Atmosfera terrestre

L'atmosfera terrestre és la capa fina de gasos quals depenen totes les formes de vida, distingeix aquesta atmosfera de la d'altres planetes en el sistema solar.[1] Entre els gasos presents, destaquen amb aproximadament quatre cinquenes parts el nitrogen, amb una cinquena part l'oxigen, i amb quantitats més petites altres gasos (argó=0,9% diòxid de carboni=0,03%, etc.). L'atmosfera és fonamental per la vida, ja que sense els gasos esmentats no hi hauria vida a la terra tal com la coneixem. L'aigua també és un component important de l'atmosfera, però té una concentració variable (<0.5 a 3,5%). La mescla de gasos que constitueixen l'atmosfera s'anomena aire de forma genèrica.

L'atmosfera té una massa d'uns 5x1018 kg, tres quartes parts de la qual se situen en els primers 11 km per sobre la superfície terrestre. En augmentar l'altitud, l'atmosfera esdevé cada cop més prima fins al punt que no hi ha un límit definit entre l'atmosfera i l'espai exterior. La línia de Karman, a 100 km per sobre la superfície de la Terra, és sovint considerada com la frontera entre l'atmosfera i l'espai exterior.

L'estructura de l'atmosfera s'acostuma a dividir en diferents capes, cadascuna de les quals presenta una temperatura i una composició característiques.

Infotaula de geografia físicaAtmosfera terrestre
Atmosphere layers-en
Part de Terra
Top of Atmosphere
La llum blava es dispersa més que les altres longituds d'ona per part dels gasos en l'atmosfera de la Terra, donant un halo de color blau quan es veu des de l'espai.

Composició

Sunset from the ISS
Vista del limbe de l'atmosfera de la Terra. Els colors aproximadament denoten les capes de l'atmosfera.
Moon Limb & Troposphere
La imatge mostra la lluna al centre, amb el limbe de la Terra de fons en la transició cap a la troposfera de color taronja, la part més baixa i més densa de l'atmosfera de la Terra. La troposfera peta a la tropopausa, que apareix a la imatge com el límit clar entre l'atmosfera de color taronja i de color blau. El blau platejat amplien els núvols mesosfèrics polars molt per sobre de la troposfera de la Terra.

L'aire està compost principalment de nitrogen, oxigen i argó que conjuntament constitueixen el gasos majoritaris de l'atmosfera. Els gasos restants sovint són tinguts en compte com gasos traça, entre els quals es troben els gasos d'efecte hivernacle, com vapor d'aigua, diòxid de carboni, metà, òxid nitrós i ozó. L'aire filtrat també inclou traces d'altres compostos químics, com poden ser el neó, el kriptó, el iode o l'amoníac. Moltes substàncies naturals poden estar present en petites quantitats d'una mostra d'aire sense filtrar, incloent pols, pol·len i espores, escuma de mar i cendra volcànica. Es poden trobar també diversos contaminants industrials, com clorur ( elemental o en compostos), compostos fluorats, mercuri elemental, i compostos amb sofre, com pot ser el diòxid de sofre (SO2).

Atmosphere gas proportions
Proporcions dels gasos que componen l'atmosfera terrestre.
Composició de l'atmosfera terrestre (aire sec, percentatges per volum)[2]
ppmv: parts per milió per volum
Gas Volum
nitrogen (N2) 780,840 ppmv (78.084%)
oxigen (O2) 209,460 ppmv (20.946%)
argó (Ar) 9,340 ppmv (0.9340%)
diòxid de carboni (CO2) 387 ppmv (0.0387%)
neó (Ne) 18.18 ppmv (0.001818%)
heli (He) 5.24 ppmv (0.000524%)
metà (CH4) 1.79 ppmv (0.000179%)
kriptó (Kr) 1.14 ppmv (0.000114%)
hidrogen (H2) 0.55 ppmv (0.000055%)
òxid nitrós (N2O) 0.3 ppmv (0.00003%)
xenó (Xe) 0.09 ppmv (9x10−6%)
ozó (O3) 0.0 a 0.07 ppmv (0% to 7x10−6%)
diòxid de nitrogen (NO2) 0.02 ppmv (2x10−6%)
iode (I) 0.01 ppmv (1x10−6%)
monòxid de carboni (CO) 0.1 ppmv
amoníac (NH3) traces
Exclòs per ser aire en sec
aigua (vapor) (H2O) ~0,40% a nivell atmosfèric, en superfície: 1%-4%

L'aire no està repartit de manera uniforme per tota l'atmosfera sinó que es troba concentrat prop de la superfície, comprimit per l'atracció de la gravetat, disminuint la densitat amb gran rapidesa conforme augmenta l'alçada. Així, en els 5,5 km més propers a la superfície es troba la meitat de la massa total de l'aire, i per sota dels 15 km està el 85% de tota la matèria atmosfèrica.[3] Es poden distingir dues regions amb diferent composició, l'homosfera i l'heterosfera

Homosfera

L'homosfera ocupa els 80 km inferiors de l'atmosfera i té una composició constant i uniforme, ja que aquesta no depèn del pes molecular perquè els gasos estan ben barrejats degut a les turbulències. Aquesta capa inclou la troposfera, l'estratosfera i la mesosfera (vegeu Estructura de l'atmosfera).

Heterosfera

L'heterosfera s'estén des dels 80 km fins al límit superior de l'atmosfera (uns 10.000 km). Aquesta capa està estratificada, és a dir, formada per diverses capes amb composició diferent, a causa del diferent pes dels gasos. D'aquesta manera trobem que els gasos més pesats es troben a la part més baixa i els més lleugers a la part més externa de la capa.

  • 100 - 400 km - capa de nitrogen molecular
  • 400 - 1.100 km - capa d'oxigen atòmic
  • 1.100 - 3.500 km - capa d'heli
  • 3.500 - 10.000 km - capa d'hidrogen

Efectes de la composició de l'atmosfera

L'atmosfera té una gran importància en els cicles biogeoquímics. La composició actual de l'atmosfera és deguda a l'activitat de la biosfera (fotosíntesi), controla el clima i l'ambient en el qual vivim i engloba dos dels tres elements essencials ( nitrogen i carboni), a part de l'oxigen. L'activitat de l'home està modificant la seva composició, com l'augment del diòxid de carboni o el metà, causants de l'efecte hivernacle; o l'òxid de nitrogen, causant de la pluja àcida.

Evolució de l'atmosfera

STS-133 Layers of atmosphere as the sun rises
STS-133 Capes de l'atmosfera amb la sortida del Sol.

La composició de l'atmosfera no s'ha mantingut estacionària, sinó que ha anat variant al llarg de 4500 milions d'anys degut a diverses causes. Les dades sobre sediments i roques antigues suggereixen que la Terra tenia una atmosfera diferent a la que presenta actualment, que és rica en nitrogen i oxigen. Una gran part dels gasos inicials es van perdre en l'espai exterior i no se sap amb certesa fins a quin punt l'atmosfera actual respon en la seva composició a la capa gasosa inicial, ni tan sols a la capa de fa 1.000 milions d'anys (m.a.) (és a dir, quan ja existien una capa superficial sòlida i una atmosfera relativament estable). Segurament una contribució important a la composició de l'atmosfera, en tots els períodes geològics, ha sigut la de les emanacions volcàniques, que possiblement varen condicionar les primeres formes de vida. Aquest aspecte i molts altres són encara objecte d'estudi; però, malgrat això, amb algunes limitacions i reserves, segons la seva composició, es poden establir diferents etapes evolutives de l'atmosfera:

Origen

Tenint en compte la formació de la Terra a partir d'un procés d'acreció de protoplanetes, en el moment inicial la Terra pràcticament no tenia atmosfera. La menuda porció d'elements lleugers (hidrogen, heli) i les temperatures primigènies tan elevades varen impedir la retenció dels gasos pel camp gravitatori de la Terra. Una certa porció d'hidrogen va quedar retinguda perquè es va combinar amb altres elements més pesants: amb carboni va formar metà (CH4), amb el nitrogen, amoníac (NH3) i amb l'oxigen, aigua (H2O). Per tant, aigua, metà i amoníac componien bàsicament l'atmosfera primitiva, anomenada atmosfera I, de caràcter reductor, que va tenir una duració d'uns 600 m.a. Al llarg d'aquest temps, l'atmosfera es va enriquir amb emanacions de gasos procedents d'oclusions de l'escorça terrestre i d'activitat volcànica. La composició resultant podria haver sigut la següent: CH4, NH3 i H2O als quals s'afegirien SO2,CO, CO2, N2, H2,S2, H2S, HF,HCl.

Així doncs, l'origen de l'atmosfera es produeix per:

  • Pèrdua de la capa de gasos de la nebulosa original, ( H i He) degut al vent solar.
  • Augment de la massa de la Terra, fet que va generar un augment de la gravetat.
  • Refredament de la Terra.
  • Formació de l'atmosfera primitiva ( amb una composició semblant a les emissions volcàniques actuals, és a dir, vapor d'aigua, diòxid de carboni, diòxid de sofre i nitrogen, amb molt poca quantitat d'oxigen.)

Etapa prebiòtica

Abans de la vida, l'atmosfera va patir una sèrie de canvis: la radiació energètica continuada d'agents interns (p.e.: radioactivitat, llamps i llampecs de les tempestes...) i externs (radiació solar UV, λ > 200 nm i λ < 300 nm) va propiciar la fotòlisi del vapor d'aigua, per la qual cosa en l'atmosfera van aparèixer l'oxigen i l'hidrogen moleculars. La combinació, per separat, de l'O2 amb metà i amoníac possiblement va contribuir a la formació de més vapor d'aigua, CO2 i N2. La radiació UV va formar una primera i tènue capa d'ozó a partir de l'oxigen atmosfèric. La fotodissociació va disminuir a mesura que augmentava la capa d'ozó, i també, donat a la mateixa causa, l'atmosfera va començar a refredar-se. D'aquesta manera, una gran part del vapor d'aigua va condensar i va formar els oceans, arrossegant en el procés gran quantitat de gasos minoritaris atmosfèrics que contribuïren així a la formació de l'anomenada sopa nutritiva. Sembla que aquesta sopa nutritiva, per una sèrie de processos evolutius, va produir els primers microorganismes primitius anaerobis.

Etapa microbiològica (atmosfera II)

En aquesta etapa van aparèixer els primers bacteris anaeròbics i fotosintètics ( bacteris de sofre i cianobacteris) que van començar a produir oxigen passant d'una atmosfera de caràcter reductor a una de caràcter oxidant.

Etapa biològica (atmosfera III)

Fa uns 570 milions d'anys, el contingut d'oxigen a l'atmosfera i als oceans va augmentar suficientment com per a permetre l'aparició dels organismes aerobis i els eucariotes amb fotosíntesi més eficient, fet que es va traduir en un creixement ràpid del nivell d'oxigen. Aquesta atmosfera, dotada d'ozonosfera i permeable a la llum visible, va assegurar la persistència de la fotosíntesi, potenciant l'augment en la quantitat d'oxigen a l'atmosfera fins a la concentració actual (21%); així doncs, fa uns 400 milions d'anys, l'atmosfera contenia l'oxigen suficient com per a permetre l'evolució d'animals terrestres capaços de respirar aire. D'altra banda, aquest augment en la concentració d'oxigen va incrementar el gruix de la capa d'ozó, O3, permetent la colonització de les terres emergides.

Estructura de l'atmosfera

Com a conseqüència de la compressibilitat dels gasos, la major part de l'atmosfera es troba prop de la superfície terrestre, comprimida pel seu propi pes. D'aquesta forma, en els primers 6 km hi ha el 50% de la massa total atmosfèrica i per sota d'una altitud de 15 km ja es concentra aproximadament un 85% d'aquesta massa.

La composició de gasos en l'atmosfera és gairebé la mateixa a diferents altituds, amb l'excepció important de la capa d'ozó. Tanmateix, l'atmosfera presenta un gradient de temperatura (canvi de la temperatura en funció de l'altitud) conegut gràcies a l'ús de sondes, que permet definir les diferents capes en les que es divideix l'atmosfera terrestre.[4]

Així doncs, l'atmosfera de la Terra es pot dividir en cinc capes principals: troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera i exosfera. Les divisions entre una capa i una altra s'anomenen respectivament tropopausa, estratopausa, mesopausa i termopausa.

Capes principals

Des de la capa més superficial fins a la més externa, les capes esmentades anteriorment són les següents:

És la capa inferior de l'atmosfera i es troba en contacte amb la superfície terrestre. Té un gruix variable degut al moviment de rotació terrestre, que fa que a l'equador predomini la força centrífuga i el gruix de la troposfera és d'uns 17 km, mentre que en els pols) predomina la força centrípeta i el gruix d'aquesta capa és d'uns 8 km.[5] Dins d'aquesta capa es produeixen importants fluxos convectius verticals i horitzontals (anomenats vent de forma genèrica), provocats per les diferències de pressió i temperatura existents entre unes regions i altres. Per això, en aquesta capa tenen lloc els anomenats fenòmens meteorològics que caracteritzen les zones climàtiques de la Terra. Com que la troposfera es troba en contacte amb la hidrosfera i la biosfera, presenta quantitats importants, però variables, de vapor d'aigua i de diòxid de carboni, així com quantitats també variables de partícules en suspensió (sobretot en els primers 500 m, que és la part coneguda com a capa bruta). La troposfera s'escalfa principalment per la transferència d'energia d'infraroig (calor) des de la superfície terrestre. Per això, en general la part més baixa de la troposfera és la més calenta mentre que la temperatura disminueix amb l'augment de l'altitud, a raó d'aproximadament 1 °C cada 150 m, excepte en situacions d'inversió tèrmica (en les quals la temperatura de l'aire augmenta amb l'altitud). La troposfera conté aproximadament el 85% de la massa total de l'atmosfera. El límit superior de la troposfera s'anomena tropopausa, i separa la troposfera de l'estratosfera. La troposfera és la capa on prospera la vida a la Terra.

Capes atmosfèriques-ca
Capes atmosfèriques.
  • 15-50 km: estratosfera:

Aquesta capa conté aproximadament el 10% de la massa atmosfèrica.[6] Es caracteritza per la pràctica inexistència de circulació vertical de l'aire. En canvi, els fluxos horitzontals d'aire assoleixen sovint velocitats d'uns 200 km/h. Es tracta d'una atmosfera molt tènue i poc turbulenta, ja que l'aire calent que es troba a la part superior és menys dens i per tant és estable damunt de l'aire més fred. Per aquest motiu els avions comercials volen a aquest nivell. La variació vertical de temperatura en l'estratosfera és la contrària a la comentada a la troposfera; és a dir, aquí les temperatures augmenten progressivament amb l'alçada fins a arribar als 0 °C a una altura entre 50 i 60 km per sobre la superfície terrestre. Aquesta alçada marca el límit superior de l'estratosfera, anomenat estratopausa, que també marca l'inici de la mesosfera. Aquest increment de temperatura es deu al fet que els raigs ultraviolats solars transformen l'oxigen a ozó, procés que involucra calor. Per això entre els 10-40 km d'altitud existeix una relativa abundància d'ozó (zona anomenada capa d'ozó o ozonosfera) que fa que la temperatura s'elevi fins a uns -3 °C o més. Els fenòmens de formació de núvols són molt rars en l'estratosfera (a tot estirar hi poden aparèixer núvols molt tènues de cristalls de gel). A més de no mesclar-se l'aire present en l'estratosfera, tampoc es barregen entre ells l'aire de l'estratosfera i la troposfera. D'aquesta manera, cendres i gasos expulsats cap a l'estratosfera en erupcions volcàniques poden romandre allí durant molts anys, ja que aquesta és una capa molt estable.[4] La importància de l'estratosfera ve del fet que conté la capa d'ozó, que protegeix la vida a la Terra de la perillosa radiació solar UV.

  • 50-85 km: mesosfera:

La característica més remarcable d'aquesta capa és un nou descens de la temperatura en augmentar l'altitud, fins a arribar als -100 °C aproximadament, a una altitud de 80 km, on se situa la mesopausa, que és la zona més freda de l'atmosfera. La mesosfera conté només el 0,1% de la massa total de l'aire. En aquesta capa hi tenen lloc reaccions químiques importants que inclouen processos de ionització. La baixa densitat de l'aire en la mesosfera és la causa de la formació de turbulències i ones atmosfèriques que actuen a escales espacials i temporals molt grans. D'altra banda, la mesosfera és la capa on la majoria dels meteorits es cremen en entrar en l'atmosfera. Com a conseqüència de les baixes temperatures de la mesosfera, el vapor d'aigua es congela formant núvols de gel (núvols noctilucents). En aquesta zona també es formen llampecs molt per sobre dels núvols de tempesta de la troposfera.

  • 85-500 km: termosfera (o ionosfera):

La termosfera és la capa més gran de l'atmosfera, situada per sobre la mesosfera i per sota de l'exosfera. En la termosfera la temperatura augmenta amb l'altitud fins a arribar a la termopausa (o exobase), que marca el límit entre la termosfera i l'exosfera. Aquest límit varia segons l'activitat solar i se sol trobar entre els 350 i els 800 km. La temperatura d'aquesta capa pot assolir els 1500 °C, encara que les molècules de gas estan tan allunyades que el terme temperatura no es pot fer servir en el sentit habitual. L'aire està tan enrarit que una molècula individual (per exemple d'oxigen) viatja de mitjana 1 km abans de col·lidir amb altres molècules. Degut a la poca freqüència de les col·lisions moleculars, l'aire per damunt la mesopausa està poc barrejat comparat amb l'aire que hi ha per sota. Així doncs, mentre que la composició des de la troposfera fins a la mesosfera és bastant constant, per sobre d'un cert punt, l'aire es barreja poc i adopta una composició estratificada segons els pesos moleculars dels gasos presents. El punt que divideix aquestes dues regions s'anomena turbopausa. La regió que queda a sota s'anomena homosfera, i la regió de sobre és l'heterosfera. La termosfera inclou la regió anomenada ionosfera. En aquesta capa, la majoria de les molècules estan ionitzades degut a l'acció de radiacions solars d'alta energia. Els gasos ionitzats esmentats absorbeixen radiació ultraviolada, i per això la temperatura de la termosfera arriba a valors superiors als 1000 °C (encara que aquests valors no poden ser enregistrats pels termòmetres habituals, ja que la densitat del medi és extraordinàriament baixa). D'altra banda, i tot i que els gasos d'aquesta capa poden assolir temperatures de fins a 2500 °C durant el dia, una persona no sentiria calor en la termosfera. Això es deu al fet que la zona es troba tant prop del buit que no hi ha suficient contacte entre els pocs àtoms de gas per transferir suficient calor. En la termosfera, l'aire és molt tènue i la temperatura presenta una forta dependència de la radiació solar tant durant el dia com al llarg de l'any. Si la radiació solar és intensa, les temperatures poden arribar als 1500 °C o més. L'estació espacial internacional (ISS) orbita en aquesta capa, entre els 320 i els 380 km d'altitud. Aquesta capa és la zona on es produeixen les aurores boreals o australs).

  • 500-10000 km: exosfera:

L'exosfera és la capa més externa de l'atmosfera terrestre i s'estén des de la termopausa cap a dalt (aproximadament des dels 500 km fins a uns 10000 km d'altitud). L'exosfera marca el límit entre l'atmosfera terrestre i l'espai exterior. Està composta principalment per hidrogen i heli. Les partícules estan tan allunyades entre si que poden viatjar centenars de kilòmetres sense col·lidir entre elles. Com que les partícules rarament xoquen, l'atmosfera no es comporta com un fluid. El moviment lliure d'aquestes partícules segueix trajectòries balístiques i poden migrar cap a dins o cap a fora de la magnetosfera, que interacciona amb el vent solar. En aquesta zona les partícules s'escapen cap a l'espai.

Altres capes (regions atmosfèriques)

Dins de les cinc capes principals de l'atmosfera que es diferencien per la seva temperatura, hi ha unes quantes capes més que es caracteritzen per altres propietats.

  • Ozonosfera: s'anomena capa d'ozó o ozonosfera la zona de l'estratosfera terrestre que conté una concentració relativament elevada d'ozó (entre 2 i 8 ppm). Aquesta capa s'estén entre els 15 i els 40 km d'altitud aproximadament i conté el 90% de l'ozó de l'atmosfera, el qual permet l'absorció d'entre el 97% i el 99% de la radiació ultraviolada d'alta freqüència procedent del Sol.
  • Ionosfera: regió ionitzada degut a la radiació solar. Se situa entre els 50 i els 1000 km d'altitud i correspon més o menys amb tota la termosfera i part de l'exosfera. Forma la vora interior de la magnetosfera. Té una importància pràctica perquè influeix en la propagació de les ones de ràdio a la Terra. També és responsable de les aurores polars.
  • Magnetosfera: regió exterior a la Terra on el camp magnètic generat pel nucli terrestre actua com a protector dels vents solars.
  • Capes d'Airglow: són capes situades prop de la mesopausa que es caracteritzen per la luminescència (inclús nocturna) causada per la reestructuració d'àtoms en forma de molècules que havien estat ionitzades per la llum solar durant el dia, o per raigs còsmics. Les principals capes són la de l'OH, a uns 85 km, i la d'O2, situada a uns 95 km d'altura, ambdues amb un gruix aproximat de 10 km. El fenomen d'Airglow fa que el cel nocturn no sigui completament fosc.
  • Homosfera i Heterosfera: són dues regions separades per la turbopausa. En l'homosfera la composició atmosfèrica no depèn del pes molecular perquè els gasos es barregen bé per turbulències. L'homosfera inclou la troposfera, l'estratosfera i la mesosfera. En canvi, en l'heterosfera els gasos s'estratifiquen segons el seu pes molecular, de manera que la composició varia amb l'altitud. Així els gasos més pesants (com l'oxigen i el nitrogen) es troben en la part inferior de l'heterosfera, mentre que en la part superior trobem bàsicament hidrogen, que és l'element més lleuger.
  • Capa límit planetària: és la part de la troposfera que està més a prop de la superfície terrestre i es veu directament afectada per aquesta, normalment a través de difusió turbulenta. Durant el dia aquesta zona sol estar ben barrejada, mentre que de nit esdevé estratificada amb molt poca mescla o amb mescla intermitent. La profunditat d'aquesta capa va des de tan sols 100 m en nits clares i tranquil·les fins als 3000 m o més durant les tardes en regions seques. En aquesta capa, les propietats físiques com la temperatura o la humitat mostren fluctuacions ràpides, ja que la turbulència i la mescla vertical són acusades.

La temperatura mitjana de l'atmosfera a la superfície de la Terra és d'entre 14 i 15 °C.

Propietats Òptiques

La radiació solar és l'energia que la Terra rep del Sol. La Terra, però, també emet radiació que torna a l'espai, però amb longituds d'ona més grans, que no podem observar. Part de la radiació incident i emesa és dispersada, absorbida o reflectida per l'atmosfera.

Dispersió

Quan la llum passa a través de l'atmosfera, els fotons interaccionen amb ella mitjançant la dispersió. Si la llum no interacciona amb l'atmosfera, s'anomena radiació directa i és el que es veu quan es mira directament al Sol. La radiació indirecta és llum que ha estat dispersada per l'atmosfera. Per exemple, en un dia tapat, quan no pots veure la teva ombra, no hi ha radiació directa arribant, tota ha estat dispersada. Un altre exemple, degut a un fenomen anomenat dispersió de Rayleigh, les longituds d'ona curtes (blaves) dispersen millor que les llargues (vermelles). Aquesta és la raó de per què el cel és de color blau, estàs veient llum blava dispersada. Aquesta també és la raó de per què les postes de Sol són vermelles. És degut al fet que el Sol està proper a l'horitzó, els raigs de Sol travessen més atmosfera de l'habitual fins a arribar al teu ull. La majoria de la llum blava, ha estat dispersada, deixant la llum vermella a la posta de Sol.

Emissió

Atmospheric Transmission
Radiació transmesa per l'atmosfera.

L'emissió és el procés pel qual un objecte deixa anar radiació, emet radiació. Els objectes tendeixen a emetre radiacions de moltes longituds d'ona, depenent de les corbes d'emissió dels seus cossos negres, per tant els objectes més calents tendeixen a emetre més radiació, a longituds d'ona més curtes. Els objectes freds, emeten menys radiació, a longituds d'ona més llargues. Per exemple, el Sol està aproximadament a 6.000 K (5.730 °C), el seu pic de radiació és prop dels 500 nm, i és visible a l'ull humà. La Terra és a 290 K (17 °C) aproximadament, així que el seu pic de radiació és a 10.000 nm i és una longitud d'ona massa llarga per ser visible pels humans. Degut a la seva temperatura, la Terra emet radiació infraroja i l'atmosfera absorbeix part d'aquesta radiació. Per exemple, en nits clares la superfície de la Terra es refreda més ràpid que les nits amb núvols. Això és perquè el núvols (H2O) són bons receptors i emissors de radiació infraroja. Aquesta també és la solució a perquè fa més fred a la nit a grans alçades. L'atmosfera actua com una “manta” que limita la quantitat de radiació que perd la Terra cap a l'espai.

Absorció

Diferents molècules absorbeixen diferents longituds d'ona de radiació. Per exemple, l'oxigen (O2) i l'ozó (O3) absorbeixen quasi totes les longituds d'ona més curtes de 300 nanometres. L'aigua (H2O) absorbeix diverses longituds d'ona per sobre de 700 nanometres. Quan una molècula absorbeix un fotó, l'energia d'aquesta molècula augmenta. Podem pensar que això fa escalfar-se l'atmosfera, però aquesta també pot refredar-se emetent radiació. L'espectre d'absorció combinat dels gasos de l'atmosfera mostra “finestres” de baixa opacitat, permetent la transmissió de només certes bandes de llum. La finestra òptica va des d'aproximadament 300nm (ultraviolat-C), passant pel rang que els humans podem veure, l'espectre visible ( normalment anomenat llum), que va dels 400 als 700 nm i continua cap a l'infraroig al voltant de 1100 nm. Hi ha també finestres d'infraroig i ràdio que transmeten algunes ones de ràdio i infraroig a longituds d'ona més altes.

Efecte hivernacle

L'atmosfera absorbeix selectivament les diferents longitud d'ona de la radiació solar. La constant solar és la quantitat d'energia rebuda en forma de radiació solar per unitat de temps i unitat de superfície, mesurada en la part externa de l'atmosfera terrestre en un pla perpendicular als raigs del Sol. El seu valor mitjà és d'1,33 x 106 erg cm-2 s-1, o 1.366 W m-2. Així, en la ionosfera s'absorbeixen les radiacions d'ona curta i alta energia, en l'ozonosfera, la coneguda com capa d'ozó, s'absorbeixen gran part de la radiació ultraviolada, especialment la d'alta energia i efectes més letals. Un problema actual és que la capa d'ozó s'està debilitant, deixant passar, ones de gran energia ( radiació ultraviolada) cap a la Terra. Les ones corresponents a l'espectre visible, però, travessen tota l'atmosfera i arriben a la superfície terrestre. Les radiacions infraroges i de menor energia són absorbides per alguns gasos atmosfèrics com el diòxid de carboni (CO2) i el vapor d'aigua produint un augment de la temperatura terrestre, efecte hivernacle. Un altre gas present a l'atmosfera que absorbeix radiacions infraroges és el metà (CH4), la seva concentració mitjana troposfèrica és petita i el seu temps de vida a la troposfera és de 12 anys. Tot i això, com que absorbeix en regions de l'infraroig on el CO2 i l'aigua no són actius, el metà és un important gas d'efecte hivernacle.[7]

Sun climate system alternative (Spanish) 2008
Balanç energètic produït per les radiacions solars.

Part de la radiació visible és reflectida pels núvols o per la superfície terrestre, sent l'albedo la proporció d'energia reflectida i tornada a l'espai exterior respecte del total de l'energia incident; en el cas de la Terra, l'albedo sol oscil·lar sobre el 30%. Un increment de l'albedo suposaria una disminució de la temperatura lligat a la presència de masses nuvoloses, pols en suspensió, gel i neu que reflecteixen la radiació.

La llum visible absorbida pel sòl provoca un escalfament per la component infraroja associada. Part de la llum és tornada a l'atmosfera, però queda atrapada pel vapor d'aigua, el diòxid de carboni i el metà, cosa que, com ja s'ha dit, produeix l'efecte hivernacle. La radiació infraroja que no és absorbida per aquests gasos atmosfèrics arriba als núvols (si hi ha) i és reflectida cap a la superfície (contraradació infraroja) incrementant així l'efecte hivernacle.

L'efecte hivernacle és essencial per la vida del planeta: sense diòxid de carboni, metà, ni vapor d'aigua (gasos d'efecte hivernacle), la temperatura mitjana de la Terra seria uns 33 °C més baixa, de l'ordre d'uns -18 °C, el que faria inviable la vida.[8] Actualment el diòxid de carboni present en l'atmosfera està creixent d'un mode no natural per les activitats humanes, principalment per la combustió de carbó, petroli i gas natural que està alliberant el carboni emmagatzemat en aquests combustibles fòssils. Per tant cal diferenciar entre l'efecte hivernacle natural, i el d'origen antropogènic (per les activitats dels homes).[9]

El balanç entre l'energia rebuda i l'energia radiada a l'exterior ha estat en equilibri al llarg de la història de la Terra, amb algunes desviacions transitòries que s'han traduït en canvis climàtics. L'equilibri ha permès mantenir sempre una temperatura òptima per la vida: sempre ha existit aigua en estat líquid a la superfície.

Propietats físiques

Pressió i gruix

Comparison US standard atmosphere 1962
Gràfic del 1962 US Standard Atmosphere per comparar l'altitud geomètrica amb l'aire, la densitat, la pressió, la velocitat del so i la temperatura amb l'altitud aproximada de diferents objectes.

La pressió atmosfèrica mitja al nivell del mar és d'1 atmosfera (atm) = 101,3 kPa (kilopascals) = 760 torr = 760 mmHg (mil·límetres de mercuri). La massa atmosfèrica total és 5,148x10¹⁸ kg,[10] un 2,5% menys del que hauria de ser si tinguéssim en compte la pressió mitjana al nivell del mar i l'àrea de la Terra, 51007,2 megahectàrees, i aquesta desviació és a causa de les muntanyes terrestres. La pressió atmosfèrica és la massa total de l'aire per unitat d'àrea al punt on es mesura la pressió. Així la pressió varia segons el lloc i el temps.

Si la densitat atmosfèrica hagués de ser constant amb l'alçada l'atmosfera s'acabaria bruscament als 8,5 km. En canvi, la densitat disminueix amb l'alçada, caient un 50% a l'altitud d'uns 5,6 km. Com a resum podríem dir que la pressió cau aproximadament de manera exponencial amb l'alçada, de manera que disminueix un factor de dos aproximadament cada 5,6 km i un factor de e =2,718... aproximadament cada 7,64 km, sent aquesta última l'alçada d'escala mitjana de l'atmosfera terrestre per sota de 70 km. Tot i això, a causa dels canvis de temperatura, massa molecular mitjana i la gravetat al llarg de la columna atmosfèrica, la dependència de la pressió atmosfèrica amb l'altitud és descrita per equacions diferents per cada capa esmentada anteriorment. Fins i tot en l'exosfera, l'atmosfera hi és present. Això es pot veure amb els afectes de la resistència aerodinàmica en els satèl·lits.

En resum, les equacions de la pressió enfront de l'altitud que acabem d'anomenar es poden fer servir directament per estimar l'espessor de l'atmosfera. Tot i això, es donen les següents dades publicades com a referència:[11]

  • El 50% de la massa de l'atmosfera es troba per sota dels 5,6 km d'altitud.
  • El 90% de la massa de l'atmosfera es troba per sota dels 16 km d'altitud. L'altura de vol habitual dels avions comercials és d'uns 10 km i el cim de l'Everest és de 8848 metres sobre el nivell del mar.
  • El 99,99997% de la massa atmosfèrica es troba per sota dels 100 km, encara que en l'estranya regió per sobre d'aquesta alçada s'hi esdevenen les aurores i altres efectes atmosfèrics.

Densitat i massa

Atmosphere model
Temperatura i densitat enfront de l'altitud.

La densitat de l'aire al nivell de mar es troba al voltant d'1,2 kg/m³ (1,2 g/L). La densitat no es mesura directament, sinó que es calcula a través de mesures de temperatura, pressió i humitat fent servir l'equació d'estat de l'aire (una forma de la llei dels gasos ideals). La densitat atmosfèrica disminueix a mesura que l'altitud augmenta. Aquesta variació es pot mesurar utilitzant la fórmula baromètrica. Models més sofisticats s'usen per predir la degradació de l'òrbita dels satèl·lits.

La massa mitjana de l'atmosfera és d'uns 5x10¹⁵ tones o 1/1200000 la massa de la Terra. D'acord amb el National Center for Atmospheric Research americà, "La massa total de l'atmosfera és de 5,148x10¹⁸ kg amb un rang anual a causa del vapor d'aigua d'1,2 o 1,5x10¹⁵ kg depenent del temps i la pressió en la superfície o el valor de vapor d'aigua que es faci servir; una mica inferior a l'estimació prèvia. La massa mitjana de vapor d'aigua s'estima en 1,27x10¹⁶ kg i la massa de l'aire sec en 5,1352±0,0003x10¹⁸ kg."

Referències

  1. Environmental Chemistry. A global perspective. Gary W. van Loon, Stephen J. Duffy. 2nd edition. Oxford University Press. 2005, United Kingdom. ISBN 0-19-927499-1
  2. Source for figures: Carbon dioxide, NASA Earth Fact Sheet, (updated 2007.01). Methane, IPCC TAR table 6.1, (updated to 1998). The NASA total was 17 ppmv over 100%, and CO2 was increased here by 15 ppmv. To normalize, N2 should be reduced by about 25 ppmv and O2 by about 7 ppmv.
  3. Cano, Jesús Peñas. «Clima y tiempo» (en es-es). [Consulta: 23 desembre 2017].
  4. 4,0 4,1 Atmosphere: air pollution and its effects. Dana Desonie. Chelsea House. 2007, USA. ISBN 978-0-8160-6213-3. ISBN 0-8160-6213-7
  5. Baskaran, Mark. Handbook of Environmental Isotope Geochemistry (en anglès). Springer, 2011, p. vol.1, p.595. ISBN 3642106366.
  6. Atmosphere, weather and climate. Roger G. Barry, Richard J. Chorley. 8th edition. Routledge 2003, United Kingdom. ISBN 0-415-27170-3 (hbk) 0-415-27171-1 (pbk)
  7. MANAHAN, STANLEY E., 1937-. Introducción a la química ambiental. Barcelona : Reverté, cop. 2007
  8. Rivero, op. cit., p.34
  9. Legoett, op. cit., p.19
  10. Trenberth, Kevin E.; Smith, Lesley «The Mass of the Atmosphere: A Constraint on Global Analyses». Journal of Climate, 18, 6, 01-03-2005, pàg. 864–875. DOI: 10.1175/JCLI-3299.1. ISSN: 0894-8755.
  11. Lutgens, Frederick K. and Edward J. Tarbuck (1995) The Atmosphere, Prentice Hall, 6th ed., pp14-17, ISBN 0-13-350612-6

Vegeu també

Alçada d'escala

L'alçada d'escala és un terme que es fa servir sovint en contextos científics per denotar una distància al llarg de la qual una quantitat decreix en un factor d'e (la base dels logaritmes naturals). Es denota normalment per la lletra H majúscula.

Per atmosferes planetàries, és la distància vertical ascendent, al llarg de la qual la pressió de l'atmosfera decreix en un factor d'e. L'alçada d'escala es manté constant per una temperatura concreta. Es pot calcular per

on:

La pressió a l'atmosfera és causada pel pes de l'atmosfera superior (força per unitat de superfície). Si a una alçada de z l'atmosfera té densitat ρ i pressió P, llavors moure's cap amunt una alçada infinitament petita dz farà baixar la pressió en la quantitat dP, igual al pes d'una capa d'atmosfera de gruix dz.

Així:

on g denota l'acceleració deguda a la gravetat. Per una dz petita, és possible d'assumir que g és una constant; el signe negatiu indica que a mesura que l'alçada augmenta, la pressió disminueix. Per tant, utilitzant l'equació d'estat per un gas ideal de massa molecular mitjana M a temperatura T, la densitat es pot expressar com a:

Per tant, combinant les equacions surt

que llavors es pot incorporar amb l'equació d'H donada a dalt per donar:

que no canviarà si no varia la temperatura. Integrant l'equació anterior i assumint on P0 és la pressió a l'alçada z = 0 (pressió a nivell del mar) la pressió a l'alçada z es pot escriure com a:

Això indica la disminució exponencial de la pressió amb l'alçada.

A l'atmosfera terrestre, la pressió al nivell del mar P0 és aproximadament 1.01×105Pa de mitjana, la massa molecular mitjana d'aire sec és 28,964 u i per tant 28,964 × 1.660×10−27 = 4.808×10−26 kg, i g = 9.81 m/s². Com a funció de la temperatura, l'alçada d'escala de l'atmosfera de la Terra és per tant 1.38/(4.808×9.81)×103 = 29,26 m/grau. Això dóna les següents alçades d'escala per temperatures d'aire representatives.

T = 290 K, H = 8500 m
T = 273 K, H = 8000 m
T = 260 K, H = 7610 m
T = 210 K, H = 6000 m

Aquests nombres es poden comparar amb la temperatura i densitat de l'atmosfera de la terra segons el model NRLMSISE-00, que mostra que la densitat de l'aire cau des de 1200 g/m3 al nivell del mar fins a 0,53 = .125 g/m3 a 70 km, un factor de 9600, que indica una escala d'alçada mitjana de 70/ln(9600) = 7,64 km, consistent amb la temperatura de l'aire mitjana indicada en aquest rang, que és pròxima als 260 K.

Nota:

Atmosfera (unitat)

L'atmosfera estàndard o atm, és una unitat de mesura de la pressió. És la pressió que equival a 101.325 Pa. L'atmosfera és una unitat reconeguda internacionalment però que no pertany al Sistema Internacional d'Unitats. El valor d'una atmosfera, intenta representar la pressió atmosfèrica mitjana a la latitud de París a nivell del mar. En química, el terme condicions normals de pressió i temperatura (abreviat CNPT) implica que la temperatura referenciada és de 0 °C (273,15 K) i la pressió d'1 atm (definida com a 101.325 Pa). El terme equivalent en anglès és standard temperature and pressure (STP). De tota manera en 1999, la IUPAC ha recomanat que la pressió estàndard sigui 100 kPa és a dir, 100.000 Pa.

Atmosfera estàndard internacional

L'Atmosfera Estàndard Internacional (ISA, per les seves sigles en anglès) és un model atmosfèric invariant de com varien la pressió, temperatura, densitat i viscositat de l'atmosfera terrestre a diferents altituds. Va ser creat per l'Organització d'Aviació Civil Internacional (ICAO) i s'utilitza bàsicament en navegació aèria.

Consisteix en taules amb valors tipificats per a diverses altituds, així com fórmules per a calcular-los. L'ISO (International Organization for Standardization) va reconèixer l'ISA com a l'estàndard internacional amb la denominació ISO 2533:1975.

Boirina

La boirina o boirim és un fenomen meteorològic superficial de reducció de la visibilitat que consisteix en la suspensió de gotes d'aigua d'una mida entre 50 i 200 micròmetres de diàmetre, o de partícules higroscòpiques humides, que redueixen la visibilitat horitzontal en una distància d'entre 1 i 10 quilòmetres.

Capa d'ozó

La capa d'ozó o ozonosfera és la zona de l'estratosfera terrestre que conté una concentració relativament alta d'ozó. Mentre que la concentració mitjana d'ozó a l'atmosfera és 0.3 ppm, en la capa d'ozó pot arribar a les 15 ppm. Aquesta capa, que s'estén aproximadament dels 15 als 40 km d'altitud, reuneix el 90% de l'ozó present en l'atmosfera i absorbeix del 97% al 99% de la radiació ultraviolada d'alta freqüència.

La capa d'ozó va ser descoberta el 1913 pels físics francesos Charles Fabry i Henri Buisson. Les seves propietats van ser examinades en detall pel meteoròleg britànic G.M.B. Dobson, que va desenvolupar un senzill espectrofotòmetre (l'espectrofotòmetre Dobson) que podia ser usat per mesurar l'ozó estratosfèric des de la superfície terrestre. Entre 1928 i 1958 Dobson va establir una xarxa mundial d'estacions de monitoratge d'ozó que encara continuen operant en l'actualitat. La unitat Dobson, una unitat de mesura de quantitat d'ozó, va ser anomenada en el seu honor.

Cinturó de Van Allen

El cinturó (o cinyell) de Van Allen (o també cinturons de radiació de Van Allen) és una zona de partícules d'alta energia que envolta la Terra a una gran altitud i forma un gran cinturó, en el que és la magnetosfera terrestre; les partícules que constitueixen el cinturó de Van Allen són electrons i protons de gran energia. La trobada d'aquestes partícules amb les molècules de l'alta atmosfera terrestre és l'origen de les aurores polars.

S'anomena així en honor del seu descobridor James Van Allen, que amb el seu equip van descriure'l l'any 1958 a partir de les dades proporcionades pels satèl·lits artificials. Els instruments a bord del satèl·lit Sputnik 2 havien mesurat correctament els efectes magnètics d'aquesta zona, però no van ser rebuts i, per tant, divulgats per l'antiga URSS. L'equip de Van Allen sí que ho pogué fer a partir de les mesures efectuades amb els comptadors Geiger embarcats en els satèl·lits de l'Explorer 1 i l'Explorer 3.

És una àrea en forma d'anell de superfície toroïdal en la qual gran quantitat de protons i electrons altament energètics s'estan movent en espiral entre els pols magnètics del planeta. Els electrons formen dos cinturons de radiació, mentre que els protons formen un únic cinturó. Dins d'aquestes dues zones circulars, les partícules poden penetrar al voltant d'1 g/cm2 d'un blindatge (p. ex., 1 mil·límetre de plom). Per això, s'estructura en dos nivells:

El cinturó interior, que està a uns 1.000 km per sobre de la superfície de la Terra i s'estén per sobre dels 5.000 km.

El cinturó exterior, que s'estén des d'aproximadament 15.000 km fins als 20.000 km

Circulació atmosfèrica

La circulació atmosfèrica és un moviment de l'aire atmosfèric a gran escala, i el medi (juntament amb la circulació oceànica) pel qual la calor és distribuïda sobre la superfície de la Terra. Tanmateix, cal tenir en compte que, tot i que el paper dels corrents oceànics és més petit d'acord amb el seu volum, que el realitzat per la circulació atmosfèrica, la seva importància quant al flux de calor entre les diferents zones geoastronòmiques és molt gran, per la notable diferència de densitat entre l'atmosfera i les aigües oceàniques que ocasiona que la calor específica transportada per un m3 d'aigua oceànica sigui molt superior al que pot desplaçar un m³ d'aire.

La circulació atmosfèrica varia lleugerament d'un any a l'altre, almenys a escala detallada, però l'estructura bàsica roman sempre constant. Tanmateix, els sistemes atmosfèrics individuals - depressions de mitjana latitud, o cèl·lules convectives tropicals - es produeixen aparentment de forma aleatòria, i està acceptat que el temps meteorològic a escala local o regional no pot ser pronosticat més enllà d'un breu període: potser un mes en teoria, o (actualment) sobre deu dies a la pràctica. Tanmateix, la mitjana d'aquests sistemes - el clima - és molt estable, cosa que sembla contradir la tesi del canvi climàtic.

Corrent en jet

Els corrents en jet (en anglès jet stream) són un conjunt de corrents d'aire fixes de gran diàmetre que envolten la Terra en els hemisferis nord i sud i que la recorren a gran velocitat, situats a prop de la tropopausa. Els avions les utilitzen per estalviar combustible i volar més ràpidament.

Amb aquest nom se citen els Corrents d'aire, a:

1) Gran altura: Jet Stream, flux d'aire a més de 10 km d'altura, generat per les diferències de temperatura entre els pols i l'Equador. L'aire s'escalfa a l'equador i es refreda en els pols generant moviments a nivell planetari. El corrent es mou d'Oest a Est per a la rotació de la Terra. El corrent és de milers de quilòmetres de llarg, centenars de quilòmetres d'ample i pocs quilòmetres de gruix. Es mou a velocitats de 60 a 550 km/h, i generalment es troba a no més de 20 km d'altura. Hi ha dos corrents principals, un de subtropical a 30° i un altre de polar a 60° de latitud.2) Baixa altura: Jet Stream de baixa intensitat i de baixa altura. Ex. el Vent Nord que afecta a la gran regió de Paraguai, Uruguai, Nord i centre de l'Argentina.

Cèl·lula de Hadley

La cèl·lula de Hadley és una cèl·lula de circulació tancada de l'atmosfera terrestre que domina la circulació global atmosfèrica en les latituds equatorials i tropicals.

La circulació de Hadley és causada pel transport de calor des de les zones equatorials fins a les latituds mitjanes, on la quantitat de radiació solar incident és, de mitjana, molt menor. Les cèl·lules de Hadley s'estenen des de l'Equador fins latituds d'uns 30º en ambdós hemisferis. Aquesta calor és transportada en un moviment cel·lular amb l'aire ascendint per convecció en les regions equatorials i desplaçant-se cap a les latituds superiors per les capes altes de l'atmosfera. L'ascens de l'aire calent en l'Equador està acompanyat per la formació sovintejada de tempestes convectives en l'anomenada zona de convergència intertropical.

L'efecte de la rotació de la Terra i la força de Coriolis impedeix una major extensió de la cèl·lula de Hadley.

Fórmula baromètrica

La Fórmula baromètrica o Fórmula de l'anivellament baromètric descriu el repartiment vertical de les molècules de gas a l'atmosfera terrestre i per tant la variació de la pressió en funció de l'altitud.

Es parla així d'un gradient de pressió vertical, però que només a base d'aproximacions es pot descriure matemàticament per la raó de la dinàmica del clima en l'atmosfera inferior.

En una primera aproximació es pot suposar que a nivell del mar la pressió disminueix un hectopascal quan l'altitud augmenta de 8 metres.

Hidrosfera

La hidrosfera (del grec υδρός hydros: aigua i σφαιρα sphaira: esfera) descriu dintre de les Ciències de la Terra el sistema material constituït per l’aigua que es troba a la Terra.

La hidrosfera inclou els oceans, mars, rius, llacs, aigua subterrània, el gel i la neu. La Terra és l’únic planeta al nostre Sistema Solar en el qual està present de manera continuada l’aigua líquida, que cobreix aproximadament dues terceres parts de la superfície terrestre, el que representa el 97% del total d’aigua del planeta. L’aigua dolça representa el 3% del total i d’aquesta quantitat aproximadament un 98% està congelada, d’aquí que tinguem accés únicament a un 0,01%, aproximadament, de tota l’aigua del planeta. L’aigua migra d’uns dipòsits a uns altres per processos de canvi d’estat i de transport que en conjunt configuren el cicle hidrològic o cicle de l’aigua.

Aquest cicle, és un cicle biogeoquímic en el que hi ha una intervenció mínima de reaccions químiques, i l’aigua solament es trasllada d’uns llocs a uns altres o canvia d’estat físic. El cicle de l'aigua emet una gran quantitat d’energia, la qual procedeix de la que aporta la insolació. L’evaporació és deguda a l’escalfament solar i és animada per la circulació atmosfèrica, que renova les masses d’aire i que és al seu torn deguda a diferències de temperatura, igualment dependents de la insolació. Els canvis d’estat de l’aigua requereixen o dissipen molta energia, per l’elevat valor que prenen el calor latent de fusió i la calor latent de vaporització. Així, aquests canvis d’estat contribueixen a l’escalfament o refredament de les masses d’aire, i al transport net de calor des de les latituds tropicals o temperades fins a les fredes i polars, gràcies al qual és més suau, en conjunt, el clima.

La presència de l’aigua en la superfície terrestre és el resultat de la desgasificació del mantell terrestre, que està compost per roques que contenen en dissolució sòlida certa quantitat de substàncies volàtils, de les que l’aigua és la més important. L’aigua del mantell s’escapa a través de processos volcànics i hidrotermals. El mantell recupera gràcies a la subducció una part de l’aigua que perd a través del vulcanisme.

Ionosfera

La ionosfera és la part de l'atmosfera terrestre ionitzada permanentment a causa de la fotoionització que provoca la radiació solar. Constitueix el límit inferior de la magnetosfera i es troba dins de la termosfera. La ionosfera permet que l'atmosfera superior reflecteixi les ones de ràdio emeses des de la superfície terrestre, fet que possibilita que aquestes puguin viatjar grans distàncies sobre la Terra.

En les regions polars, les partícules carregades dutes pel vent solar són atrapades pel camp magnètic terrestre incidint sobre la part superior de la ionosfera i donant lloc a la formació d'aurores. Pot arribar a temperatures superiors als 726'85 °C (1.000 K).

Megacriometeor

Un megacriometeor (popularment anomenat aerolit) és un bloc de gel de grans dimensions que s'ha format a l'atmosfera en condicions atmosfèriques inusuals. Aquest terme va ser encunyat el 2002 per Martinez-Frias i Travis per designar un gran conglomerat gel atmosfèric que, tot i compartir moltes característiques texturals, hidroquímiques i isotòpiques dels grans blocs de gel, es forma sota condicions atmosfèriques inusuals que es distingeixen clarament de l'escenari de núvols cumulonimbes (és a dir, en condicions de cel clar).L'any 2000 aquest fenomen es produí diverses vegades a l'Estat Espanyol. El primer caigué el gener d'aquell any a Tocina (Província de Sevilla). Un segon bòlid caigué a L'Alcúdia (País Valencià). A partir d'aquí es registraren un centenar d'objectes similars, alguns dels quals fraudulents. El fet fins i tot s'estengué a Itàlia. Abans d'explicar-se l'origen del fenomen, es proposaren explicacions alternatives que incloïen que els blocs de gel provinguessin de l'espai exterior i que fossin trossos de gel caiguts de les ales de qualque avió. Després de les investigacions del CSIC, nou d'aquests objectes foren considerats realment megacriometeors.

Missió Cluster

La missió Cluster és una missió espacial no tripulada de l'Agència Espacial Europea (ESA) que estudia la magnetosfera terrestre usant quatre sondes idèntiques que orbiten la Terra en formació tetraèdrica.La primera vegada que es va proposar la missió Cluster va ser al novembre de 1982, i després de passar una llarga sèrie de comitès, les quatre sondes Cluster originals es van perdre en fallar el llançament de l'Ariane 5 el 4 de juny de 1996. Des del primer moment es va proposar llançar un cinquè satèl·lit Cluster (anomenat Phoenix), però per temor a no aconseguir els resultats científics esperats, es van construir finalment quatre sondes Cluster iguals a les anteriorment malmeses, que van ser llançades en 2000 per un coet Soiuz-Fregat.

Pols mineral

Pols mineral és un terme usat per indicar aerosols atmosfèrics originats per la suspensió de constituents minerals del sòl que són compostos de diversos òxids i carbonats. L’activitat humana porta el 30% de la càrrega de pols a l'atmosfera terrestre. El Sàhara és la principal font de la pols mineral, la qual s'estén pels mars Mediterrani i Carib cap al nord de Sud-amèrica i Amèrica central, Nord-amèrica, i Europa. Addicionalment juga un paper important en el flux de la selva de l'Amazones. Metalls com calci i magnesi són molt necessaris per les plantes i a la selva amazònica són aportats exclusivament per la pols del Sàhara que a més s’ha identificat que arriben principalment de la zona del nord-est del Llac Txad. El desert de Gobi és una altra font de pols mineral a l’atmosfera que afecta l’est d’Àsia i l’oest d’Amèrica del Nord. La pols del desert origina la pluja de fang als Països Catalans i altres llocs del món.

Pressió atmosfèrica

La pressió atmosfèrica és la pressió que exerceix l'atmosfera terrestre sobre la Terra a causa del pes de l'aire sobre la superfície de contacte amb ell. La pressió atmosfèrica afecta a totes les superfícies que estan en contacte amb l'aire, independentment de la seva posició. Els éssers humans no notem la pressió atmosfèrica perquè la nostra pressió interna és gairebé igual que l'exterior.

Les zones situades a l'altura del nivell del mar tenen més pressió atmosfèrica que les que estan més elevades. Com més amunt del nivell del mar ens situem, més petita és la pressió atmosfèrica, ja que hi ha menys gruix d'aire a sobre. Això també fa que l'aire sigui més dens al nivell del mar que al cim d'una muntanya. Així, per exemple, al cim de l'Everest la pressió atmosfèrica és més baixa (aproximadament d'uns 300 mm de mercuri) que a qualsevol punt de les platges mediterrànies (d'uns 760 mm de mercuri).

Allà on hi ha menys aire també hi ha menys oxigen disponible, ja que l'aire és una barreja de gasos, incloent-hi l'oxigen. Vet aquí per què els alpinistes, quan han d'escalar els cims més alts del planeta, han d'equipar-se amb bombones d'aire comprimit. La pressió disminueix ràpidament amb l'alçada, però a més hi ha diferències de pressió entre unes zones i altres de la troposfera, a una mateixa alçada, a causa del moviment i comportament meteorològic de les masses d'aire. Són denominades zones d'altes pressions, quan la pressió, reduïda al nivell del mar, és major de 1.013 mil·libars, i zones de baixes pressions si el valor és menor que aquest nombre.

Les masses d'aire es desplaça des de les àrees de més pressió a les de menys, formant els vents. S'anomenen isòbares a les línies que uneixen punts d'igual pressió. Els mapes isobàrics són utilitzats pels meteoròlegs per a les prediccions del temps.

Es pot mesurar la pressió atmosfèrica amb un baròmetre. Aquests aparells mesuren la pressió en mil·límetres de mercuri (mmHg), o en mil·libars (mbar). La pressió normal al nivell del mar equival a 760 mmHg o 1013 mbar. Un augment de la pressió atmosfèrica per sobre de la normal, indica la presència d'un anticicló, una disminució indica una depressió. Es fan mapes de pressió atmosfèrica, on es marquen les línies isòbares, que ajuden als meteoròlegs a fer prediccions meteorològiques.

Resplendor de raigs gamma terrestre

Les resplendors de raigs gamma terrestres (Terrestrial gamma-ray flashes o TGFs en anglès) són esclats de raigs gamma produïts en l'atmosfera de la Terra. Els TGFs s'han registrat per durar entre 0,2 i 3,5 mil·lisegons, i contenen energies de fins a 20 MeV. Probablement són causats per intensos camps elèctrics produïts per sobre o a l'interior de tempestes elèctriques. Els científics també han detectat positrons i electrons energètics produïts per flaixos de raigs gamma terrestres.

Subsidència (atmosfera)

Subsidència és el desplaçament de l’aire cap al sòl dins l’atmosfera. En l’atmosfera terrestre és causada normalment per les baixes temperatures: quan l’aire es refreda passa a ser més dens i es desplaça cap al sòl, just quan l’aire passa a ser menys dens es desplaça cap amunt.

Es pot tractar d’un lent enfonsament d'una massa d'aire sobre una regió extensa anticiclònica o un descens ràpid d'una gota freda en un núvol convectiu. La subsidència està generalment acompanyada d'una divergència horitzontal de l'aire en les capes inferiors. L'aire en subsidència es comprimeix i es reescalfa i la seva estabilitat inicial ordinàriament augmenta. El fenomen invers és l'ascendència.

La subsidència generalment causa alta pressió atmosfèrica a mesura que més aire es desplaça en el mateix espai: Les zones d’altes pressions polars estan gairebé en subsidència constant, com en les latituds anomenades “del cavall” (en anglès:horse latitudes), i aquestes àrees de subsidència són la font de gran part del vents dominants del món. La subsidència també causa molts fenòmens meteorològics a petita escala, com la boira del matí. Una forma extrema de subsidència és la ràfega descendent (downburst), el qual pot produir un dany similar al d’un tornado. Una forma més suau de subsidència s’anomena ràfega vertical (downdraft).

Termopausa

La termopausa és el límit superior de l'atmosfera terrestre entre la termosfera i l'exosfera. En aquesta zona, la temperatura és de prop de 1300 K i els components principials de l'atmosfera ja no són el nitrogen i l'oxigen, sinó l'hidrogen. Per convenció, es mesura la constant solar en la termopausa.

L'altitud exacta depèn de molts factors entre els quals la latitud, l'hora del dia i el flux solar. A causa d'aquesta fluctuació la seva alçada varia dels 500 als 100km de la superfície terrestre. L'anomenada Anomalia de l'Atlàntic Sud, una part de la magnetosfera terrestre, baixa inclús per sota d'aquesta capa.

Encara que formalment sigui una capa de l'atmosfera de la Terra, la pressió és tan baixa que el límit fixat convencionalment per al denominat espai exterior es troba diversos centenars de quilòmetres més avall (línia de Karman).

A la termopausa orbiten els satèl·lits artificials. Tot i que no pateixen un augment significatiu de la temperatura a causa de l'atmosfera residual present, es van ralentint inexorablement. Les diferents missions espacials, com l'estació espacial internacional, el transbordador espacial i la Soiuz operen per sota d'aquesta capa.

Atmosfera terrestre
Història de la Terra
Geografia i Geologia
Vegeu també

En altres idiomes

This page is based on a Wikipedia article written by authors (here).
Text is available under the CC BY-SA 3.0 license; additional terms may apply.
Images, videos and audio are available under their respective licenses.