes grisáceas o azuladas con una estructura fibrosa o uniforme. Las nubes altoestratos se observan en la troposfera media y se extienden a varios kilómetros de altura y, a veces, a miles de kilómetros en dirección horizontal. Normalmente, las nubes altoestratos forman parte de sistemas de nubes frontales asociados con movimientos ascendentes de masas de aire.

Los nimboestratos son una capa amorfa baja (a partir de 2 km) de nubes de color gris uniforme, que dan lugar a lluvia o nieve continua. Las nubes nimboestratos están muy 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.

Las nubes estratos son nubes del nivel inferior en forma de una capa homogénea sin contornos definidos, de color gris. La altura de los estratos sobre la superficie de la Tierra es de 0,5 a 2 km. De vez en cuando, cae llovizna desde los 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. Normalmente, los cúmulos surgen como nubes de convección en masas de aire frío.

Las nubes estratocúmulos son 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 producen precipitaciones ligeras.

Los cumulonimbus son nubes poderosas y densas con un fuerte desarrollo vertical (hasta una altura de 14 km), que producen fuertes lluvias con tormentas, granizo y ráfagas. Los cumulonimbus se desarrollan a partir de potentes cúmulos, que se diferencian de ellos por su parte superior formada por cristales de hielo.

Estratosfera.

A través de la tropopausa, en promedio en altitudes de 12 a 50 km, la troposfera pasa a la estratosfera. En la parte baja, durante unos 10 km, es decir. Hasta altitudes de unos 20 km, es isotérmico (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. .

En la estratosfera hay mucho menos vapor de agua. Aún así, a veces se observan finas nubes nacaradas translúcidas, que ocasionalmente aparecen en la estratosfera a una altitud de 20 a 30 km. Las nubes nacaradas son visibles en el cielo oscuro después del atardecer y antes del amanecer. En forma, las nubes nacaradas se parecen a los cirros y cirrocúmulos.

Atmósfera media (mesosfera).

A una altitud de unos 50 km, la mesosfera comienza desde el pico del máximo amplio de temperatura. . El motivo del aumento de temperatura en la región de este máximo es una reacción fotoquímica exotérmica (es decir, acompañada de la liberación de calor) de descomposición del ozono: O 3 + hv® O 2 + O. El ozono surge como resultado de la descomposición fotoquímica del oxígeno molecular O 2.

O 2 + hv® O + O y la posterior reacción de una triple colisión de un átomo y una molécula de oxígeno con una tercera molécula M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

El ozono absorbe vorazmente 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 los efectos de la radiación ultravioleta del Sol. Sin este escudo, el desarrollo de la vida en la Tierra en sus formas modernas difícilmente habría sido posible.

En general, en toda la mesosfera, la temperatura atmosférica disminuye hasta su valor mínimo de unos 180 K en el límite superior de la mesosfera (llamado mesopausa, altitud de unos 80 km). En las proximidades de la mesopausa, a una altitud de 70 a 90 km, puede aparecer una capa muy fina de cristales de hielo y partículas de polvo volcánico y de meteoritos, que se observa en forma de un hermoso espectáculo de nubes noctilucentes. poco después del atardecer.

En la mesosfera, las pequeñas partículas sólidas de meteoritos que caen sobre la Tierra, provocando el fenómeno de los meteoritos, se queman en su mayoría.

Meteoros, meteoritos y bolas de fuego.

Las llamaradas y otros fenómenos en la atmósfera superior de la Tierra causados ​​por la intrusión de partículas o cuerpos cósmicos sólidos en ella a una velocidad de 11 km/s o más se denominan meteoroides. Aparece un rastro de meteorito brillante observable; Los fenómenos más poderosos, a menudo acompañados por la caída de meteoritos, se llaman. bolas de fuego; La aparición de meteoros está asociada a las lluvias de meteoritos.

Lluvia de meteoritos:

1) el fenómeno de múltiples caídas de meteoros durante varias horas o días desde un radiante.

2) un enjambre de meteoritos que se mueven en la misma órbita alrededor del Sol.

La aparición sistemática de meteoros en una determinada zona del cielo y en determinados días del año, provocada por la intersección de la órbita de la Tierra con la órbita común de muchos cuerpos de meteoritos que se mueven a velocidades aproximadamente iguales e idénticas, debido a que sus trayectorias en el cielo parecen surgir de un punto común (radiante). Llevan el nombre de la constelación donde se encuentra el radiante.

Las lluvias de estrellas causan una profunda impresión con sus efectos luminosos, pero los meteoros individuales rara vez son visibles. Mucho más numerosos son los meteoros invisibles, demasiado pequeños para ser visibles cuando son absorbidos por la atmósfera. Algunos de los meteoros más pequeños probablemente no se calientan en absoluto, sino que sólo son capturados por la atmósfera. Estas pequeñas partículas con tamaños que van desde unos pocos milímetros hasta diezmilésimas de milímetro se denominan micrometeoritos. La cantidad de materia meteórica que entra a la atmósfera cada día oscila entre 100 y 10.000 toneladas, y la mayor parte de este material proviene de micrometeoritos.

Dado que la materia meteórica arde parcialmente en la atmósfera, su composición gaseosa se repone con trazas de diversos elementos químicos. Por ejemplo, los meteoros rocosos introducen litio en la atmósfera. La combustión de meteoros metálicos conduce a la formación de pequeñas gotas esféricas de hierro, hierro-níquel y otras gotas 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 a 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 porque sirve como núcleos de condensación del vapor de agua. Por tanto, se supone que la precipitación está estadísticamente relacionada con las grandes lluvias de meteoritos. Sin embargo, algunos expertos creen que, dado que el suministro total de material meteórico es muchas decenas de veces mayor que el de incluso la lluvia de meteoritos más grande, el cambio en la cantidad total de este material resultante de una de esas lluvias puede despreciarse.

Sin embargo, no hay duda de que los micrometeoritos y meteoritos visibles más grandes dejan largas huellas de ionización en las capas altas de la atmósfera, principalmente en la ionosfera. Estas trazas se pueden utilizar para comunicaciones por radio de larga distancia, ya que reflejan ondas de radio de alta frecuencia.

La energía de los meteoros que entran en la atmósfera se gasta principalmente, y quizás en su totalidad, en calentarla. Este es uno de los componentes menores del equilibrio térmico de la atmósfera.

Un meteorito es un cuerpo sólido de origen natural que cayó a la superficie de la Tierra desde el espacio. Normalmente se distingue entre meteoritos pedregosos, pétreos y férricos. Estos últimos se componen principalmente de hierro y níquel. Entre los meteoritos encontrados, la mayoría pesa desde unos pocos gramos hasta varios kilogramos. El mayor de los encontrados, el meteorito de hierro de Goba, pesa unas 60 toneladas y todavía se encuentra 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.

Un bólido es un meteoro muy brillante, a veces visible incluso durante el día, que a menudo deja tras de sí un rastro de humo y está 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, primero lentamente y luego rápidamente, comienza a subir nuevamente. La razón es la absorción de radiación ultravioleta del Sol a altitudes de 150 a 300 km, debido a la ionización del oxígeno atómico: O + hv®O++ mi.

En la termosfera, la temperatura aumenta continuamente hasta una altitud de unos 400 km, donde alcanza los 1800 K durante el día durante la época de máxima actividad solar. Durante la época de mínima actividad solar, esta temperatura límite puede ser inferior a 1000 K. Por encima de los 400 km, la atmósfera se convierte en una exosfera isotérmica. El nivel crítico (la base de la exosfera) se encuentra a una altitud de unos 500 km.

Las luces polares y muchas órbitas de satélites artificiales, así como las nubes noctilucentes: todos estos fenómenos ocurren en la mesosfera y la termosfera.

Luces polares.

En latitudes altas, las auroras se observan durante las perturbaciones del campo magnético. Pueden durar varios minutos, pero suelen ser visibles durante varias horas. Las auroras varían mucho en forma, color e intensidad y, a veces, todas ellas cambian muy rápidamente con el tiempo. El espectro de las auroras se compone de líneas y bandas de emisión. Algunas de las emisiones del cielo nocturno aumentan en el espectro de la aurora, principalmente las líneas verde y roja de 5577 Å y 6300 Å de oxígeno. Sucede que una de estas líneas es muchas veces más intensa que la otra, y esto determina el color visible de la aurora: verde o rojo. Las perturbaciones del campo magnético también van acompañadas de perturbaciones en las comunicaciones por radio en las regiones polares. La causa de la perturbación son los cambios en la ionosfera, lo que significa que durante las tormentas magnéticas existe una poderosa fuente de ionización. Se ha establecido que se producen fuertes tormentas magnéticas cuando hay grandes grupos de manchas solares cerca del centro del disco solar. Las observaciones han demostrado que las tormentas no están asociadas con las manchas solares en sí, sino con las erupciones solares que aparecen durante el desarrollo de un grupo de manchas solares.

Las auroras son una gama de luz de intensidad variable con movimientos rápidos que se observan en regiones de latitudes altas de la Tierra. La aurora visual contiene líneas de emisión de oxígeno atómico verde (5577Å) y roja (6300/6364Å) y bandas moleculares de N2, que son excitadas por partículas energéticas de origen solar y magnetosférico. Estas emisiones suelen aparecer a altitudes de unos 100 km o más. El término aurora óptica se utiliza para referirse a las auroras visuales y su espectro de emisión desde la región infrarroja hasta la ultravioleta. La energía de la radiación en la parte infrarroja del espectro supera significativamente la energía en 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 términos más utilizados son:

1. Arcos o rayas tranquilos y uniformes. El arco normalmente se extiende ~1000 km en la dirección del paralelo geomagnético (hacia el Sol en las regiones polares) y tiene una anchura de una a varias decenas de kilómetros. Una raya es una generalización del concepto de arco; por lo general, no tiene una forma de arco regular, sino que se dobla en forma de letra S o en forma de espirales. Los arcos y franjas se encuentran a altitudes de 100 a 150 km.

2. Rayos de la aurora . Este término se refiere a una estructura auroral alargada a lo largo de las líneas del campo magnético, con una extensión vertical de varias decenas a varios cientos de kilómetros. La extensión horizontal de los rayos es pequeña, desde varias decenas de metros hasta varios kilómetros. Los rayos suelen observarse en arcos o como estructuras separadas.

3. Manchas o superficies . Se trata de zonas aisladas de brillo que no tienen una forma específica. Los puntos individuales pueden estar conectados entre sí.

4. Velo. Una forma inusual de aurora, que es un brillo uniforme que cubre grandes áreas del cielo.

Según su estructura, las auroras se dividen en homogéneas, huecas 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 toda la parte es roja (6300–6364 Å). Suelen aparecer en altitudes de 300 a 400 km con alta actividad geomagnética.

tipo de aurora EN coloreado de rojo en la parte inferior y asociado al brillo de las bandas del primer sistema positivo N 2 y del primer sistema negativo O 2. Estas formas de auroras aparecen durante las fases más activas de las auroras.

Zonas luces polares – Estas son las zonas de máxima frecuencia de auroras nocturnas, según observadores desde un punto fijo de la superficie terrestre. Las zonas están ubicadas a 67° de latitud norte y sur, y su ancho es de aproximadamente 6°. La máxima aparición de auroras, correspondiente a un momento dado de la hora geomagnética local, se produce en cinturones de forma ovalada (auroras ovaladas), que se encuentran asimétricamente alrededor de los polos geomagnéticos norte y sur. El óvalo de la aurora está fijado en coordenadas de latitud-tiempo, y la zona de la aurora es el lugar geométrico de los puntos de la región de medianoche del óvalo en coordenadas de latitud-longitud. El cinturón ovalado se encuentra aproximadamente a 23° del polo geomagnético en el sector nocturno y a 15° en el sector diurno.

Aurora ovalada y zonas de aurora. La ubicación del óvalo de la aurora depende de la actividad geomagnética. El óvalo se vuelve más ancho con una alta actividad geomagnética. Las zonas aurorales o los límites de los óvalos aurorales están mejor representados por L 6,4 que por las coordenadas dipolares. Las líneas del campo geomagnético en el límite del sector diurno del óvalo de la aurora coinciden con magnetopausa. Se observa 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 basándose en datos sobre la precipitación de partículas (electrones y protones) de determinadas energías. Su posición se puede determinar independientemente a partir de datos sobre kaspaj en el lado diurno y en la cola de la magnetosfera.

La variación diaria en la frecuencia de aparición 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 diarias. En el lado polar del óvalo, la frecuencia de aparición de auroras disminuye gradualmente y se caracteriza por cambios diurnos complejos.

Intensidad de las auroras.

Intensidad de la aurora determinado midiendo el brillo aparente de la superficie. Superficie de luminosidad I la aurora en una determinada dirección está determinada por la emisión total de 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 de fotón/(cm 2 columna s) se utiliza generalmente al estudiar las auroras. La unidad habitual para medir la emisión total es Rayleigh (Rl), igual a 10 6 fotones/(cm 2 columnas s). Unidades más prácticas de intensidad auroral están determinadas por las emisiones de una línea o banda individual. Por ejemplo, la intensidad de las auroras está determinada por los Coeficientes Internacionales de Luminancia (IBR) según la intensidad de la línea verde (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensidad máxima de la 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 espaciotemporal 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 surgió Se ha completado la transición a la física moderna de la magnetosfera. El honor del descubrimiento pertenece a O. Khorosheva, y el desarrollo intensivo de ideas para el óvalo de la aurora estuvo a cargo de G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu y varios otros investigadores. El óvalo auroral es la región de mayor influencia del viento solar en la atmósfera superior de la Tierra. La intensidad de la aurora es mayor en el óvalo y su dinámica se monitorea continuamente mediante satélites.

Arcos rojos aurorales estables.

Arco rojo auroral constante, también llamado arco rojo de latitud media o Bagazo, es un arco subvisual (por debajo del límite de sensibilidad del ojo) de ancho, que se extiende de este a oeste a lo largo de miles de kilómetros y posiblemente rodea toda la Tierra. La longitud 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 informaron líneas de emisión débiles l 5577 Å (OI) y l 4278 Å (N+2). Los arcos rojos sostenidos se clasifican como auroras, pero aparecen en altitudes mucho mayores. El límite inferior se encuentra a una altitud de 300 km, el límite superior es de unos 700 km. La intensidad del silencioso arco rojo de la aurora en la emisión de l 6300 Å varía de 1 a 10 kRl (valor típico 6 kRl). El umbral de sensibilidad del ojo a esta longitud de onda es de aproximadamente 10 kRl, por lo que rara vez se observan visualmente arcos. Sin embargo, las observaciones han demostrado que su brillo es >50 kRL 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 los satélites o fuentes de radio que cruzan arcos rojos aurorales persistentes están sujetas a centelleo, lo que indica la existencia de faltas de homogeneidad en la densidad electrónica. La explicación teórica de los arcos rojos es que los electrones calentados de la región F La ionosfera provoca un aumento de átomos de oxígeno. Las observaciones satelitales muestran un aumento en la temperatura de los electrones a lo largo de las líneas del campo geomagnético que cruzan los persistentes arcos rojos de las auroras. La intensidad de estos arcos se correlaciona positivamente con la actividad geomagnética (tormentas), y la frecuencia de aparición de arcos se correlaciona positivamente con la actividad de las manchas solares.

Aurora cambiante.

Algunas formas de auroras experimentan variaciones temporales de intensidad cuasi 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. formas r según el Atlas Internacional de Auroras Una subdivisión más detallada de las auroras cambiantes:

r 1 (Aurora pulsante) es un resplandor con variaciones de fase uniformes en el brillo en toda la forma de la aurora. Por definición, en una aurora pulsante ideal, las partes espacial y temporal de la pulsación pueden separarse, es decir, brillo I(r,t)= yo(r)· ÉL(t). En una aurora típica r 1 pulsaciones ocurren con una frecuencia de 0,01 a 10 Hz de baja intensidad (1–2 kRl). La mayoría de las auroras r 1 – son puntos o arcos que pulsan con un período de varios segundos.

r 2 (aurora de fuego). El término se utiliza normalmente para referirse a movimientos como llamas que llenan el cielo, en lugar de describir una forma distinta. 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 la aurora.

r 3 (aurora brillante). Se trata de auroras con variaciones de brillo rápidas, irregulares o regulares, que dan la impresión de llamas parpadeantes en el cielo. Aparecen poco antes de que la aurora se desintegre. Frecuencia de variación típicamente observada. r 3 es igual a 10 ± 3 Hz.

El término aurora fluida, utilizado para otra clase de auroras pulsantes, se refiere a variaciones irregulares de brillo que se mueven rápidamente horizontalmente en arcos y rayas aurorales.

La aurora cambiante es uno de los fenómenos solar-terrestres que acompañan a las pulsaciones del campo geomagnético y a la radiación de rayos X auroral provocada por la precipitación de partículas de origen solar y magnetosférico.

El resplandor del casquete polar se caracteriza por la alta intensidad de la banda del primer sistema negativo N + 2 (l 3914 Å). Normalmente, estas bandas N + 2 son cinco veces más intensas que la línea verde OI l 5577 Å; la intensidad absoluta del brillo del casquete polar oscila entre 0,1 y 10 kRl (normalmente entre 1 y 3 kRl). Durante estas auroras, que aparecen durante los períodos de PCA, un resplandor uniforme cubre todo el casquete polar hasta una latitud geomagnética de 60° en altitudes de 30 a 80 km. Se genera predominantemente por protones solares y partículas D con energías de 10 a 100 MeV, creando una ionización máxima en estas altitudes. Hay otro tipo de brillo en las zonas de aurora, llamado aurora del manto. Para este tipo de resplandor auroral, la intensidad máxima diaria, que ocurre en las horas de la mañana, es de 1 a 10 kRL, y la intensidad mínima es cinco veces más débil. Las observaciones de auroras del manto son pocas y espaciadas; 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. Se trata de radiación no térmica de la atmósfera, a excepción de la emisión de auroras, descargas de rayos y la emisión de estelas de meteoritos. Este término se utiliza en relación con la atmósfera terrestre (resplandor nocturno, resplandor crepuscular y resplandor diurno). El brillo atmosférico constituye sólo una parte de la luz disponible en la atmósfera. Otras fuentes incluyen la luz de las estrellas, la luz zodiacal y la luz difusa diurna del Sol. A veces, el brillo atmosférico puede representar hasta el 40% de la cantidad total de luz. El brillo atmosférico se produce en capas atmosféricas de diferentes alturas y espesores. El espectro de brillo atmosférico cubre longitudes de onda de 1000 Å a 22,5 micrones. La principal línea de emisión en el resplandor atmosférico es l 5577 Å y aparece a una altitud de 90 a 100 km en una capa de 30 a 40 km de espesor. La aparición de luminiscencia se debe al mecanismo de Chapman, basado en la recombinación de átomos de oxígeno. Otras líneas de emisión son l 6300 Å, que aparecen en el caso de recombinación disociativa de O+2 y emisión NI l 5198/5201 Å y NI l 5890/5896 Å.

La intensidad del resplandor del aire se mide en Rayleigh. El brillo (en Rayleigh) es igual a 4 rv, donde b es el brillo superficial angular de la capa emisora ​​en unidades de 10 6 fotones/(cm 2 ster·s). La intensidad del resplandor depende de la latitud (diferente para las diferentes emisiones) y también varía a lo largo del día con un máximo cerca de la medianoche. Durante los experimentos con satélites se observó una correlación positiva entre el brillo del aire en la emisión de l 5577 Å y el número de manchas solares y el flujo de radiación solar en una longitud de onda de 10,7 cm. Desde el espacio exterior aparece como un anillo de luz alrededor de la Tierra y tiene un color verdoso.

Ozonosfera.

En altitudes de 20 a 25 km se alcanza la concentración máxima de una cantidad insignificante de ozono O 3 (¡hasta 2×10 –7 del contenido de oxígeno!), que surge bajo la influencia de la radiación ultravioleta solar en altitudes de aproximadamente 10 a 50 km, protegiendo al planeta de la radiación solar ionizante. A pesar del número extremadamente pequeño 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 depositas todas las moléculas en la base de la atmósfera, ¡obtendrás una capa de no más de 3 a 4 mm de espesor! En altitudes superiores a los 100 km, la proporción de gases ligeros aumenta y en altitudes muy elevadas predominan el helio y el hidrógeno; muchas moléculas se disocian en átomos individuales que, ionizados bajo la influencia de la fuerte radiación del Sol, forman la ionosfera. La presión y la densidad del aire en la atmósfera terrestre disminuyen con la altitud. Dependiendo de la distribución de la temperatura, la atmósfera terrestre se divide en troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera y exosfera. .

A una altitud de 20 a 25 km hay capa de ozono. El ozono se forma debido a la descomposición de las moléculas de oxígeno al absorber la radiación ultravioleta del Sol con longitudes de onda inferiores a 0,1 a 0,2 micrones. El oxígeno libre se combina con las moléculas de O 2 y forma ozono O 3, que absorbe con avidez toda la radiación ultravioleta de menos de 0,29 micrones. Las moléculas de ozono O3 se destruyen fácilmente con la radiación de onda corta. Por tanto, a pesar de su rarefacción, la capa de ozono absorbe eficazmente la radiación ultravioleta del Sol que atraviesa 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 del sol 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 en la atmósfera, se producen procesos secuenciales de disociación de varias moléculas y la posterior ionización de varios átomos e iones. Se trata principalmente de 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 llama 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 sobre 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 uno del otro, Kennedy en Estados Unidos y Heaviside en Inglaterra señalaron que para explicar la propagación de las ondas de radio a largas distancias era necesario suponer la existencia de regiones de alta conductividad en las capas altas de la atmósfera. En 1923, el académico M.V. Shuleikin, considerando las características de la propagación de ondas de radio de diversas frecuencias, llegó a la conclusión de que en la ionosfera hay al menos dos capas reflectantes. Luego, en 1925, los investigadores ingleses Appleton y Barnett, así como Breit y Tuve, demostraron por primera vez experimentalmente 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 desempeñan 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. fines, en particular para 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 de pulso. Se estudiaron muchas propiedades generales de la ionosfera, las alturas y la concentración de electrones de sus capas principales.

En altitudes de 60 a 70 km se observa la capa D, en altitudes de 100 a 120 km se observa la capa mi, en altitudes, en altitudes de 180 a 300 km doble capa F 1 y F 2. Los principales parámetros de estas capas se dan en la Tabla 4.

Se dan valores medios porque varían en diferentes latitudes, dependiendo de la hora del día y las estaciones. Estos datos son necesarios para garantizar las comunicaciones por radio a larga distancia. Se utilizan para seleccionar frecuencias operativas para varios enlaces de radio de onda corta. El conocimiento de sus cambios en función del estado de la ionosfera en diferentes momentos del día y en diferentes estaciones es extremadamente importante para garantizar la confiabilidad de las comunicaciones por radio. La ionosfera es un conjunto de capas ionizadas de la atmósfera terrestre, que comienzan desde altitudes de unos 60 km y se extienden hasta 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 y la corona solares. Además, el grado de ionización de la atmósfera superior está influenciado 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

- estas son áreas de la atmósfera en las que se alcanzan concentraciones máximas 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 átomos de gases atmosféricos, al interactuar con las ondas de radio (es decir, oscilaciones electromagnéticas), pueden cambiar su dirección, reflejándolas o refractándolas, y absorbiendo su energía. . Como resultado de esto, al recibir estaciones de radio distantes, pueden ocurrir diversos efectos, por ejemplo, desvanecimiento de las comunicaciones por radio, aumento de la audibilidad de las estaciones remotas, apagones etc. fenómenos.

Métodos de investigación.

Los métodos clásicos para estudiar la ionosfera desde la Tierra se reducen al sondeo de pulsos: enviar pulsos de radio y observar sus reflejos en varias capas de la ionosfera, medir el tiempo de retardo y estudiar la intensidad y la forma de las señales reflejadas. Midiendo las alturas de reflexión de los pulsos de radio en varias frecuencias, determinando las frecuencias críticas de varias áreas (la frecuencia crítica es la frecuencia portadora de un pulso de radio, para la cual una determinada región de la ionosfera se vuelve transparente), es posible determinar el valor de la concentración de electrones en las capas y las alturas efectivas para frecuencias dadas, y seleccionar las frecuencias óptimas para rutas de radio dadas. Con el desarrollo de la tecnología de cohetes y el advenimiento de la era espacial de los satélites terrestres artificiales (AES) y otras naves espaciales, fue posible medir directamente los parámetros del plasma espacial cercano a la Tierra, cuya parte inferior es la ionosfera.

Las mediciones de la concentración de electrones, realizadas a bordo de cohetes lanzados especialmente y a lo largo de rutas de vuelo de satélites, confirmaron y aclararon datos previamente obtenidos mediante métodos terrestres sobre la estructura de la ionosfera, la distribución de la concentración de electrones con la altura sobre varias regiones de la Tierra y hizo posible obtener valores de concentración de electrones por encima del máximo principal: la capa F. Anteriormente, esto era imposible de lograr utilizando métodos de sondeo basados ​​en observaciones de pulsos de radio de onda corta reflejados. Se ha descubierto que en algunas zonas del globo existen zonas bastante estables con una concentración reducida de electrones, "vientos ionosféricos" regulares, surgen en la ionosfera procesos ondulatorios peculiares que transportan perturbaciones ionosféricas locales a miles de kilómetros del lugar de su excitación. y mucho más. La creación de dispositivos receptores especialmente sensibles hizo posible recibir señales de impulsos parcialmente reflejadas desde las regiones más bajas de la ionosfera (estaciones de reflexión parcial) en estaciones de sondeo de impulsos ionosféricos. El uso de potentes instalaciones pulsadas en los rangos de longitud de onda de metros y decímetros con el uso de antenas que permiten una alta concentración de energía emitida permitió observar señales dispersadas por la ionosfera a varias altitudes. 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 a diversas altitudes hasta altitudes de varios miles de kilómetros. Resultó que la ionosfera es bastante transparente para las frecuencias utilizadas.

La concentración de cargas eléctricas (la concentración de electrones es igual a la concentración de iones) en la ionosfera terrestre a una altitud de 300 km es de aproximadamente 10 6 cm –3 durante el día. El plasma de tal densidad refleja ondas de radio con una longitud de más de 20 my transmite otras más cortas.

Distribución vertical típica de la concentración 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 larga distancia depende de las frecuencias utilizadas, así como de la hora del día, la estación del año 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 viajan 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 placas de un enorme condensador, actuando sobre ellas como el efecto de los espejos sobre la luz. Reflejándose en ellas, las ondas de radio pueden viajar muchos miles de kilómetros, dando vueltas alrededor del globo en enormes saltos de cientos y miles de kilómetros, reflejándose alternativamente en una capa de gas ionizado y en la superficie de la Tierra o del agua.

En los años 20 del siglo pasado se creía que las ondas de radio de menos de 200 m generalmente no eran adecuadas para las comunicaciones a larga distancia debido a su fuerte absorción. Los primeros experimentos sobre la recepción de ondas cortas a larga distancia 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 existe una capa ionizada de la atmósfera capaz de reflejar ondas de radio. Se llamó capa de Heaviside-Kennelly y luego ionosfera.

Según los conceptos modernos, la ionosfera consta de electrones libres cargados negativamente e iones cargados positivamente, 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 gas neutro por los rayos X solares y la radiación ultravioleta. Para ionizar un átomo, es necesario impartirle energía de ionización, cuya principal fuente para la ionosfera es la radiación ultravioleta, de rayos X y corpuscular del Sol.

Mientras que la capa gaseosa de la Tierra está iluminada por el Sol, en ella se forman cada vez más electrones, 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 formación de nuevos electrones casi se detiene y la cantidad de electrones libres comienza a disminuir. Cuantos más electrones libres haya en la ionosfera, mejor se reflejarán en ella las ondas de alta frecuencia. Con una disminución en la concentración de electrones, el paso de ondas de radio solo es posible en rangos de baja frecuencia. Por eso, por lo general, por la noche sólo es posible recibir estaciones distantes a una distancia de 75, 49, 41 y 31 m. Los electrones están distribuidos de manera desigual en la ionosfera. En altitudes de 50 a 400 km hay varias capas o regiones de mayor concentración de electrones. Estas áreas se fusionan suavemente unas con otras y tienen diferentes efectos en la propagación de las ondas de radio HF. La capa superior de la ionosfera se designa con la letra. F. Aquí se encuentra el mayor grado de ionización (la fracción de partículas cargadas es de aproximadamente 10 –4). Se encuentra a una altitud de más de 150 km sobre la superficie de la Tierra y desempeña el principal papel reflectante en la propagación a larga distancia de ondas de radio HF de alta frecuencia. 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. Generalmente capa F 2 está ionizado mucho más fuerte que la capa. F 1. capa nocturna F 1 desaparece y la capa F 2 permanece, perdiendo lentamente hasta el 60% de su grado de ionización. Debajo de la capa F, en altitudes de 90 a 150 km, hay una capa mi, cuya ionización se produce 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 en las bandas de HF de baja frecuencia de 31 y 25 m se produce cuando las señales se reflejan desde la capa mi. Normalmente se trata de estaciones situadas a una distancia de entre 1.000 y 1.500 km. Por la noche en la capa mi La ionización disminuye drásticamente, pero incluso en este momento sigue desempeñando un papel importante en la recepción de señales de estaciones en los rangos de 41, 49 y 75 m.

De gran interés para la recepción de señales de alta frecuencia en los rangos HF de 16, 13 y 11 m son las que surgen en la zona. mi capas (nubes) de ionización muy aumentada. El área de estas nubes puede variar desde unos pocos hasta cientos de kilómetros cuadrados. Esta capa de mayor ionización se llama capa esporádica. mi y es designado es. Las nubes de ES pueden moverse en la ionosfera bajo la influencia del viento y alcanzar velocidades de hasta 250 km/h. En verano, en latitudes medias durante el día, el origen de las ondas de radio debido a las nubes de Es ocurre durante 15 a 20 días al 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 transmisión en las bandas de alta frecuencia de HF, de repente aparecen estaciones distantes con buen volumen en las bandas de 16, 13 y 11 m, cuyas señales se reflejan muchas veces desde Es.

La región más baja de la ionosfera es la región D Ubicado en altitudes entre 50 y 90 km. Aquí hay relativamente pocos electrones libres. De la zona D Las ondas largas y medianas 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 individuales de la ionosfera desempeñan un papel importante en la propagación de señales de radio HF. El efecto sobre las ondas de radio se produce principalmente debido 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 a la hora de estudiar las propiedades químicas de la atmósfera, ya que son más activos que los átomos y moléculas neutros. Las reacciones químicas que ocurren en la ionosfera juegan un papel importante en su equilibrio energético y eléctrico.

Ionosfera normal. Las observaciones realizadas con cohetes y satélites geofísicos han proporcionado abundante información nueva que indica que la ionización de la atmósfera se produce bajo la influencia de una amplia gama de radiación solar. Su mayor parte (más del 90%) se concentra en la parte visible del espectro. La radiación ultravioleta, que tiene una longitud de onda más corta y mayor energía que los rayos de luz violeta, es emitida por el hidrógeno en la atmósfera interna del Sol (la cromosfera), y los rayos X, que tienen una energía aún mayor, son emitidos por los gases en la capa exterior del Sol. (la corona).

El estado normal (promedio) de la ionosfera se debe a una radiación potente y constante. En la ionosfera normal se producen cambios regulares debido a la rotación diaria de la Tierra y a las diferencias estacionales en el ángulo de incidencia de los rayos del sol al mediodía, pero también se producen cambios abruptos e impredecibles en el estado de la ionosfera.

Perturbaciones en la ionosfera.

Como se sabe, en el Sol se producen poderosas manifestaciones de actividad que se repiten cíclicamente y que alcanzan un máximo cada 11 años. Las observaciones realizadas en el marco del programa del Año Geofísico Internacional (AIG) 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. Estos fenómenos se denominan erupciones solares. Duran desde varios minutos hasta una o dos horas. Durante la erupción, el plasma solar (principalmente protones y electrones) entra en erupción y las partículas elementales se precipitan hacia el espacio exterior. La radiación electromagnética y corpuscular del Sol durante estas erupciones tiene un fuerte impacto en la atmósfera terrestre.

La reacción inicial se observa 8 minutos después de la llamarada, cuando una intensa radiación ultravioleta y de rayos X llega a la Tierra. Como resultado, la ionización aumenta considerablemente; Los rayos X penetran 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 (“extinguen”) casi por completo. La absorción adicional de radiación hace que el gas se caliente, lo que contribuye al desarrollo de vientos. El gas ionizado es un conductor eléctrico y cuando se mueve en el campo magnético de la Tierra, se produce un efecto dinamo y se crea una corriente eléctrica. A su vez, estas corrientes pueden provocar perturbaciones notables en el campo magnético y manifestarse en forma de tormentas magnéticas.

La estructura y dinámica de la atmósfera superior están determinadas significativamente por procesos de desequilibrio en el sentido termodinámico asociados con la ionización y disociación por radiación solar, procesos químicos, excitación de moléculas y átomos, su desactivación, colisiones y otros procesos elementales. En este caso, el grado de desequilibrio aumenta con la altura a medida que disminuye la densidad. Hasta altitudes de 500 a 1000 km, y a menudo más, el grado de desequilibrio de muchas características de la atmósfera superior es bastante pequeño, lo que permite utilizar la hidrodinámica clásica e hidromagnética, teniendo en cuenta reacciones químicas, para describirla.

La exosfera es la capa exterior de la atmósfera terrestre, que comienza a altitudes de varios cientos de kilómetros, desde donde los átomos de hidrógeno ligeros y de rápido movimiento pueden escapar al espacio exterior.

Eduard Kononovich

Literatura:

Pudovkin M.I. Fundamentos de Física Solar. San Petersburgo, 2001
Eris Chaisson y Steve McMillan La astronomía hoy. Prentice-Hall, Inc. Río Upper Saddle, 2002
Materiales en Internet: http://ciencia.nasa.gov/

Se desconoce el tamaño exacto de la atmósfera, ya que su límite superior no es claramente visible. Sin embargo, la estructura de la atmósfera se ha estudiado lo suficiente como para que todos puedan hacerse una idea de cómo está estructurada la envoltura gaseosa de nuestro planeta.

Los científicos que estudian la física de la atmósfera la definen como la región alrededor de la Tierra que gira con el planeta. FAI da lo siguiente definición:

• La frontera entre el espacio y la atmósfera discurre a lo largo de la línea de Karman. Esta línea, según la definición de la misma organización, es una altitud sobre el nivel del mar situada a una altitud de 100 km.

Todo lo que está por encima de esta línea es espacio exterior. La atmósfera se mueve gradualmente hacia el espacio interplanetario, por lo que existen diferentes ideas sobre su tamaño.

Con el límite inferior de la atmósfera, todo es mucho más simple: pasa a lo largo de la superficie de la corteza terrestre y la superficie del agua de la Tierra: la hidrosfera. En este caso, se podría decir que la frontera se fusiona con las superficies de la tierra y el agua, ya que las partículas allí también son partículas de aire disueltas.

¿Qué capas de la atmósfera están incluidas en el tamaño de la Tierra?

Dato interesante: en invierno es menor, en verano es mayor.

Es en esta capa donde surgen turbulencias, anticiclones y ciclones y se forman nubes. Es esta esfera la responsable de la formación del clima; en ella se encuentran aproximadamente el 80% de todas las masas de aire.

La tropopausa es una capa en la que la temperatura no disminuye con la altura. Por encima de la tropopausa, a una altitud superior a 11 y hasta 50 km se sitúa. Hay una capa de ozono en la estratosfera, que se sabe que protege al planeta de los rayos ultravioleta. El aire en esta capa es fino, lo que explica el característico tono violeta del cielo. La velocidad del aire aquí puede alcanzar los 300 km/h. Entre la estratosfera y la mesosfera hay una estratopausa, una esfera límite en la que se produce el máximo de temperatura.

La siguiente capa es. Se extiende a alturas de 85 a 90 kilómetros. El color del cielo en la mesosfera es negro, por lo que se pueden observar estrellas incluso por la mañana y por la tarde. Allí tienen lugar los procesos fotoquímicos más complejos, durante los cuales se produce el resplandor atmosférico.

Entre la mesosfera y la siguiente capa hay una mesopausa. Se define como una capa de transición en la que se observa un mínimo de temperatura. Más arriba, a una altitud de 100 kilómetros sobre el nivel del mar, se encuentra la línea Karman. Por encima de esta línea se encuentran la termosfera (límite de altitud de 800 km) y la exosfera, también llamada “zona de dispersión”. A una altitud de aproximadamente 2-3 mil kilómetros pasa al vacío espacial cercano.

Teniendo en cuenta que la capa superior de la atmósfera no es claramente visible, es imposible calcular su tamaño exacto. Además, en distintos países existen organizaciones que tienen opiniones diferentes al respecto. Cabe señalar que línea karman Puede considerarse el límite de la atmósfera terrestre sólo de forma condicional, ya que diferentes fuentes utilizan diferentes marcadores de límites. Así, en algunas fuentes se puede encontrar información de que el límite superior pasa a una altitud de 2500-3000 km.

La NASA utiliza la marca de 122 kilómetros para los cálculos. No hace mucho se llevaron a cabo experimentos que aclararon que la frontera se encuentra a unos 118 kilómetros.

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✪ Nave Espacial Tierra (Episodio 14) - Atmósfera

✪ ¿Por qué la atmósfera no fue arrastrada al vacío del espacio?

✪ Entrada de la nave espacial Soyuz TMA-8 a la atmósfera terrestre

✪ Estructura de la atmósfera, significado, estudio.

✪ O. S. Ugolnikov "Atmósfera superior. Encuentro de la Tierra y el espacio"

Subtítulos

Límite atmosférico

Se considera atmósfera a aquella región alrededor de la Tierra en la que el medio gaseoso gira junto con la Tierra como un todo. La atmósfera pasa gradualmente al espacio interplanetario, en la exosfera, a partir de una altitud de 500 a 1000 km de la superficie de la Tierra.

Según la definición propuesta por la Federación Internacional de Aviación, el límite entre la atmósfera y el espacio se traza a lo largo de la línea de Karman, situada a una altitud de unos 100 km, por encima de la cual los vuelos aéreos se vuelven completamente imposibles. La NASA utiliza la marca de 122 kilómetros (400.000 pies) como límite atmosférico, donde los transbordadores cambian de maniobras motorizadas a maniobras aerodinámicas.

Propiedades físicas

Además de los gases indicados en la tabla, la atmósfera contiene Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hidrocarburos, HCl, HBr, vapores, I 2, Br 2, así como muchos otros gases. en cantidades menores. La troposfera contiene constantemente una gran cantidad de partículas sólidas y líquidas en suspensión (aerosol). El gas más raro de la atmósfera terrestre es el radón (Rn).

La estructura de la atmósfera.

Capa límite atmosférica

La capa inferior de la troposfera (de 1 a 2 km de espesor), en la que el estado y las propiedades de la superficie de la Tierra afectan directamente la dinámica de la atmósfera.

Troposfera

Su límite superior está a una altitud de 8 a 10 km en latitudes polares, de 10 a 12 km en templadas y de 16 a 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 aproximadamente el 90% de todo el vapor de agua presente en la atmósfera. En la troposfera la turbulencia y la convección están muy desarrolladas, surgen nubes y se desarrollan ciclones y anticiclones. La temperatura disminuye al aumentar la altitud con un gradiente vertical promedio de 0,65°/100 metros.

tropopausa

La capa de transición de la troposfera a la estratosfera, una capa de la atmósfera en la que se detiene la disminución de temperatura con la altura.

Estratosfera

Capa de la atmósfera ubicada a una altitud de 11 a 50 km. Se caracteriza por un ligero cambio de temperatura en la capa de 11 a 25 km (capa inferior de la estratosfera) y un aumento de temperatura en la capa de 25 a 40 km de −56,5 a +0,8 ° (capa superior de la estratosfera o región de inversión) . Habiendo alcanzado un valor de aproximadamente 273 K (casi 0 °C) a una altitud de aproximadamente 40 km, la temperatura permanece constante hasta una altitud de aproximadamente 55 km. Esta región de temperatura constante se llama estratopausa y es el límite entre la estratosfera y la mesosfera.

estratopausa

La capa límite de la atmósfera entre la estratosfera y la mesosfera. En la distribución vertical de la temperatura hay un máximo (aproximadamente 0 °C).

mesosfera

termosfera

El límite superior es de unos 800 km. La temperatura aumenta a altitudes de 200-300 km, donde alcanza valores del orden de 1500 K, después de lo cual permanece casi constante en altitudes elevadas. Bajo la influencia de la radiación solar y la radiación cósmica, se produce la ionización del aire ("auroras"): las principales regiones de la ionosfera se encuentran dentro de la termosfera. En altitudes superiores a los 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, por ejemplo, en 2008-2009, se observa una disminución notable en el tamaño de esta capa.

termopausa

La región de la atmósfera adyacente por encima de la termosfera. En esta región, la absorción de radiación solar es insignificante y la temperatura en realidad no cambia con la altitud.

Exosfera (esfera de dispersión)

Hasta una altitud de 100 km, la atmósfera es una mezcla de gases homogénea y bien mezclada. En las capas superiores, la distribución de los gases por altura depende de sus masas moleculares; la concentración de gases más pesados ​​disminuye más rápidamente con la distancia a la superficie de la Tierra. Debido a la disminución de la densidad del gas, la temperatura desciende de 0 °C en la estratosfera a -110 °C en la mesosfera. Sin embargo, la energía cinética de las partículas individuales a altitudes de 200 a 250 km corresponde a una temperatura de ~150 °C. Por encima de los 200 km se observan importantes fluctuaciones en la temperatura y la densidad de los gases en el tiempo y el espacio.

A una altitud de unos 2000-3500 km, la exosfera se convierte gradualmente en la llamada vacío casi espacial, que está lleno de raras partículas de gas interplanetario, principalmente átomos de hidrógeno. Pero este gas representa sólo una parte de la materia interplanetaria. La otra parte está formada por partículas de polvo de origen cometario y meteórico. Además de las partículas de polvo extremadamente enrarecidas, en este espacio penetra radiación electromagnética y corpuscular de origen solar y galáctico.

Revisar

La troposfera representa aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera, la estratosfera, aproximadamente el 20%; la masa de la mesosfera no supera el 0,3%, la termosfera es menos del 0,05% de la masa total de la atmósfera.

Según las propiedades eléctricas de la atmósfera, distinguen neutrosfera Y ionosfera .

Dependiendo de la composición del gas en la atmósfera, emiten homosfera Y heterosfera. heterosfera- Esta es la zona donde la gravedad afecta la separación de los gases, ya que su mezcla a tal altitud es insignificante. Esto implica una composición variable de la heterosfera. Debajo se encuentra una parte homogénea y bien mezclada de la atmósfera, llamada homósfera. El límite entre estas capas se llama turbopausa y se encuentra a una altitud de unos 120 km.

Otras propiedades de la atmósfera y efectos sobre el cuerpo humano.

Ya a una altitud de 5 km sobre el nivel del mar, una persona no entrenada comienza a experimentar falta de oxígeno y, sin adaptación, el rendimiento de una persona se reduce significativamente. Aquí termina la zona fisiológica de la atmósfera. La respiración humana se vuelve imposible a una altitud de 9 km, aunque hasta aproximadamente 115 km la atmósfera contiene oxígeno.

La atmósfera nos proporciona el oxígeno necesario para respirar. Sin embargo, debido a la caída de la presión total de la atmósfera a medida que se asciende en altitud, la presión parcial de oxígeno disminuye en consecuencia.

Historia de la formación atmosférica.

Según la teoría más común, la atmósfera terrestre ha tenido tres composiciones diferentes a lo largo de su historia. Inicialmente, estaba formado por gases ligeros (hidrógeno y helio) capturados del espacio interplanetario. Este es el llamado atmósfera primaria. En la siguiente etapa, la actividad volcánica activa provocó la saturación de la atmósfera con gases distintos del hidrógeno (dióxido de carbono, amoníaco, vapor de agua). Así se formó atmósfera secundaria. Esta atmósfera fue reconfortante. Además, el proceso de formación de la atmósfera estuvo determinado por los siguientes factores:

• fuga de gases ligeros (hidrógeno y helio) al espacio interplanetario;
• reacciones químicas que ocurren en la atmósfera bajo la influencia de la radiación ultravioleta, descargas de rayos y algunos otros factores.

Poco a poco estos factores condujeron a la formación atmósfera terciaria, caracterizado por un contenido mucho menor de hidrógeno y un contenido mucho mayor de nitrógeno y dióxido de carbono (formado como resultado de reacciones químicas a partir de amoníaco e hidrocarburos).

Nitrógeno

La formación de una gran cantidad de nitrógeno N2 se debe a la oxidación de la atmósfera de amoníaco-hidrógeno por el oxígeno molecular O2, que comenzó a emanar de la superficie del planeta como resultado de la fotosíntesis, que comenzó hace 3 mil millones de años. El nitrógeno N2 también se libera a la atmósfera como resultado de la desnitrificación de nitratos y otros compuestos que contienen nitrógeno. El ozono oxida el nitrógeno a NO en la atmósfera superior.

El nitrógeno N 2 reacciona solo en condiciones específicas (por ejemplo, durante la descarga de un rayo). La oxidación del nitrógeno molecular por el ozono durante las descargas eléctricas se utiliza en pequeñas cantidades en la producción industrial de fertilizantes nitrogenados. Cianobacterias (algas verdiazules) y bacterias nódulos, que forman simbiosis rizobia con plantas leguminosas, que pueden ser abonos verdes eficaces: plantas que no agotan el suelo, pero lo enriquecen con fertilizantes naturales, pueden oxidarlo con un bajo consumo de energía y transformarlo. en una forma biológicamente activa.

Oxígeno

La composición de la atmósfera comenzó a cambiar radicalmente con la aparición de organismos vivos en la Tierra como resultado de la fotosíntesis, acompañada de la liberación de oxígeno y la absorción de dióxido de carbono. Inicialmente, el oxígeno se gastaba en la oxidación de compuestos reducidos: amoníaco, hidrocarburos, formas ferrosas del hierro contenidas en los océanos y otros. Al finalizar esta etapa, el contenido de oxígeno en la atmósfera comenzó a aumentar. Poco a poco se fue formando una atmósfera moderna con propiedades oxidantes. Dado que esto provocó cambios graves y abruptos en muchos procesos que ocurren en la atmósfera, la litosfera y la biosfera, este evento se denominó Catástrofe del Oxígeno.

Gases nobles

Contaminación del aire

Recientemente, el ser humano ha comenzado a influir en la evolución de la atmósfera. El resultado de la actividad humana ha sido un aumento constante del contenido de dióxido de carbono en la atmósfera debido a la combustión de combustibles de hidrocarburos acumulados en eras geológicas anteriores. Durante la fotosíntesis se consumen enormes cantidades de CO 2 y los océanos del mundo lo absorben. Este gas ingresa a la atmósfera por la descomposición de rocas carbonatadas y sustancias orgánicas de origen vegetal y animal, así como por el vulcanismo y la actividad industrial humana. En los últimos 100 años, el contenido de CO 2 en la atmósfera ha aumentado un 10%, y la mayor parte (360 mil millones de toneladas) proviene de la quema de combustibles. Si continúa la tasa de crecimiento de la quema de combustibles, en los próximos 200 a 300 años la cantidad de CO 2 en la atmósfera se duplicará y podría provocar un cambio climático global.

La quema de combustibles es la principal fuente de gases contaminantes (CO, SO2). El dióxido de azufre es oxidado por el oxígeno atmosférico a SO 3 y el óxido de nitrógeno a NO 2 en las capas superiores de la atmósfera, que a su vez interactúan con el vapor de agua, y el ácido sulfúrico resultante H 2 SO 4 y el ácido nítrico HNO 3 caen al superficie de la Tierra en forma de la llamada lluvia ácida. Uso