J.A. Ratchliffe 1970

Transcripción

1 Sol, Tierra y Radio Una introducción a la ionósfera y magnetósfera J.A. Ratchliffe 1970 Traducción: Dr. Elías Ovalle M. (Dgeo, Univ. Concepción, Chile) eo@dgeo.udec.cl

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3 Tabla de contenido Introducción... 1 Capítulo 1: Primeros conocimientos de la alta atmósfera y el sol Distribución vertical en la atmósfera La aurora El sol y sus manchas Geomagnetismo El recorrido de las ondas de radio y la capa de Heaviside La alta atmósfera como se entendía en Capítulo 2: Radiosondeo de la alta atmósfera La reflexión de las ondas radiales Altura de la reflexión El mecanismo de reflexión La propagación de un pulso de radio Intensidad de la onda reflejada y la absorción en la capa La concentración de partículas cargadas La teoría magnetoiónica La naturaleza de los niveles altos de ionización Mas allá de la capa de Heaviside Sondeando la ionósfera La forma de las capas Absorción de las ondas de radio en la región D. 43

4 Capítulo 3: Producción y pérdida de electrones en la alta atmósfera 3.1 Producción y pérdida de electrones en la atmósfera 3.2 Un laboratorio de bajas presiones que no tiene paredes 3.3 Pérdida de electrones: resultados experimentales 3.4 Fotoquímica ionosférica 3.5 La región F dividida 3.6 Sobre el borde de la capa F1 3.7 Difusión y la capa F2 Capítulo 4: Temperatura y composición de la alta atmósfera 4.1 Dificultad en la medición de la temperatura Deducciones obtenidas a partir de los radiosondeos Deducciones obtenidas a partir del coeficiente de arrastre de los satélites Gases en la alta atmósfera 4.5 Temperatura de iones y electrones. Capítulo 5: Naturaleza de la radiación ionizante 5.1 Ionización: por fotones o partículas? Cambios en la radiación solar: el ciclo solar Radiaciones responsables para las capas E y F 5.4 Ionización de la región D Capítulo 6: La capa F y los movimientos ionosféricos 6.1 Distribución global de los electrones El comportamiento anómalo de la capa F La teoría del dínamo atmosférico Los movimientos de la capa F y el motor atmosférico

5 Capítulo 7: El entorno de la tierra 7.1 Lo que se conocía en El sol y el viento solar El viento solar y la tierra 7.4 La magnetósfera Silbadores y electrones magnetosféricos Partículas atrapadas Perturbaciones solares y tormentas ionosféricas Eventos de absorción polar localizada (PCA).. Capítulo 8: La ionósfera y las radiocomunicaciones 8.1 Las frecuencias útiles para las comunicaciones Imperfecciones de la propagación ionosférica Los efectos de las perturbaciones ionosféricas 8.4 Los efectos de las explosiones atómicas La ionización esporádica en la capa E 8.6 Algunos sistemas especiales de transmisión.. Apéndice 1: Algunas ideas físicas fundamentales.. Apéndice 2: Avances recientes.. Bibliografía selectiva

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7 Introducción C uando Sir George Cayley, el pionero de la aviación, escribió El ininterrumpido océano de aire que esta disponible en el umbral de la puerta de cada ser humano, nos recuerda algunas cosas que a menudo olvidamos. La magnitud de este océano, se pueda entender quizás, si recordamos que su peso total es cercano a las toneladas. Este aire, presiona en todas direcciones con una fuerza de 14 libras por pulgada cuadrada; una columna de aire cuya base es un cuadrado de 4 pulgadas por lado, pesa tanto como un hombre corpulento y el aire bajo una mesa pesa alrededor de 1.5 kilos; si un avión pudiera viajar sin aire en su interior, podría llevar cuatro pasajeros extras. A menudo ignoramos que este aire está presente en nuestro alrededor, porque nunca hemos estado sin el, pero cada vez que nos acordamos de su existencia, comienzan a surgir varias preguntas, por ejemplo: Hasta que altura tenemos aire y que hay más allá? Las respuestas a preguntas de este tipo se han obtenido enviando equipos experimentales a grandes alturas; primero se utilizaban cometas, luego globos, aviones y finalmente cohetes y satélites artificiales. Antes de que los cohetes fueran usados, se había explorado directamente solamente los primeros 30 kilómetros de la atmósfera y lo que estaba sobre esta altura se tenía que deducir teóricamente a partir de observaciones hechas desde tierra. En 1924, se encontró que cuando las ondas de radio eran enviadas hacia el espacio, éstas retornaban como ecos desde el cielo, por lo cual se utilizaron para estudiar la estructura de la atmósfera hasta una altura de unos 300 kilómetros. Los primeros investigadores se sintieron satisfechos de sus diseños y metodologías que les permitían utilizar estos métodos indirectos de radio para investigar la parte alta de la atmósfera que era inaccesible por experimentación directa. El progreso fue lento, las ideas se desarrollaron gradualmente y algunas de ellas resultaron estar erradas. Se comenzó a entender que la radiación solar tenía una profunda influencia sobre la parte superior de la atmósfera y que si se estudiaba, se podía aprender mucho acerca del mismo sol. Después de 1950, se utilizaron vehículos espaciales para hacer experimentos in situ; entonces, el conocimiento previo se pudo extender hasta alturas mayores que 300 kilómetros. Como consecuencia, a medida que se comenzó a explorar el espacio entre el sol y la tierra, muchos conceptos necesitaron de una revisión. En cada etapa, los resultados de las investigaciones científicas se utilizaron para mejorar operacionalmente las radiocomunicaciones, cuyo buen funcionamiento depende como es sabido, del buen estado eléctrico de la atmósfera superior. Los capítulos 1 y 2 muestran brevemente lo que se conocía antes que las ondas radiales fueran utilizadas como herramienta experimental en este tipo de trabajo. Se describe además, como estas ondas fueron revelando progresivamente el estado eléctrico de la alta atmósfera y como esta última depende de la radiación proveniente del sol. Los capítulos 3, 4, 5 y 6 se muestran como estas investigaciones permitieron conocer la atmósfera hasta una altura cercana a los kilómetros y se describe como se han utilizado los satélites artificiales para explorar el ambiente donde se ubican la tierra y su atmósfera. El capítulo 8 describe que manera se han utilizado los resultados de investigaciones científicas para mejorar la práctica de las radiocomunicaciones. Algunos de los más recientes desarrollos en el tema se describen en el apéndice 2. Un estudio como el descrito, se basa en unas pocas ideas fundamentales tales como ondas, fotones, electrones y átomos, las cuales, aunque no son difíciles de comprender, pudieran no ser familiares a todos los lectores. Los conceptos se destacan a través del texto, escribiéndolas en itálicas 1

8 y son explicados en términos simples en el apéndice 1. Cuando se describe el desarrollo de una importante rama de la ciencia, es tentador adscribir descubrimientos e ideas a los individuos que fueron responsables de ello. Para las primeras investigaciones esto pudo haber sido posible, pero a medida que el tema se fue desarrollando, los investigadores contribuyeron en un número creciente y ahora es imposible hacer justicia a todos ellos en una corta explicación del tema. He decidido por lo tanto no mencionar, salvo una o dos excepciones, a ningún investigador que actualmente esté vivo. Las excepciones, son para quienes efectuaron los primeros experimentos en radiosondas (Barnett, Breit y Tuve) y a Sydney Chapman, cuyo nombre está universalmente asociado con la teoría que muestra como la radiación del sol puede producir capas de electrificación en la atmósfera. No sería adecuado describir tal fenómeno sin utilizar su nombre. Quiero pedir disculpas por mi decisión de excluir nombres, lo cual no me priva de mencionar algunos, como el Dr. D.F. Martyn y el de Sir Harrie Massey, quienes han contribuido en algunas de las ideas mas importantes que se discuten y quienes continuamente me han estado estimulando en mi trabajo desde su inicio. Mucho de este libro se relaciona con sus experimentos y teorías. 2

9 Capítulo Primeros conocimientos de la alta atmósfera y del sol E ste libro trata sobre la parte mas alta de la atmósfera de la tierra y de lo que se encuentra mas allá; sobre como se ha explorado esta región con la ayuda de las ondas de radio y de como se modifica y controla ésta, por la radiación que proviene del sol. Antes de 1924, cuando las ondas de radio se utilizaron por primera vez para explorar la atmósfera, nuestro conocimiento de la región fuera de la tierra se limitaba a lo que se podía descubrir utilizando globos, que no llegaban mas alto que unos 30 kilómetros. Por otra parte, en ese tiempo se conocía poco acerca de lo que sucedía a mayores alturas y no se sabía que la alta atmósfera está ionizada, ni que contiene cargas eléctricas libres que dan lugar a fenómenos observables desde tierra. Uno de estos fenómenos lo constituyen las auroras boreales, cuyos cambios diarios están asociados a variaciones diarias del campo magnético de la tierra, que habían sido estudiadas por más de 100 años. Las observaciones de estos fenómenos condujeron a ciertas conclusiones respecto de la naturaleza de la ionización e indirectamente también acerca de la estructura de la parte alta de la atmósfera misma. Cuando se tuvieron a disposición las ondas de radio producidas por el hombre, además de las producidas naturalmente, se encontró que la ionización controla la propagación de las ondas y por lo tanto el conocimiento existente podría ser extendido si se observaba su comportamiento. Las deducciones obtenidas a partir de las observaciones de las ondas radiales eran solo bosquejos en 1924, fecha en que fueron utilizadas expresamente con el propósito de investigar la ionización de la alta atmósfera. Desde ese tiempo hasta ahora, nuestro conocimiento ha aumentado rápidamente. La mayor parte de este libro está dedicado a la discusión de experimentos con ondas de radio y sobre lo que se puede deducir de ellas. Este capítulo introductorio nos muestra lo que se conocía de la alta atmósfera, cuando los primeros experimentos radiales comenzaron a realizarse. 1.1 Distribución vertical en la atmósfera La atmósfera, consiste principalmente de oxígeno y nitrógeno, que son mantenidos en su lugar por la atracción gravitacional de la tierra. La primera pregunta que surge es, por que todas las moléculas de estos gases no caen a tierra y forman una capa delgada sobre la superficie terrestre? La respuesta es que eso es lo que sucedería efectivamente si el aire fuera muy frío, pero debido a que las moléculas están tibias por estar en continuo movimiento, aunque son empujadas hacia abajo por la fuerza de gravedad, los continuos choques entre ellas tienden a difundirlas también hacia arriba. De esta manera, la forma en que se distribuyen las moléculas sobre la superficie terrestre, resulta de la combinación de dos procesos que compiten entre sí: la tendencia a caer hacia abajo por el peso y por otro lado, la tendencia a expandirse debido a su temperatura. Una investigación teórica nos muestra que en una atmósfera que consiste de un solo gas a una cierta temperatura, la concentración de moléculas debiera decrecer a medida que ascendemos, de 3

10 manera que si partimos desde el nivel del mar, un aumento en altura debiera estar acompañado por un decrecimiento proporcional en su concentración. Así por ejemplo, si la composición y temperatura de la atmósfera fuera la misma en todos los niveles e igual a su valor en la superficie de la tierra, la concentración debiera decrecer a la mitad de su valor inicial a una altura de 6 kilómetros y a la cuarta parte a una altura de 12 kilómetros, etc. Si se construye un gráfico de la concentración de moléculas en función de la altura, se obtiene una curva del tipo mostrada en la figura 1.1 FIGURA 1.1 Distribución vertical de los átomos gaseosos (o moléculas), sobre la superficie terrestre. Las curvas se refieren a un solo gas (por ejemplo, oxígeno molecular), a la misma temperatura y muestran como el número de moléculas por unidad de volumen (concentración) decrece con la altura. La escala horizontal se elige de manera que la concentración en la superficie de la tierra sea la unidad. La concentración disminuye a la mitad por cada incremento de 6 K m, y el decrecimiento es exponencial. El aumento de altura requerida para reducir la concentración a una fracción 1/e (1/2.72) de su valor original, se denomina longitud de escala. A menudo es conveniente graficar el logaritmo de la concentración en función de la altura porque el grafico que resulta es una línea recta cuya pendiente da una medida de la longitud de escala. Para nuestros propósitos sin embargo, a menudo es mas útil graficar el logaritmo de la concentración, en cuyo caso la gráfica tiene la forma de una línea recta. A una variación de la concentración con la altura de este tipo, la cual será importante en nuestra discusión de la atmósfera; se le denomina variación exponencial. Para este tipo de distribución, la tasa de decrecimiento vertical se podría describir fijando un intervalo en altura, que correspondiera a un decrecimiento en la concentración de un 50%. Este valor sería de unos 6 kilómetros en el caso anteriormente discutido. Por razones que no discutiremos en este momento, es conveniente por razones teóricas, utilizar un intervalo en altura que corresponde a un decrecimiento de 1/2.72 en la concentración 1. Este intervalo de altura se denomina longitud de escala y se representa por H ; su valor para el aire a nivel del mar es de 8 kilómetros. Si los resultados de los experimentos son graficados logarítmicamente, la longitud de escala se puede deducir inmediatamente a partir de la pendiente del gráfico. La teoría muestra que la longitud de escala es directamente proporcional a la temperatura e inversamente proporcional al peso molecular del gas. Así por ejemplo, si se aumenta la temperatura, también lo hace la longitud de escala y el gas se expande mas hacia arriba, de tal forma que tendremos que atravesar un intervalo de altura mayor antes de que la concentración decrezca por 1/e; usualmente se denota por e y juega un rol fundamental en una amplia gama de cálculos matemáticos. 4

11 mientras que si el peso de la molécula es mayor, el gas no se extiende tanto y la concentración decae a 1/e a una altura menor. Figura 1.2. Distribución vertical de dos gases con diferentes longitudes de escala. El peso de las moléculas grises, es la mitad del peso de las moléculas negras, por lo tanto, la longitud de escala del gas gris es el doble que la del gas negro. A nivel del mar, el número de moléculas grises por unidad de volumen se ha elegido igual a la mitad del número de las moléculas negras (razón 8 : 16); sin embargo, a una altura igual a 4, la concentración de las moléculas grises es el doble que el de las negras. La longitud de escala de cualquier gas es una indicación de algunas características interesantes. Esta es la altura a la cual el gas se podría extender si la presión en todas las alturas fuera la misma que en la superficie terrestre: así por ejemplo, si se tiene una columna de aire con una concentración homogénea y similar a la concentración en la superficie, ésta tendría una altura de solo 8 kilómetros. Por esta razón, a la longitud de escala se le ha llamado a veces la altura de la atmósfera homogénea. Las moléculas de un gas están en constante movimiento y su velocidad depende de su temperatura: si una molécula fuera eyectada hacia arriba con una velocidad media correspondiente a su temperatura y si esta viajara por el espacio sin tener ninguna colisión, alcanzaría una altura igual a una vez y media su longitud de escala. Por otra parte, si esta molécula fuera soltada desde una altura igual a la longitud de escala y se dejara caer partiendo del reposo y en caída libre, llegaría a tierra con una velocidad correspondiente a la temperatura que se utilizó para calcular su longitud de escala. Cantidades equivalentes como estas son simples, porque se ha utilizado la fracción 1/e en la definición de la longitud de escala; si se utilizara una fracción distinta, tal como ½, todo sería más complicado. Si en la atmósfera hubiera muchos gases, todos ellos con diferentes pesos moleculares y si no hubiera movimientos que produjera una mezcla entre ellos, cada especie se distribuiría como si las otras estuvieran ausentes. Las más ligeras tendrían longitudes de escalas mayores y su concentración decrecería hacia arriba más lentamente, de manera que, aún en el caso de que hubiera una pequeña fracción presente en la superficie terrestre, esta especie sería predominante en las mayores alturas. Una mezcla de gases distribuida en esta forma se dice que está en equilibrio difusivo. Sin embargo, si los gases se mezclaran debido al movimiento turbulento del viento, entonces todos ellos tendrían la misma longitud de escala; los gases no se separarían y la longitud de escala de la mezcla sería función del peso molecular medio. Por lo tanto, en el aire cercano a la tierra, las longitudes de escala tanto del oxígeno como del nitrógeno son cercanas a los 8 kilómetros. 5

12 Figura 1.3. A mediados del año 1920, se pensaba que sobre los 12 kilómetros, la temperatura del aire era alrededor de -50 C (b), y que los gases no se mezclaban sobre los 20 kilómetros. Se dedujo entonces que la presión y la composición porcentual tenían que decrecer hacia arriba como se muestra en (a) y (c). Por el año 1920 ya se hacían mediciones de presión y temperatura, y se utilizaban globos hasta alturas de unos 20 kilómetros. En esas mediciones se encontró que la temperatura decrecía monótonamente a medida que se subía hasta una altura cercana a los 12 kilómetros y después se mantenía constante en un valor que no dependía de la altura; el valor de la presión era consistente con la idea que los gases estaban bien mezclados hasta una altura de 20 ó 30 kilómetros y que a mayores alturas los gases estaban en equilibrio difusivo, de tal forma que cada especie variaba con la altura como si las otras especies estuvieran ausentes. Al estimar las proporciones de cada gas a gran altura, se debe recordar que además del oxígeno y el nitrógeno molecular, la atmósfera de la tierra contiene una pequeña cantidad de helio, cuyo peso molecular es alrededor de un octavo del correspondiente al oxígeno y al nitrógeno, de donde se desprende que su longitud de escala es cerca de ocho veces mayor. Sin embargo, a nivel del mar la proporción de helio es solo de 1 en y su mayor longitud de escala es importante solo a grandes alturas. Con estas ideas en mente, se pensaba que la temperatura y presión atmosférica variaban con la altura como se muestra en la figura 1.3 y que el helio predominaba el las regiones sobre los 100 kilómetros. Note que la pendiente de los gráficos logarítmicos aumenta por un factor de ocho al pasar desde la región inferior en donde el oxígeno y el nitrógeno son los constituyentes principales, a la región superior en donde predomina el helio. 6

13 Figura 1.4. Arriba Las ondas que se alejan de de la zona de una explosión y que se dirigen hacia arriba, se mueven mas rápidamente a mayores alturas, donde el aire es mas caliente, por lo cual se curvan y regresan a tierra. Abajo El sonido escuchado en la zona cercana, ha sido transmitido por la onda terrestre y el escuchado en la zona lejana por la onda aérea. La zona de audición lejana está limitada en la parte más cercana por la onda reflejada que abandona el origen de emisión con el mayor ángulo. Entre las zonas cercana y lejana se produce una zona de silencio. Cuando las ondas de radio se comenzaron a utilizar para estudiar la alta atmósfera, estas ideas comenzaron a ser cuestionadas por razones que no tenían que ver con las ondas de radio. Se tenían tres evidencias que sugerían que la visión previa de la alta atmósfera necesitaba una revisión: las dos primeras, se basaban en las observaciones de meteoritos visibles y en las ondas sónicas emitidas desde explosiones; la tercera era teórica y tenía que ver con la fotoquímica de la alta atmósfera. Los meteoritos o estrellas fugaces son pequeñas partículas de materia del tamaño de una cabeza de alfiler, que entran a la atmósfera terrestre a gran velocidad. La fricción con el aire en la parte más baja y densa de la atmósfera los calienta hasta que llegan a ser luminosos a alturas cercanas a los 110 kilómetros, y finalmente se evaporan cuando alcanzan los 8 kilómetros. Investigaciones teóricas de su calentamiento y evaporación, llevaron a la conclusión que la densidad del aire en la región cercana a los 100 kilómetros tenía que ser mucho mayor que lo que se había supuesto previamente y se comenzó a pensar que, aunque la temperatura a los 12 kilómetros era pequeña, esta debería ser mayor a alturas mas altas y por lo tanto a la altura de unos 100 kilómetros, la temperatura podría igualar o aún superar la temperatura que tiene sobre el nivel del mar. Si este fuera el caso, entonces el helio no debería ser más denso que el oxígeno y el nitrógeno, hasta que se alcanzaran alturas de unos 300 ó 400 kilómetros. La segunda observación relevante fue hecha analizando las ondas de sonido que se producen durante una explosión. Durante la primera guerra mundial se había notado que el sonido producido por las explosiones o las armas de fuego no se escuchaba a distancias de 150 kilómetros pero sí a distancias mayores y menores: existía una zona de silencio entre las dos zonas de audibilidad. La razón que explica el fenómeno, es que el sonido se transporta por el aire a través de dos ondas diferentes; una onda terrestre, que viaja cerca de la superficie y una onda aérea, 7

14 que deja la fuente en dirección ascendente y que posteriormente se refleja en la atmósfera en una altura cercana a los 30 kilómetros, para regresar luego a la tierra algunos cientos de kilómetros de la fuente sónica. El sonido que se escucha en la zona cercana es transportado por la onda terrestre y el que se escucha en la zona lejana por la onda aérea. En la zona de silencio, ninguna de ellas es lo suficientemente intensa para llegar a ser audible. Después de la guerra, se hicieron experimentos para registrar el sonido producido por explosiones efectuadas a varias distancias en la forma que se describirá enseguida, llegándose a importantes conclusiones respecto a la temperatura de la alta atmósfera. Una onda de sonido viaja mas rápidamente si el aire es mas caliente, por lo tanto, si la onda se eleva sobre la superficie de la tierra en un cierto ángulo y la temperatura del aire aumenta hacia arriba, la parte superior de la onda viaja mas rápido que la inferior, lo que produce que la onda se curva y regresa a tierra. Una onda de este tipo viaja con poca atenuación y esta es la razón por la cual el sonido se escucha relativamente fuerte en la zona lejana. Sin embargo, no todas las ondas pueden reflejarse: aquellas que se elevan con una inclinación muy grande, llegan a la parte superior de la atmósfera sin llegar a curvarse. El ángulo límite de elevación, mas allá del cual las ondas no se reflejan, está determinado por la temperatura de la alta atmósfera. En correspondencia a este ángulo, hay una borde interior en la zona lejana, dentro del cual el sonido no puede ser oído en la trayectoria que sigue la onda aérea; si el sonido se escuchara en toda la superficie, debería provenir de una onda terrestre. Pero, debido a que la onda terrestre viaja en contacto con la superficie de la tierra, su energía se disipa rápidamente, su intensidad disminuye y se puede oír a distancias comparativamente cortas. La distancia dentro de la cual es audible la onda terrestre es menor que la distancia límite (o mas cercana) donde se puede escuchar la onda aérea y entre medio se produce una zona de silencio donde ninguna de las ondas es audible. El sonido proveniente de explosiones experimentales se observó en varios lugares ubicados a distintas distancias del lugar de las explosiones; las mediciones del tiempo de llegada y del ángulo con el cual la onda descendía, permitieron hacer mediciones relativas de la altura donde la onda se reflejaba, y también de la temperatura que el aire tenía allí. Se concluyó entonces, que la temperatura a una altura de 12 kilómetros era unos 70 C más fría que la superficie, y que a una altura de unos 30 kilómetros crecía nuevamente hasta alcanzar nuevamente al valor de superficie, y que continuaba aumentando a mayores alturas. Las observaciones de meteoritos y ondas de sonido proveyeron evidencia experimental acerca de la densidad y la temperatura de la alta atmósfera. Por ese mismo tiempo, los teóricos comenzaron a considerar la manera en que se forma el ozono a partir del oxígeno y del aire, por la acción de la luz ultravioleta proveniente del sol. Las mediciones mostraron (ver figura 1.8) que el espectro ultravioleta de la radiación solar disminuía brusca y drásticamente en la región de longitudes de onda menores que los 2900 Â 2, debido a la absorción producida por el ozono en la atmósfera; por otra parte, estudiando la manera en que la radiación varía en intensidad cuando el sol se pone, en 1925 se mostró que el ozono está distribuido en una capa de algunas decenas de kilómetros de espesor, cuyo centro se ubica a una altura de unos 25 kilómetros. La cantidad del ozono en esta capa es muy pequeña y si fuera confinada a una presión y temperatura como las de existentes en la superficie de la tierra, su espesor sería solo de 3 milímetros. El hecho que la presión a una altura de 50 kilómetros sea tan pequeña, permite que el espesor de esta capa sea muy grande a esas alturas. Una vez que la capa había sido localizada, la pregunta era, cómo se había formado a partir del oxígeno presente en la atmósfera. La molécula de ozono consiste de tres átomos de oxígeno, pero la molécula de oxígeno solo contiene dos átomos. La teoría mostraba que ciertas longitudes de onda de la radiación ultravioleta (uv) del sol, desintegran las moléculas de oxígeno 2 1 Â (Amstrong) = m 8

15 O 2 para producir átomos de oxígeno. Algunos de estos se combinan con las moléculas para producir ozono O 3 mediante las reacciones O 2 + uv O + O O + O 2 O Evidentemente no todos los átomos se combinan con las moléculas; algunas permanecen como átomos libres y la conclusión sorprendente a la cual se llegó, era que sobre los 150 kilómetros, las moléculas están casi completamente disociadas y el oxígeno está presente solamente en su forma atómica. La alta atmósfera consiste por lo tanto de oxígeno atómico y de helio 3. El conocimiento de los constituyentes de la atmósfera que se obtuvo por esos días era superficial e imperfecto. Este fue suplementado posteriormente por observaciones de dos fenómenos naturales que ocurren debidos solamente a que la atmósfera es perturbada por influencias que provienen desde fuera de la tierra. El primer fenómeno, es el de la luminosidad en el cielo, llamado aurora y el segundo corresponde a la naturaleza variable del campo magnético terrestre La aurora Es una suerte, para el propósito de este libro, que la naturaleza provea un fenómeno en la alta atmósfera que es tan obvio e impactante, que ha atraído la atención de los científicos desde Este fenómeno se puede observar en el cielo nocturno de regiones no muy apartadas de los polos geográficos, en forma de espectaculares despliegues de luz coloreada que forman complicadas estructuras que a menudo se mueven y cambian de forma rápidamente. Para quienes viven en las latitudes medias del hemisferio norte, la luminosidad se observa generalmente al mirar hacia el norte y a menudo presenta un color rojizo, como una aurora, de donde proviene el nombre de aurora borealis o la aurora del norte: una luminosidad similar se observa en las cercanías del polo sur, en donde se denomina aurora australis o la aurora del sur. Mediciones del ángulo de elevación efectuadas sobre algunos detalles particulares en la aurora boreal llevadas a cabo de manera simultánea y desde varios lugares, mostraron que la mayor parte de la luz proviene de una altura cercana a los 100 kilómetros. En aquella época, estas observaciones permitieron conocer algo acerca de la naturaleza de la atmósfera en alturas por entonces inaccesibles para los equipos construidos por el hombre. 3 Figura 1.5. Midiendo los ángulos de elevación µ 1 y µ 2 de alguna característica particular de la aurora, según se observa desde dos lugares A y B, se puede determinar la altura h. 3 En ese tiempo, se pensaba que no había hidrógeno en la alta atmósfera. 9

16 La luz proveniente de una aurora es similar a la que se produce en una descarga eléctrica en un gas a baja presión, tal como ocurre en una lámpara de neón, ya que proviene desde una altura donde se sabe que la presión es baja. La pregunta que surge es por lo tanto, si la luz auroral pudiera ser también el resultado de una descarga eléctrica. Estudios de laboratorio sugieren que la luz es emitida por un gas, cuando los electrones libres chocan con átomos o moléculas del gas. Por lo tanto, es natural suponer que el haz de electrones eyectados desde el sol podrían similarmente ser los responsables de la luz emitida en el caso de la aurora, siempre que los electrones pudieran alcanzar el lado oscuro de la tierra. Como una corriente de electrones es similar a una corriente eléctrica, al aproximarse el haz a la tierra, que es un magneto gigante, el haz se podría curvar de tal forma que podría afectar igualmente las regiones donde es de día o es de noche. Además, el haz debería estar concentrado en regiones circulares alrededor de cada uno de los polos. La aurora se ve de hecho, más frecuentemente (de noche) en dos regiones relativamente circulares de este tipo cercanas a los polos. Por lo tanto, la hipótesis de excitación por una corriente de electrones parece ser razonable. Esta teoría sobre la aurora fue aceptada en 1920 y le permitió a la gente darse cuenta que los violentos cambios que se observaban en la intensidad de su luz, correspondían a cambios en la corriente primaria de electrones provenientes del sol. Un estudio del espectro de la luz auroral, revela líneas características de nitrógeno molecular, junto con una línea verde que no había sido obtenida previamente en los tubos de descarga en los laboratorios. Por muchos años, el origen de esta línea permaneció como un misterio, pero finalmente en 1924, se demostró que provenía del oxígeno atómico. Este hecho es consistente con lo que se conoció después utilizando la teoría del ozono, esto es, que en las alturas en donde ocurre la aurora, el oxígeno está en su mayor parte en forma atómica. Es interesante preguntarse por qué la línea verde proveniente de la luz auroral era difícil de producir en el laboratorio. Una descarga excitada por un haz de electrones emite luz cuando un átomo absorbe una cierta cantidad de energía desde el haz, en la forma de un fotón de luz. Pero también puede ocurrir que, en vez de emitirse un fotón, el haz transfiera su energía a otro átomo o molécula, particularmente a uno que tenga las condiciones energéticas para recibirlo. Si durante una colisión la energía se transfiere antes que se emita un fotón, entonces no hay luz, pero si el fotón se emite primero, entonces sí la hay. Es una cuestión de qué ocurre primero, la emisión del fotón o la colisión. Después de haber excitado un átomo de gas por un haz de electrones, la mayoría de ellos emiten un fotón dentro de un breve tiempo, del orden de 10-8 segundos, que es mucho mas corto que el tiempo transcurrido entre colisiones en una descarga de laboratorio. Por lo tanto, la luz tiene tiempo de ser emitida. Sin embargo, los átomos de oxígeno tienen la peculiaridad que, cuando adquieren energía desde los electrones, tienden a mantenerla por un tiempo bastante mas largo, cercano al medio segundo, después de lo cual emiten un fotón que produce la línea verde del espectro. Durante este período de espera, un átomo de oxígeno en una descarga de laboratorio colisiona muchas veces con otros átomos, a los cuales traspasa su energía mucho antes del tiempo que necesita para que pueda emitirse un fotón; por lo tanto no se produce la línea verde. En la atmósfera por otra parte, en alturas sobre los 100 kilómetros, hay muy pocas partículas que puedan aceptar la energía desde un átomo de oxígeno y el tiempo que transcurre hasta que que se produzca una colisión es comparable con el tiempo necesario para que ocurra la emisión de un fotón. Hay por lo tanto una buena posibilidad de que el fotón se emita antes de que su energía sea llevada por una colisión y de esta forma el fotón se puede observar en la línea verde de la luz auroral. 10

17 Figure 1.6. La luminosidad en el cielo, frecuentemente vista en la dirección del norte por aquellos que viven en altas latitudes, a menudo tiene la forma de un amanecer norteño: de ahí el nombre de aurora borealis 11

18 Figura 1.7. El espectro de la luz proveniente de una aurora, fotografiada en A comienzos de 1920, se sabía que las regiones rojas y azules del espectro eran emitidas por el nitrógeno molecular, pero el origen de la línea verde intensa no estaba aún explicado. Posteriormente, se demostró que provenía del oxígeno atómico. 1.3 El Sol y sus manchas Los fenómenos de la aurora y geomagnetismo serán descritos en la siguiente sección y se relacionan estrechamente con los eventos solares. Conviene entonces describir lo que se conocía antes del 1924 acerca del comportamiento del sol. La distribución de energía en la luz solar había sido estudiada por muchos años y las mediciones se habían extendido desde el extremo infrarrojo al ultra-violeta. En la parte visible del espectro, la intensidad de la radiación varía con la longitud de onda, como si el sol estuviera a una temperatura de 6000 grados 4. Esta misma variación se encuentra en las longitudes de onda mas cortas que 2900 Â, hacia la región ultravioleta, donde el ozono atmosférico absorbe la radiación completamente. Esta absorción es de hecho afortunada, ya que si las longitudes de onda mas cortas alcanzaran la superficie terrestre, serían letales para la vida animal y vegetal. A mediados de 1920 era común estimar la intensidad de la radiación solar a menores longitudes de onda, bajo el supuesto de que el sol continuaba radiando aún en las partes del espectro que no se podían observar, como si su temperatura fuera de 6000 grados. Esto significa que la intensidad decrece rápidamente a medida que las longitudes de onda son mas cortas y la intensidad de los rayos x es por lo tanto muy pequeña. La intensidad de la radiación solar debe de ser muy grande cerca del sol y como fue sugerido por Milne en 1926, puede producir una presión radiativa que en ciertas circunstancias, puede causar que los átomos de calcio sean empujados desde el sol hacia la tierra, con velocidades de 1600 kilómetros por segundo. 4 En este libro, la palabra grados referida a la temperatura, significa grados absolutos 12

19 Figure 1.8. Observaciones de la radiación solar efectuadas desde la tierra, muestran que su intensidad varía desde el infrarrojo al ultravioleta (línea continua), como se espera lo haga un cuerpo negro que tiene una temperatura de 6000 grados (línea punteada). Sin embargo, en la región de longitudes menores que los 2900 Â, la atmósfera absorbe completamente la radiación. De vez en cuando, aparecen sobre el sol algunas manchas oscuras: de hecho, ellas son muy brillantes y se ven oscuras solo porque se observan contra el disco solar que es más luminoso. Si una de ellas se pudiera separar del sol y se suspendiera sola en el cielo, se vería unas cien veces más brillante que la luna llena. Observaciones de las manchas solares sobre un período de 250 años, muestran que su número aumenta y disminuye de manera más o menos regular en un intervalo de tiempo denominado período solar que se repite cada 11 años. Actualmente se cree que este ciclo representa una oscilación importante en la estructura del sol y se han buscado variaciones correspondientes en la intensidad de la luz solar, pero a la fecha éstas no se han encontrado. Si una mancha persiste por un tiempo suficientemente largo, éstas parecen moverse a través del disco solar con un período cercano a los 13.5 días. Cuando las manchas solares alcanzan el borde del sol, desaparecen y luego vuelven a aparecer por borde ubicado al otro lado 13.5 días mas tarde. Estos movimientos nos dan evidencia de que el sol rota con un período cercano a los 27 días. A veces la superficie del sol se perturba por repentinas tormentas que se revelan como zonas de intensa emisión de una luz roja particular, que es emitida por el hidrógeno y que se conoce con el nombre de H α. Estas emisiones no son visibles normalmente al observar todo el disco solar, pero sí con la ayuda de un espectrohelioscopio que aísla la radiación H α del resto. La intensidad de la luz aumenta rápidamente dentro de un minuto o menos y luego comienza a decrecer lentamente a su valor normal en un lapso de unos 30 minutos. Este fenómeno, denominado llama solar, usualmente ocurre en las cercanías de una mancha solar. Llamas de este tipo dan cuenta de la liberación de una enorme cantidad de energía; su ocurrencia se encuentra asociada a perturbaciones localizadas en la alta atmósfera, de lo cual se hablará mas adelante. 13

20 Figure 1.9. Una fotografía del sol con varias manchas en su superficie. La luz que proviene del sol, nos llega principalmente de un disco bien definido. Sin embargo, cuando se lo cubre totalmente como ocurre durante un eclipse total de sol, se puede ver alrededor del disco una región de luminosidad mucho mas difusa que se extiende a distancias comparables con el radio solar; a esta zona se la denomina corona y se piensa es una fuente importante de radiación ionizante. 1.4 Geomagnetismo La aurora nos provee evidencia directa del estado de la alta atmósfera y nos sugiere que esta puede estar profundamente influenciada por la radiación proveniente del sol. Estudios del magnetismo terrestre (geomagnetismo), sugirieron a los primeros investigadores, que las radiaciones incidentes podían ionizar la atmósfera a grandes alturas y por lo tanto, las partículas cargadas podían transportar una corriente eléctrica. Estas ideas fueron sugeridas por mediciones que mostraban fluctuaciones en la dirección de la aguja de un brújula, que eran regulares durante el día, pero que mostraban un comportamiento que dependía del lugar en donde se efectuaba la observación. Por entonces, se sabía que la electricidad produce una deflexión en la aguja de una brújula. Esto llevó en 1882 a Balfour Stewart a sugerir que las fluctuaciones podrían ser causadas por corrientes eléctricas presentes en la alta atmósfera. Cuando esta propuesta se trabajó en detalle, se pensó que las variaciones magnéticas diarias podrían ser explicadas si se pensaba en un gran sistema de corrientes como el mostrado en la Figura 1.14, donde la brújula se mantenía en una posición fija relativa al sol a medida que la tierra giraba en torno a ella. Cuando esta idea se estudió por primera vez en el laboratorio, los experimentos mostraron que, bajo ciertas condiciones, las corrientes podían fluir a través de los gases, siempre y cuando la presión fuera lo suficientemente baja como lo es en la alta atmósfera; se requería de una batería o de un dínamo para mantener las corrientes. Stewart sugirió, por las razones que se darán a continuación, que éste dínamo podía ser la atmósfera misma. 14

21 Figure El número de manchas, se utiliza para representar la importancia de las manchas combinando la información acerca de su número y tamaño. Esta curva muestra como ha variado este número desde 1700 y demuestra la existencia de un ciclo solar con un período cercano a los 11 años. Se sabe que si un conductor eléctrico se mueve a través de un campo magnético, se genera una corriente que fluye por el conductor, como lo hacen los alambres conductores en una armadura de un dínamo que rota en un campo magnético estacionario. Ahora bien, si la alta atmósfera es un conductor y si por alguna razón ésta se moviera a través del campo magnético de la tierra, se comportaría como la armadura de un gran dínamo y la corriente eléctrica fluiría a través de ella. Stewart sugirió que el calor del sol podía causar un movimiento periódico siguiendo las variaciones día-noche. Cuando los detalles del dínamo atmosférica fueron refinados, se vio que este mecanismo explicaba el movimiento diario de la aguja de la brújula. Cuando la teoría del dínamo fue sugerida por primera vez, se pensaba que la alta atmósfera podía conducir electricidad, debido simplemente a su baja presión. Pero hacia el final del siglo diecinueve, la gente comenzó a darse cuenta que para que un gas llegue a ser conductor, primeramente tiene que ser ionizado por un agente externo. El agente que ioniza la alta atmósfera podría provenir probablemente desde el sol: podrían ser los rayos X, la luz ultra violeta, o una corriente de partículas; en la caso, la ionización producida sobre el lado iluminado de la tierra tiene que mantenerse y disminuir en intensidad hacia el lado donde es noche. Las corrientes producidas en el dínamo atmosférico sobre el lado donde es de día, tienen que ser mayores que las del lado donde es de noche, hecho que desde luego había sido sugerido por las observaciones (ver Figura 1.14). 15

22 Figura Una fotografa del sol tomada en la luz roja H α emitida por el hidrógeno. Son visibles tres llamas solares. Figura La corona luminosa que rodea al sol, puede ser fotografiada durante un eclipse solar. Esta es normalmente invisible comparado con el disco brillante del sol. No fue fácil, en los años anteriores a los experimentos de radio de 1924, decidir si la radiación solar era responsable de esta ionización. Esta podría consistir de fotones, de luz ultravioleta, de rayos X o de partículas en movimiento, estuvieran éstas cargadas o no. Las partículas cargadas quizá podían ser excluidas, porque si se comportaban de manera similar a los electrones que producían la aurora, tendrían que caer a la tierra principalmente en las cercanías de las zonas aurorales. Pero existía también la posibilidad de que el flujo de partículas pudiera consistir de una mezcla de partículas cargadas, tanto positiva como negativamente, las que 16

23 interactuaban entre sí, de tal forma que anulaban el efecto que sobre ellas tiene el campo magnético terrestre. Una corriente mixta de ese tipo, o una corriente de partículas cargadas, o de radiación formada por fotones, eran candidatos razonables para ser considerados como agentes ionizantes. Una cosa parecía clara; la ionización no era producida por la corriente de electrones que era responsable de la aurora, porque éstos caían sobre la tierra solamente alrededor de las zonas aurorales y su intensidad variaba muy rápidamente, mientras que la conductividad en el dínamo atmosférico parecía variar solamente con una velocidad correspondiente al cambio noche-día. Figure La dirección de la aguja de una brújula oscila de manera irregular durante cada dia. Las curvas muestran las oscilaciones promediadas observadas en Bombay, durante los meses de verano e invierno. El movimiento angular es muy pequeño: un minuto de arco o 1/60 de grado. Se había formado por lo tanto un esquema que consideraba dos tipos de radiación solar; uno razonablemente constante que podía ionizar la alta atmósfera sobre todo el lado de la tierra en donde era día y otro que podía ser pensado como un jet de electrones emitidos desde el sol, que impactaban a la tierra durante el día y la noche, pero solamente alrededor de las zonas aurorales y que ésta corriente o jet era la que producía la aurora. Figura El sistema de corrientes circulantes en la alta atmósfera que causa variaciones diarias en el campo magnético del tipo mostrado en la Figura Las corrientes fluyen alrededor de círculos, en direcciones opuestas paras las líneas azules y negras. El mapa se dibujó como si se mirara desde el sol. Las regiones subsolares se indican con un asterisco. Flujos de 10:000 amperes fluyen entre cada uno de los círculos, por lo tanto, la corriente total entre el centro y los extremos del sistema es de 60:000 amperes. La aguja de la brújula oscila a medida que la tierra se mueve a través de las corrientes. 17

24 Figura La extensión de la oscilación diaria de la aguja de una brújula varía a través del año en intervalos relacionados con el número de manchas solares. Las curvas muestran el número de las manchas y la oscilación diaria entre 1883 y Observaciones llevadas a cabo durante un largo período habían mostrado que en esta variación diaria, la aguja de la brújula oscilaba sobre un intervalo que variaba en concordancia con el ciclo de las manchas solares y que la variación era alrededor de 1.8 veces mayor en el máximo del período respecto del mínimo. Si las variaciones en el tamaño de las variaciones provenían de cambios a escala terrestre en la conductividad de la atmósfera, la implicación podía ser que la radiación solar estacionaria que producía la conductividad, variaba a través del ciclo solar. Una variación de este tipo era sorprendente, porque se sabía que no había una variación correspondiente en la intensidad de la luz visible que proviene del sol. Figura La intensidad del campo magnético terrestre, muestra violentos cambios durante una tormenta magnética para volver luego a su valor normal al cabo de varias horas. La escala vertical en este registro está tan comprimida, que los cambios diurnos no se notan. Otro aspecto importante de geomagnetismo había sido notado ya en En algunas ocasiones, la variación regular de la aguja de la brújula se interrumpía; los movimientos se hacían mas pronunciados, mas rápidos y menos regulares. Estas irregularidades se denominaban tormentas magnéticas y eran mas intensas en las cercanías de las zonas aurorales. Cuando una tormenta de este tipo esta en progreso, la aurora a menudo se observa inusualmente brillante, como si la corriente de electrones que provienen del sol fuese mas intensa. Parece que los electrones que producen la luz de la aurora, también producen cambios en la conductividad del aire y por lo tanto alteran el flujo de la corriente. Aunque tal explicación toma en cuenta la ocurrencia de las tormentas magnéticas y explica por qué ellas son mas intensas en las zonas cercanas a las regiones aurorales, se tuvo que revisar y elaborar mejor antes de que pudiera 18

25 explicar todas las observaciones. En particular, la conjetura no puede explicar por qué, aunque muchas tormentas son mas intensas cerca de las zonas aurorales, muchas veces se producen con gran intensidad sobre toda la tierra. Figura Si se promedian las tormentas magnéticas mensuales y se grafican a través de los años, se encuentra que siguen el patrón del ciclo solar de las manchas solares. Sin embargo, no existe una relación entre una única tormenta magnética y una única mancha solar. La frecuencia y la intensidad de la aurora y de las tormentas magnéticas se ajustan a las del ciclo solar bastante bien; sin embargo, la asociación es solamente de naturaleza estadística y por lo tanto, la existencia de una mancha solar en particular no puede en general relacionarse con la ocurrencia de una tormenta o aurora dada, aún cuando en los años en que se observan muchas manchas solares, usualmente se producen muchas tormentas. No hay una correlación uno a uno entre los eventos solares y los terrestres. Las observaciones muestran que las mayores tormentas ocurren a menudo cuando una mancha solar muy grande aparece cerca del centro del disco solar. Este hecho parece apoyar la idea que una tormenta es causada por un jet de algo que es proyectado radialmente desde la mancha solar hacia la tierra en donde impacta. Cuando la relación entre tormentas y machas solares fue examinada mas cuidadosamente, se hizo evidente que la tormenta usualmente comienza, no mientras la mancha está exactamente en el centro del disco, sino entre uno y cuatro días mas tarde, que corresponde al tiempo tomado por el jet de radiación ionizante para viajar la distancia desde el sol hacia la tierra. Conociendo este tiempo y la distancia sol-tierra, se puede calcular la velocidad de los electrones y entonces es posible estimar entre cuales latitudes cercanas a los polos serán conducidos los electrones por el campo magnético terrestre y también a que profundidad el jet penetrará en la atmósfera. Cuando estos cálculos fueron hechos, quedó claro que los electrones, que toman uno a cuatro días para viajar desde el sol a la tierra, tenían que perder mucha velocidad como para ser la causa directa de la aurora, ya que de otra manera, producirían una zona auroral mucho mas cercana al polo que las observadas, que se extienden hasta en 25 grados. Además, el jet tendría que ser frenado por la atmósfera a alturas mayores que 100 kilómetros, donde se sabe que ocurre la aurora. La velocidad de los electrones capaces de producir las tormentas y auroras debe por lo tanto ser de una magnitud varias veces mayor. Con la teoría del dínamo atmosférica del geomagnetismo, era claro que la explicación estaba en buen camino, pero faltaba considerar algunos puntos de importancia fundamental. 1.5 El recorrido de las ondas de radio y la capa de Heaviside Ya que los dos fenómenos, aurora y geomagnetismo hasta ahora mencionados, pueden ser observados con equipos muy simples, no es sorprendente que condujeran a tempranas 19

26 especulaciones acerca del estado eléctrico de la alta atmósfera. El tercer fenómeno que nos interesa, fue notado más recientemente y tiene que ver con la forma en la cual las ondas de radio son transmitidas a distancia. En 1901, poco tiempo después de la invención de la radio, Marconi tenía éxito en transmitir señales sobre el inmenso océano Atlántico, desde Inglaterra hacia América. Este logro era difícil de explicar; se sabía que las señales de radio provenían de los movimientos ondulatorios electromagnéticos como la luz, con la única diferencia que su longitud de onda era mayor; se sabía también que ondas de este tipo viajaban siguiendo una trayectoria cercana a una líneas recta, pero que inevitablemente eran curvadas por el proceso conocido como difracción; pero los cálculos efectuados mostraban que esta curvatura era insuficiente para explicar el viaje de las ondas alrededor de la tierra. Después de los experimentos de Marconi, se hicieron nuevos intentos para tratar de explicar el fenómeno señalado. MacDonald revisó la teoría de la difracción y mostró que las ondas podían curvarse sobre la tierra lo suficiente como para poder viajar la distancia requerida. Este fue un resultado notable e interesó a Lord Rayleigh, quien inmediatamente escribió un paper para mostrar que Mac-Donald estaba errado y que de hecho las ondas no podían ser difractadas por ningún objeto de ese tamaño. Hay un pasaje significativo en el paper de Rayleigh, el cual es útil mencionar para todos aquellos que son cegados fácilmente por las matemáticas. El escribe: El entonces concluye: Los resultados de MacDonald, si fueran aceptados, ciertamente explicarían el éxito de Marconi; pero me parecen que ellos están sujetos a objeción. La primera que tengo que ofrecer, es que nada de esto se ha observado en el caso de la luz. La relación entre la longitud de onda y el diámetro del objeto en el fenómeno de Marconi, es similar al caso cuando la luz incide sobre una esfera de una pulgada de diámetro. Por lo tanto, yo estoy seguro que nada de luz alcanza el hemisferio oscuro a través de algún ángulo observado bajo condiciones especiales, aunque la esfera esté muy pulida. Seguramente yo seré increpado como si tuviera algo en contra de los argumentos matemáticos y a continuación explica en detalle porqué la matemática estaba errada. El punto que interesa aquí es que aún un matemático con la habilidad de Rayleigh, prefirió visualizar el problema a la luz del sentido físico común, en vez que a través de un elaborado trabajo matemático. Nosotros debiéramos seguir el ejemplo de Rayleigh. La otra explicación que se dio y que es más correcta, tiene más la naturaleza de una conjetura que de una teoría. Casi simultáneamente Heaviside en Inglaterra y Kennelly en América, sugirieron que para propagar ondas a grandes distancias, tiene que existir un reflector en las alturas que esté formado probablemente por cargas eléctricas libres en la región alta de la atmósfera. Esta capa reflectora hipotética, ha sido llamada desde entonces la capa de Heaviside y mucho de este libro tiene que ver con los detalles de su estructura. Pero antes de discutir respecto a lo que se conocía antes de 1924, es interesante examinar con un poco mas de detalle las sugerencias hechas por Heaviside y Kennelly. La conjetura de Kennelly era: Se puede inferir con seguridad que a una altura cercana a los 80 kilómetros o 50 millas, existe una zona de rarefacción que a temperaturas ordinarias acompaña a corrientes conductoras alternas de baja frecuencia y que son cerca de 20 veces mas grandes que las presentes en el agua del océano...la capa de estratos conductores puede tener poca influencia sobre las ondas que son transmitidas unas pocas millas sobre ellas. Para las ondas que se transmiten a distancias mayores que 50 millas, es posible que ellas puedan alcanzar una superficie reflectora en los estratos conductores estratificados del aire. Parece razonable suponer que las perturbaciones electromagnéticas emitidas desde antenas inalámbricas que emiten de manera horizontal y también hacia arriba, alcancen el estrato conductor de la atmósfera y posteriormente se propaguen horizontalmente durante 50 millas, confinadas en una capa ubicada entre la superficie eléctricamente 20

27 vaga: reflectora del océano y la superficie o sucesivas superficies de capas eléctricamente reflectoras de aire rarificado...tan pronto como las ondas alcanzan los equipos de medición, se pueden calcular las condiciones eléctricas de la alta atmósfera a partir de la atenuación que ha experimentado la onda. En comparación con esta declaración, la conjetura de Heaviside fue redactada de manera Posiblemente puede haber una capa lo suficientemente conductora en el aire ubicada en altura. Si así fuera, las ondas podrían arribar a ella en ciertas ocasiones. Estas ondas se propagarían entre el mar y la capa superior conductora Es por lo tanto sorprendente, que el reflector hipotético se haya denominado generalmente como la capa de Heaviside y el nombre de Kennelly fuera omitido. La razón para esta nomenclatura ha sido explicada de la siguiente manera. Parece que Heaviside desarrolló esta idea de manera mas completa y la envió escrita para ser publicada en un artículo del The Electrician. Desafortunadamente, un referí a quien le fue enviado el artículo, lo extravió y nunca apareció impreso. Después, en 1912, Eccles escribió un paper sobre transmisión de ondas de radio, que se refería al efecto de una capa ionizada. Como estaba al tanto del artículo rechazado de Heaviside, decidió referirse a la capa como la capa de Heaviside, costumbre que aún permanece. Figura Arriba No se esperaba que las ondas de radio viajaran desde Inglaterra hacia América, mas fácilmente que lo que lo hace la luz para viajar un cuarto de circunferencia alrededor de una esfera de radio 3 cm desde un punto ubicado sobre su superficie. Rayleigh mostró lo anterior, comparando el radio de la esfera con la longitud de onda. Abajo Heaviside y Kennelly sugirieron que una onda de radio viajaba alrededor de la tierra después de reflejarse varias veces en la capa de Heaviside ubicada en la alta atmósfera. Volvamos a la idea que la capa conductora es responsable para la transmisión de ondas de radio a grandes distancias. Después del experimento de Marconi, se establecieron lazos de comunicación comercial a través del Atlántico y se desarrollaron métodos para medir la intensidad de las señales. Se notó entonces que la intensidad variaba de manera regular durante el día, las estaciones y durante el ciclo solar y que las variaciones diarias eran perturbadas cuando una tormenta magnética se estaba formando. 21

28 Estos hechos sorprendentes sugirieron que un estudio de las ondas de radio podrían conducir a un nuevo conocimiento acerca de la atmósfera superior y se desarrollaron teorías para mostrar como una capa ionizada refleja las ondas de radio y como la cuantía de la reflexión depende de la concentración de cargas libres presentes en ella. Llegó a ser claro por entonces, que las variaciones diarias y estacionales de las señales podrían ser explicadas si la concentración de las cargas variaban con la inclinación de los rayos del sol: así, la variación de la intensidad de la señal con el ciclo solar era particularmente interesante, porque proveía evidencia, además de la provista por el geomagnetismo, que la radiación ionizante en sí misma fluctúa con este ciclo. La intensidad anormal de las señales de radio que ocurren durante una tormenta magnética, podían ahora ser explicadas en términos de un aumento en la ionización causada por la corriente corpuscular solar que produce la tormenta y la aurora. Había sin embargo una seria dificultad en esta explicación, similar a la encontrada al explicar las tormentas magnéticas, porque se sabía que las auroras ocurren solamente en las cercanías de las zonas aurorales, mientras que las anormalidades de las ondas de radio se observaban en todo el mundo. 1.6 La alta atmósfera como se entendía en 1920 Para resumir este capítulo, es conveniente describir como se entendía la alta atmósfera a comienzos de El aire en la tierra consistía principalmente de oxígeno y nitrógeno con una muy pequeña proporción de helio. Los gases permanecían mezclados hasta una altura de 20 ó 30 kilómetros, pero sobre esa altura se separaban y a mayores alturas predominaba el más ligero, el helio. La temperatura decrecía en los primeros 12 a 15 kilómetros sobre el nivel del mar, pero a una altura indeterminada comenzaba a crecer otra vez hasta alcanzar los 100 kilómetros en donde alcanzaba probablemente una temperatura cercana a los 300 grados, veinte grados mas que sobre el nivel del mar. En el lado donde es de día, las radiaciones llegaban a la tierra proveniente del sol y caían sobre la atmósfera, produciendo una capa de ozono a una altura cercana a los 25 kilómetros, razón por la cual el oxígeno existía principalmente en estado atómico más que molecular en alturas sobre los 150 kilómetros. La radiación también ionizaba el aire a una altura no conocida, haciéndola conductora de manera que se forma una capa que refleja las ondas de radio que producen cambios en el campo geomagnético a través del mecanismo del dínamo atmosférico. Esta radiación solar ionizante podía estar compuesta de fotones, de radiación ultravioleta o podía ser una corriente de partículas, cargadas o no. Como sea, su intensidad aumentaba y disminuía con el ciclo solar de 11 años. En algunas ocasiones, las corrientes de electrones emitidos desde el sol eran guiadas hacia las zonas aurorales por el campo magnético terrestre, donde producían las auroras visibles y aumentaban la ionización en la alta atmósfera. Las intensas corrientes producían además perturbaciones en las suaves variaciones del magnetismo y afectaban la propagación de las ondas de radio. La frecuencia de estos eventos variaba con el ciclo solar de 11 años. La visión que se tenía de la alta atmósfera era en alguna medida hipotética. Para justificarla, extenderla y modificarla, fueron necesarios nuevos métodos de investigación. En 1924 las ondas de radio fueron utilizadas por primera vez, con el exclusivo propósito de investigar el contenido electrónico de la alta atmósfera y en las palabras de Kennelly: las ondas inalámbricas nos han llegado a través de mediciones acuciosas y los datos para calcular las condiciones eléctricas de la alta atmósfera están ahora a nuestra disposición. En 1951 se envió equipamiento experimental en vehículos espaciales para efectuar mediciones directas a grandes alturas. El resto de este libro describe las investigaciones de estos dos tipos de mediciones y muestra como ellas han extendido y modificado las primeras ideas que se tenían acerca de las regiones superiores de la atmósfera. 22

29 Capítulo Radiosondeo de la alta atmósfera 2.1 La reflexión de las ondas radiales Cuando se iniciaron las emisoras de radio a principios del año 1920, se notó que la intensidad de la señal recibida durante la noche a distancias cercanas a los 100 kilómetros, a menudo variaba en un intervalo de unos pocos minutos y a veces desaparecía completamente. Este debilitamiento de la señal, según se creía, provenía de la superposición de dos ondas: la que se había propagado sobre tierra (la onda terrestre) y la que se había reflejado en la capa de Heaviside (la onda aérea). Aunque se había creído por algún tiempo que dicha capa podía reflejar las ondas trasatlánticas que incidían sobre ella de manera oblicua, no se tenía evidencia que podían reflejarse también las ondas que viajaban casi verticalmente, hecho que a la fecha no era mas que una conjetura. Por otra parte, si se podía establecer una analogía a partir del comportamiento de las ondas sónicas, se esperaba que las ondas que viajaban verticalmente no se debieran reflejar. En 1924 existían por lo tanto dos grupos que investigaban el tema. De manera casi simultánea, Appleton y Barnett en Inglaterra y Breit y Tuve en América, realizaron experimentos que demostraban claramente que durante el crepúsculo, una onda de radio que viajaba en dirección cercana a la vertical se reflejaba en la capa de Heaviside. Estos fueron experimentos cruciales y de gran importancia, porque sugerían que las ondas de radio podían ser utilizadas como una herramienta para explorar la naturaleza de las partículas cargadas en las regiones ionizadas de la atmósfera. Si se probaba que era posible encontrar una distribución vertical de la ionización en tiempos y lugares diferentes, se podrían obtener conclusiones acerca de la radiación que la ionizaba, que presumiblemente era de origen solar. Este capítulo da cuenta de los distintos tipos de experimentos que fueron realizados con estos objetivos. 2.2 Altura de la reflexión Es posible deducir la altura donde las ondas se reflejan, si se conoce su velocidad de propagación. Mientras las ondas viajen por un aire no ionizado, es decir, en las regiones bajas de la atmósfera, sus velocidades son bien conocidas y tienen un valor cercano al valor de propagación en el vacío. Pero mas arriba, cuando las ondas ingresan en la región ionizada, sus velocidades son distintas. Como en ese tiempo no se conocía nada acerca de la concentración de la ionización, no era posible estimar la velocidad de las ondas a diferentes alturas. Todo lo que se podía hacer, era calcular una altura efectiva, donde se tenía que ubicar una capa delgada y reflectante, que permitiera reflejar las ondas con el tiempo de retraso observado. Se encontró que esta altura efectiva se ubicaba alrededor de los 100 kilómetros y se creía que la altura real en 23

30 donde ocurría la reflexión era del mismo orden, quizá con una incerteza de no más de unos 20 kilómetros, aunque no había ninguna justificación para esto Figura 2.1. Inmediatamente después de la puesta de sol, las fluctuaciones de la señal proveniente de una estación radial de frecuencia media ubicada a una distancia de 100 km, comienza a aumentar. Este diagrama muestra uno de los primeros registros que muestran una atenuación (fading ) observado en Cambridge, de una señal de radio emitida en Londres. 2.3 El mecanismo de reflexión Una vez que se demostró que las ondas se podían reflejar verticalmente y luego que la altura efectiva de la reflexión había sido medida, se hicieron intentos para comprender con mayor detalle en que forma se producía la reflexión. Por entonces se suponía que las ondas radiales inducían oscilaciones en las partículas cargadas de la atmósfera, las cuales radiaban luego ondas secundarias más débiles. Estas ondas se propagaban radialmente en todas direcciones y el problema era entonces considerar cual era su efecto en el receptor. Cuando las ondas de una única fuente llegan a un receptor por trayectorias distintas, ellas se fortalecen solo si las longitudes de todas las trayectorias son iguales. Para el propósito de la presente discusión, la longitud de una trayectoria debe de incluir no solamente la distancia recorrida por la onda entre el emisor (la partícula que oscila) y el receptor, sino que también la distancia recorrida por el frente de onda principal que induce las oscilaciones de la partícula. En la atmósfera, las partículas están distribuidas en posiciones aleatorias, como se muestra en la Figura 2.3. La forma en que las ondas secundarias que llegan al receptor situado en una dirección cualquiera como (A) en la figura, poseen diferentes longitudes totales; en la dirección hacia adelante (B). Sin embargo, la longitud total (incluida tanto la trayectoria que recorre la onda principal antes de alcanzar a la partícula, como también la longitud de la trayectoria de la onda secundaria allí generada hasta el receptor), es la misma. En la dirección B por lo tanto, las ondas se suman para producir una onda mas intensa, mientras que en las otras direcciones, su combinación incoherente produce solamente una onda tan débil, que no serían detectadas hasta que estuvieran disponibles algunas técnicas avanzadas, que se desarrollaron después de la segunda guerra mundial. Mas adelante, vamos a discutir los resultados que se dedujeron de estas ondas dispersadas y que son incoherentes, pero por ahora no nos ocuparemos de ellas y sólo nos concentraremos en la onda intensa que se reradía hacia adelante. 24

31 Figura 2.2. La atenuación de una onda es causada porque en el receptor las ondas terrestres y aéreas interfieren a veces de manera constructiva y otras veces se eliminan entre sí Figura 2.3. Una onda radial pasando a través de una colección de partículas cargadas. La onda principal (líneas gruesas) hace que las partículas cargadas oscilen (flechas pequeñas) y que reradíen ondas secundarias en todas direcciones (líneas finas). En una dirección, tal como A, la distancia recorrida por la onda principal, mas la distancia recorrida por las ondas secundarias, es diferente para cada partícula y la onda que resulta es débil. En la dirección hacia adelante B, las trayectorias tienen la misma longitud y la onda combinada que resulta es intensa La onda dispersada que se genera hacia adelante es intensa y viaja en la misma dirección que la onda original proveniente desde el transmisor y ahora es necesario ver como ellas se combinan. Aunque ellas han recorrido trayectorias iguales, las ondas que han sido radiadas en las partículas, están desfasadas un cuarto de período hacia adelante con respecto a la oscilación de la onda principal (la fase está avanzada por 90, ver apéndice), de manera que cuando las dos ondas 25

32 se superponen, la oscilación en la onda combinada ocurre un poco mas temprano que en la onda original (su fase está levemente avanzada). El resultado es que la onda compuesta parece haber viajado un poco mas rápido y llega primero. Si la concentración de electrones es mayor, entonces la onda reradiada es mas intensa, por lo tanto, en la onda combinada la oscilación ocurre mas temprano (la fase está mas avanzada) y las ondas parecen haber viajado aún mas rápidamente. Un tratamiento completo del problema muestra que la velocidad depende de la frecuencia de la onda, de la masa, carga y concentración de las partículas. El cambio en velocidad es mayor si la frecuencia es menor y mayor si las partículas cargadas son livianas (pues son puestas en movimiento oscilatorio mas fácilmente) que si son pesadas; los electrones ligeros son por lo tanto mas efectivos para aumentar la velocidad de la onda que los iones que son mas pesados. Figura 2.4. Cuando una onda incide oblicuamente sobre una atmósfera que contiene partículas cargadas, y cuya concentración aumenta hacia arriba, la parte superior del frente de onda (A) viaja mas rápidamente que la parte inferior (B), luego, la onda se curva y se refleja. Mientras más cercana a la vertical sea la incidencia de la onda, mas tiene que viajar ésta hasta encontrar una zona que contenga suficientes partículas cargadas que la puedan reflejar. Consideremos enseguida que sucedería si una onda incidiera oblicuamente sobre la parte superior de la atmósfera ionizada. Supongamos además que sobre un cierto nivel, la concentración de cargas libres y por lo tanto la velocidad de la onda, aumenta hacia arriba. Diferentes partes del frente de onda que viajan desde la tierra en dirección oblicua hacia arriba, alcanzarán regiones donde las concentraciones de cargas son distintas. Las mayores concentraciones, que ocurren a mayores alturas, podrían causar que la parte superior del frente de onda viaje mas rápidamente que la parte inferior y por tanto, la onda se curvaría de manera gradual hacia la tierra para formar la onda reflejada 5. Si la onda original hubiese viajado con mayor pendiente, entonces la parte superior del frente de ondas debería haber viajado más rápidamente para seguir a la parte inferior, lo que a su vez habría requerido de una mayor concentración de carga. Si este argumento es desarrollado hasta el final, es claro que cuando una onda incide verticalmente sobre la capa de Heaviside, ésta se reflejará, bajo el supuesto que hubiese alcanzado una altura donde la velocidad de la onda es infinitamente grande como para curvarla de manera muy rápida. Ya que la velocidad depende de manera conocida de la masa, carga y concentración de las partículas cargadas y de la frecuencia de las ondas de radio, es 5 Una situación similar a la discutida anteriormente para las ondas sónicas 26

33 posible calcular la concentración de carga requerida en la altura donde la reflexión ocurre, exigiendo que allí la velocidad sea infinita. Figura 2.5. Pulso de una onda de radio que se utiliza para experimentos de reflexión. Antes de considerar la importante información que se puede obtener en esta manera, miremos más detenidamente las condiciones que determinan la reflexión. 2.4 La propagación de un pulso de radio La reflexión ocurre cuando la velocidad de la onda es infinita, una condición que a primera vista puede parecer algo extraña. Al considerar el tema en más detalle, se debe recordar un punto que es siempre importante en cualquier tipo de movimiento oscilatorio. Una onda estacionaria, de extensión infinita y con intensidad constante, no se puede utilizar en un experimento diseñado para medir la altura de reflexión, porque esta onda produciría una respuesta invariable mente constante en el receptor en tierra, y no sería posible deducir nada. Para que la onda sea útil, se debe de particionar en pequeños trozos o pulsos, cuyo arribo en el receptor sea cronometrado. Esto fue lo que Breit y Tuve hicieron. El mismo efecto puede obtenerse de maneras mas simples; por ejemplo, Appleton y Barnett utilizaron una onda de intensidad constante y alteraron su frecuencia continuamente tanto de ida como de vuelta, midiendo luego el tiempo que transcurrido entre la emisión y la recepción de una frecuencia en particular. Otros arreglos pueden ser utilizados, pero en todos ellos se debe poner algún tipo de rótulo en la onda original para luego cronometrar su llegada en el receptor cuando la onda se refleje. En cualquier tipo de señalización utilizada, conviene imprimir estos rótulos sobre algunos trozos de onda, usualmente denominados grupos. 27

34 Si la velocidad de una onda varía con su frecuencia, como ocurre en la atmósfera ionizada, entonces, la velocidad de un grupo no es la misma que la de la onda (velocidad de fase). En un medio ionizado como el que estamos considerando, las ondas individuales viajan mas rápido que el grupo, por lo que continuamente están apareciendo dentro del grupo, ondas por la parte posterior que desaparecen por la parte delantera. Por supuesto, las ondas de radio individuales son invisibles, pero el mismo tipo de comportamiento se puede observar fácilmente con pulsos de ondas de agua que se propagan en forma circular cuando se lanza una piedra sobre un estanque de agua. Una vez que este pulso ha viajado alguna distancia, se puede ver que éste consiste de un grupo de ondas que se mueven hacia delante como un todo (con la velocidad de grupo), pero si fijamos la mirada en una onda dentro del grupo, veremos que esta se mueve (con la velocidad de onda (fase)) mas rápido que el grupo que la contiene, hasta alcanzar el frente del grupo en donde desaparece, al mismo tiempo que la onda es reemplazada por una nueva onda que aparece en la región posterior del grupo. Cuando las ondas de radio viajan a través del aire ionizado, un aumento en la concentración de cargas eléctricas causa que los grupos viajen mas lentamente y las ondas mas rápidamente. Por lo tanto, cuando las ondas penetran más profundamente en la capa de Heaviside, la velocidad de grupo se hace más lenta progresivamente y la reflexión ocurre finalmente al nivel donde el grupo queda en reposo. Es quizá más fácil visualizar el mecanismo de reflexión en términos de velocidad cero del grupo, en vez de hacerlo en términos de una velocidad infinita de la onda. Una vez que el mecanismo de reflexión fue comprendido, fue posible hacer algunas deducciones acerca de las partículas cargadas que están presentes en diferentes alturas. Antes de entrar en materia, es conveniente hacer una pausa para discutir cual es el efecto que determina la intensidad de la onda reflejada. 2.5 Intensidad de la onda reflejada y la absorción en la capa Los primeros experimentos habían mostrado que las ondas provenientes de emisoras comerciales se reflejan solamente durante la noche, cuando la luz solar alcanza la capa en el crepúsculo y se debilitan rápidamente hasta que en una o dos horas más tarde se llegan a hacer indetectables. Este debilitamiento no puede ser atribuido a una falla en la capacidad reflectora de la capa, porque la llegada de la radiación solar de alguna manera fortalece la capacidad de reflexión por medio del aumento en la concentración de las partículas cargadas. Pudiera ser entonces que durante las continuas reflexiones de la onda entre los distintos niveles, las ondas cedieran parte de su energía a la atmósfera ionizada alrededor de ella en forma progresiva, siendo la absorción mayor cuando hubiera mas ionización. Por lo tanto, el mecanismo de absorción tenía que ser estudiado. El mecanismo de reflexión había sido explicado en términos de ondas que reradiaban energía desde las partículas cargadas y que eran puestas en movimiento por la onda incidente. Si consideramos esta situación mas cuidadosamente, veremos que la energía proporcionada por la onda principal es transmitida a las cargas para luego ser reradiada en la forma de paquetes de ondas, las que, al interactuar con la onda principal, le alteran su velocidad. Pero esta no es toda la historia: durante sus oscilaciones, las cargas a menudo colisionan con partículas neutras del aire que las rodean. Después del rebote ocurrido en una colisión, la dirección que adquiere depende de las circunstancias particulares de la colisión; las oscilaciones regulares son interrumpidas y la energía tiene que ser provista por la onda principal para reinicializarse. Por lo tanto, la onda pierde energía cada vez que las cargas que oscilan entran en colisión, llegando a ser cada vez más débil o absorbida a medida que se propaga. 28

35 Figura 2.6. El mecanismo de absorción de una onda de radio. La onda principal cede energía a los electrones que oscilan, los cuales al colisionar con las partículas neutras y rebotar en direcciones aleatorias, transportan la energía de oscilación con ellas y por lo tanto aumentan su temperatura. La cantidad de energía absorbida por un volumen particular de aire, depende del número de colisiones efectuadas por las partículas cargadas dentro de él y por ende, del número de partículas cargadas por cada centímetro cúbico (su concentración) y del número de colisiones que ocurren por segundo (su frecuencia de colisión). La absorción se determina por el producto de estas dos cantidades y como la frecuencia de colisión depende de la concentración de las partículas neutras con las que las partículas cargadas con las cuales pueden colisionar, se sigue que la absorción es mayor si la concentración de las partículas cargadas o de las partículas neutras aumenta. Por lo tanto, la absorción es mayor cuando las partículas cargadas son más numerosas y en lugares donde el aire es más denso, es decir, donde la concentración de partículas cargadas sea mayor. El decrecimiento observado en la intensidad de las ondas reflejadas a la salida del sol, se explica diciendo que es causada por un aumento en la ionización por debajo de la zona de reflexión, a una altura donde las partículas neutras son muy numerosas y donde ocurren muchas colisiones. Este aumento en la ionización débil se produce principalmente por la llegada de los rayos de sol en amanecer. Aunque la mayoría de la absorción ocurre en la parte baja de la atmósfera, donde la frecuencia de colisión de los electrones es grande, una significativa cantidad ocurre también cerca del nivel donde la onda se refleja, por las siguientes razones: Cuando una onda cuya potencia es constante, alcanza una altura donde su velocidad aumenta, la potencia de su campo eléctrico aumentará también 6 ; y se inducirán grandes oscilaciones en las partículas cargadas. En cada colisión la onda pierde energía y sufre una absorción considerable. Ahora, como se estableció en la sección 2.2, la velocidad de la onda llega a ser muy grande (idealmente infinita) al nivel de la reflexión; el campo eléctrico es por lo tanto muy grande y ocurre una gran absorción a ese nivel, aún si la frecuencia de colisión no lo es. Normalmente esta fuerte absorción cerca de los niveles de reflexión ocurre solamente a cortas distancias y su efecto sobre la onda reflejada es pequeño. En algunas circunstancias sin embargo, los pulsos de radio se propagan en gran parte de su trayectoria con una velocidad de grupo pequeña, produciendo un retraso temporal (delay) adicional. La absorción es entonces mayor y la teoría muestra que la frecuencia de colisión puede se puede deducir, si se hace una comparación entre el aumento del retraso del eco y el decrecimiento de la intensidad del pulso. Comparaciones de este tipo han sido utilizadas para 6 Este aumento en el campo eléctrico de la onda, está acompañada por un decrecimiento de su campo magnético y la potencia en la onda (aparte de la absorción) que es proporcional al producto de estos dos campos, permanece constante. 29

36 determinar la frecuencia de colisión cerca de los máximos (peaks) de las capas ionosféricas discutidas en la sección 4.2. Figura 2.7. Producción y pérdida de iones masivos y electrones ligeros. Ionización: un fotón golpea a un átomo y le remueve un electrón negativo, dejándolo como un ión pesado positivo. Recombinación: un electrón se acopla a un ión positivo de tal forma que neutraliza la carga y se forma un átomo neutro. Acoplamiento: un electrón se acopla a un átomo para producir un ión pesado negativo. Es interesante inquirir sobre lo que sucede con la energía que se sustrae de la onda. Para responder esta pregunta, recordemos primero que las partículas cargadas y neutras en la atmósfera están en continuo movimiento aleatorio, con velocidades correspondientes a sus temperaturas. Cuando una partícula cargada es puesta en movimiento oscilatorio por una onda radial, su energía aumenta levemente y por lo tanto, después de una colisión, la partícula rebota con una leve velocidad extra, como si su temperatura fuera levemente mayor, para comenzar el proceso otra vez. El resultado es que la energía que la partícula recibe de la onda, es convertida en cada colisión en una energía desordenada, aleatoria, la cual corresponde a un leve aumento de su temperatura, produciendo un calentamiento de las partículas. El calentamiento de las partículas cargadas podría continuar indefinidamente si no fuera porque finalmente transfieren calor a las partículas neutras que las rodean que son mucho más numerosas ellas. Las partículas que efectivamente son cargadas son electrones ligeros, los cuales traspasan su energía a las partículas pesadas neutras con una sola dificultad: la temperatura de los electrones aumenta sustancialmente cuando una onda de radio que ellos absorben es enviada a la capa. Experimentos y teoría indican que la conexión de un transmisor radial en tierra, puede aumentar la temperatura de los electrones a una altura sobre los 100 kilómetros y con una cobertura tan amplia como 45 grados. 2.6 La concentración de partículas cargadas Una vez que la altura de reflexión de las ondas fue determinada en forma aproximada, fue posible estimar la concentración de las partículas cargadas que las reflejaban. Para este propósito fue necesario conocer la masa de las partículas y por primera vez hubo duda acerca de la naturaleza de las mismas. Se sabía que cuando los fotones que están presente en la radiación 30

37 solar y ionizan el aire, se producen iones positivamente cargados y electrones libres. Pero los electrones no permanecen libres por mucho tiempo: ellos se recombinan con los iones positivos para recrear partículas neutras o se acoplan a las partículas neutras para formar iones negativos. Por lo tanto, pueden estar presentes partículas cargadas con distintas masas: electrones con masas pequeñas y carga negativa, o iones con una masa mucho mayor y con una carga positiva o negativa. Una partícula cargada tiene mas efecto sobre la trayectoria de una onda de radio mientras menor sea su masa, por lo tanto, si los electrones y los iones están presentes en número aproximadamente similar, el efecto de los electrones será predominante. Dicho lo anterior, fue razonable suponer en primer lugar, que las cargas efectivas era la de los electrones y por lo tanto tenía que conocerse su concentración a la altura donde ocurre la reflexión. Por ese tiempo se había estimado que a una altura cercana a los 100 kilómetros, donde ocurre la reflexión, la concentración era de 10 4 electrones por centímetro cúbicos. Otras evidencias habían conducido a la creencia que a esas alturas la concentración de las moléculas neutras era de moléculas por centímetro cúbico, de manera que solo una parte en 10 8 moléculas del aire podría estar ionizado. Por supuesto, podría ocurrir que la mayoría de los electrones se hubieren acoplado a las partículas más pesadas para formar iones negativos, de tal forma que los constituyentes importantes pudieran ser los iones positivos y negativos, a pesar de ser sus masas mucho mayores. Si este fuera el caso, ellas tendrían que ser mas numerosas, de acuerdo a la razón entre sus masas iónicas y electrónicas, es decir cerca de 10 4 veces y su concentración podría alcanzar los 10 8 por centímetro cúbico. Por lo tanto, una de cada 10 4 moléculas podría estar ionizada. Era por lo tanto importante decidir cuales de estos números era el correcto y en esto ayudó la acción del campo magnético terrestre como se verá en la siguiente sección. 2.7 La teoría magnetoiónica Cuando una partícula cargada, ya sea un ión o un electrón, se mueve en un campo magnético, lo hace en una trayectoria espiral, a la vez que se mueve a lo largo de una línea de campo y rota además alrededor de ella. La velocidad de rotación en la espiral depende de la carga y masa de la partícula y de la intensidad del campo magnético. Bajo la acción del campo magnético terrestre, las rotaciones de iones y electrones son alrededor de 100 a 10 6 revoluciones por segundos respectivamente. Ahora, según hemos visto, cuando una onda entra la capa de Heaviside, ésta hace que las cargas oscilen. La pérdida de energía de estas oscilaciones durante las colisiones entre las partículas produce una absorción de la onda y hace que las ondas radiadas desde los lugares donde ocurre la oscilación, modifiquen la velocidad de la onda causando una reflexión. Se podía esperar entonces, que estas oscilaciones pudieran ser modificadas por la rotación de las cargas alrededor del campo magnético terrestre. Si las rotaciones durante una oscilación eran pocas, la modificación sería pequeña, pero si ocurriera el otro caso, la modificación podría llegar a ser importante. Las ondas utilizadas en los experimentos producían alrededor de 10 6 oscilaciones por segundo y este número era similar al número de rotaciones que efectuarían los electrones, pero era mucho mayor que el número de rotaciones que realizaban los iones. Si las partículas efectivas fueran por lo tanto iones, las rotaciones no debieran de ser importante, pero si fueran los electrones los que rotan, podría haber un efecto que se podría detectar. Cuál podría ser? Afortunadamente no fue necesario investigar este problema teóricamente a partir de primeros principios, porque un problema similar haba sido resuelto alrededor de 1900 por Lorentz, quién a la sazón estudiaba la trayectoria de ondas luminosas a través de un cristal transparente ubicado en el espacio entre los polos de un magneto. El supuso que cada molécula del cristal consistía de un electrón que era atraído por una fuerza eléctrica hacia la carga positiva, de tal forma que su movimiento resultaba ser oscilatorio, con una frecuencia igual a su frecuencia 31

38 natural. El había estudiado lo que sucedía cuando una onda forzaba a los electrones a oscilar con una frecuencia determinada y como estas oscilaciones se modificaban por la presencia del campo magnético superimpuesto. Su conclusión fue, que a una frecuencia en particular era posible que dos tipos distintos de ondas atravesaran el cristal con distintas velocidades: el las denominó, ondas características. La descripción de las ondas características se puede dar más simplemente si vemos lo que sucede a pequeña escala. Si no hubiera campos magnéticos impuestos, la onda forzaría a los electrones a oscilar en la dirección de su campo eléctrico. Las ondas reradiadas a partir de estos electrones presentan oscilaciones eléctricas que están también en la misma dirección y se suman a la onda original, para producir una oscilación del campo eléctrico similar a la de la onda original (la fase podría ser distinta, según ha sido explicado, debido a la alteración de su velocidad). Ahora, si se tiene un campo magnético presente, el campo eléctrico de la onda incidente induce oscilaciones en los electrones, pero no en su propia dirección, sino en movimientos circulares alrededor de las líneas de fuerza del campo magnético y los electrones reradían entonces ondas secundarias que tienen un campo eléctrico que está rotando. Estas ondas al combinarse con la onda original, producen un campo que oscila de manera complicada. La palabra polarización, se utiliza para indicar la naturaleza del campo eléctrico oscilante en una onda: si este oscila a lo largo de una línea recta, decimos que la polarización es lineal; si rota, decimos que tiene una polarización circular o elíptica. En el ejemplo en discusión, la onda original tiene una polarización lineal, pero la reradiada tiene una polarización circular o elíptica y cuando estas ondas se superponen, producen una onda modificada que también tiene polarización circular. Una onda linealmente polarizada que incide sobre un cristal, emerge como una onda con polarización circular; su polarización ha sido alterada. Existen si embargo, dos tipos particulares de polarizaciones que no son alteradas por el cristal. En cada uno de ellos, el movimiento de los electrones es similar al campo ondulatorio que induce su movimiento: las ondas reradiadas tienen así la misma polarización que la onda original y ellas se combinan de tal forma que no cambian su polarización. Estas son las ondas características; ellas viajan con distintas velocidades y son polarizadas con campos eléctricos que rotan en direcciones opuestas. Si una onda con polarización distinta incide sobre el cristal, se puede particionar en estas dos ondas, las cuales se propagan de manera independiente. Esta teoría fue desarrollada por Lorentz para explicar algunas de las observaciones hechas por Faraday, quien, en una investigación entre la luz y el magnetismo, había experimentado con haces de luz pasando a través de sustancias transparentes ubicadas entre los polos de un magneto. Es interesante notar que el éxito de la teoría fue una de las principales razones en 1900 para creer que los electrones, que habían sido descubiertos por J.J.Thomson y que se movían libremente en una descarga de gas, también existían en las moléculas de algunos cristales transparentes, pero ahora estando ligados a cargas positivas. La teoría de Lorentz se ocupaba de un problema que era un poco mas complicado que la teoría de la capa de Heaviside, porque los electrones de Lorentz estaban ligados por fuerzas eléctricas a las cargas positivas en los átomos y podían efectuar sus propias oscilaciones naturales, mientras que los electrones en la capa de Heaviside las oscilaciones eran libres y eran inducidas solamente por la acción de la onda portadora. Por otro lado sin embargo, Lorentz se vio enfrentado a un problema mas simple al considerar solamente aquellas situaciones donde la luz viaja a lo largo de ángulos rectos respecto del campo electromagnético impuesto, mientras que en experimentos de radio, el ángulo entre las direcciones de propagación de la onda referido a la dirección del campo magnético terrestre, tenía un valor intermedio. La gente de radio modificó la teoría de Lorentz en dos maneras: en primer lugar, se trabajó con electrones libres y no con electrones ligados y en segundo lugar, se consideraron situaciones donde el ángulo entre el 32

39 campo magnético y la dirección de propagación era arbitrario. La teoría que resultó, conocida ahora como la teoría magneto-iónica, ha jugado desde entonces un rol central en las investigaciones de la alta atmósfera por ondas de radio. Aún se utiliza ampliamente en estudios, no solamente de la alta atmósfera, sino que en estudios de ondas en plasmas del tipo que son de interés en cosmología y en el estudio de reacciones termo-nucleares. Figura 2.8. El comportamiento de las ondas características. a) Cuando una onda linealmente polarizada pasa a través de un conjunto de partículas cargadas en la presencia de un campo magnético, hace que ellas se muevan alrededor de círculos. Las partículas reradían entonces ondas cuyo campo magnético rota. La onda compuesta que resulta cuando estas dos ondas se superponen tiene un campo eléctrico que también rota, pero con una polarización distinta a la de la onda original. b) Si la onda original tiene su campo eléctrico rotando de una cierta manera, hace que las cargas roten en la misma forma y las ondas que se reradían tienen por lo tanto el mismo tipo de rotación. Cuando estas ondas se añaden a la onda original, producen una onda compuesta cuyo campo también rota en la forma original. En este caso, la polarización no ha cambiado y la onda es una onda característica. c) Una segunda onda característica es posible, rotación está ahora es sentido opuesto. Los resultados de la teoría magnetoiónica están contenidos en una expresión que se conoce con el nombre de ecuación de Appleton-Hartree. La razón de este nombre es interesante. En 33

40 su teoría de ondas pasando a través de un cristal, Lorentz había tomado en cuenta la fuerza que ejercían un par de cargas sobre otro par; matemáticamente, el expresó la fuerza, a través de lo que ahora se llama el término de Lorentz. Cuando Appleton adaptó la teoría de Lorentz por primera vez para aplicarla a los electrones libres (no ligados a cargas positivas), el había omitido el término de Lorentz; un poco después, Hartree investigó el tema y concluyó que el término tendría que haber sido incluido, por lo que la expresión de Appleton se modificó y la ecuación resultante se denominó como la ecuación de Appleton-Hartree. Posteriormente, después de algún trabajo teórico y apoyado por observaciones de ondas reflejadas desde la atmósfera, se concluyó finalmente que el término de Lorentz no debía incluirse en la teoría Magneto-iónica para electrones libres: la ecuación original de Appleton era la correcta, sin la modificación de Hartree, pero con todo, aún es usual denominar tal ecuación como la ecuación de Appleton- Hartree. 2.8 La naturaleza de los niveles altos de ionización Una vez que la teoría magnetoiónica se hubo desarrollado, fue posible considerar en mayor detalle el comportamiento de las ondas que se reflejaban en la capa de Heaviside. En los primeros experimentos, la radiofrecuencia era de 0.75 Mhz, mientras que las frecuencias de giro alrededor del campo geomagnético (girofrecuencia) de los electrones y iones era alrededor de 1.5 Mhz y 100 Hz respectivamente. Si los iones pesados eran las cargas que importaban, las giro frecuencias tendrían que ser removidas de la frecuencia de la onda y los comportamientos de las dos ondas características no tendrían que ser muy distintas. Ambas se tendrían que recibir con similar intensidad y la polarización de la onda compuesta resultante de su adición, dependería de la forma en que se combinaron y en consecuencia, su dirección de rotación iría cambiando de manera continua. Por otra parte, si los electrones fueran las cargas relevantes, las frecuencias de las ondas y las giro frecuencias tendrían que ser similares y las dos ondas características tendrían que comportarse de manera muy distinta: la teoría indicaba que una podría ser absorbida mucho mas que la otra y que en el hemisferio norte, donde el campo magnético está dirigido hacia abajo, el remanente podría estar polarizado con su campo eléctrico rotando en la dirección izquierda. Donde el campo magnético de la tierra se dirige hacia arriba en vez de hacia abajo, el sentido de rotación debiera ser el opuesto. Ahora era posible efectuar un experimento crucial. La polarización de la onda que arribaba se midió en Inglaterra y se encontró que el campo eléctrico rotaba en sentido izquierdo, como si los electrones hubieran causado las reflexiones. Este resultado mostró que los electrones y no los iones, eran los responsables del fenómeno de reflexión. Como corroboración del resultado, el experimento se repitió en Australia, donde el campo magnético terrestre apunta hacia arriba, y se encontró que la rotación ocurría en la dirección opuesta. Pudiera parecer que estos experimentos se hicieron para testar la teoría existente y que la determinación del sentido de rotación de la onda reflejada era una tarea comparativamente simple. Lo fue, aunque en muchos lugares de la teoría era posible cometer un error de signo. El autor realizó estos experimentos en compañía de Appleton y ambos llegamos a la conclusión que en Inglaterra, el sentido de rotación en la onda era hacia a la derecha y que esto estaba de acuerdo con la teoría. Cuando comencé a corregir las pruebas de nuestro escrito, me di cuenta que había un error en nuestro análisis del experimento, por lo que escribí a Appleton que las mediciones mostraban una rotación hacia la izquierda. Mi carta se cruzó una suya, en donde me decía que también había encontrado un error, pero respecto a la teoría magnetoiónica: debido a que el había utilizado un conjunto de unidades llamadas racionalizadas, había trabajado con una giro frecuencia incorrecta para los electrones y la teoría requería una rotación hacia la izquierda. Por lo 34

41 tanto, experimentos y teoría estaban de acuerdo después de todo: fue afortunado que los dos errores que se cancelaban entre sí hubieran sido notados de manera independiente; nosotros no hubiéramos sentido la misma confianza en nuestros resultados si hubiésemos encontrado un error compensatorio solamente después de que uno de nosotros hubiera conducido al otro a investigarlo. Por el mismo tiempo, otro investigador hizo experimentos similares y publicó su conclusión (errada), que el sentido de rotación era hacia la derecha: el después corrigió su resultado. No es siempre fácil estar muy seguros de que todos los signos en las expresiones matemáticas sean las correctas. Una vez que se supo que los electrones y no los iones eran las partículas cargadas que importaban, podía establecerse con certeza que su concentración en alturas cercanas a los 100 kilómetros era mayor que la mencionada anteriormente de 10 4 partículas por centímetro cúbico, por lo cual, solamente alrededor de una parte en 10 8 del aire estaba ionizado. Por comparación, es útil notar que, respecto de las partículas a nivel de la superficie terrestre, una de cada 10 5 es un átomo de helio y esta fracción es usualmente vista como pequeña e insignificante. La proporción de electrones a 100 kilómetros de altura es mil veces más pequeña aún y debido a que ellas están cargadas y pueden reflejar ondas de radio, ha sido posible utilizarlas para proveernos de la información discutida en este libro. 2.9 Mas allá de la capa de Heaviside Los primeros experimentos fueron hechos con ondas de radio que penetraban parcialmente la capa; el siguiente paso era utilizar ondas de mayor frecuencia que pudieran llegar a mayores alturas donde los electrones están más concentrados. Se esperaba entonces, que a medida que la frecuencia se aumentara, el nivel de reflexión lo haría también, hasta alcanzar un máximo donde la capa tuviera su concentración máxima. Si la frecuencia se aumentaba demasiado, no habría suficientes electrones para producir la reflexión vertical y la onda se escaparía al espacio. La frecuencia de penetración podría servir para medir el máximo de la concentración de los electrones. Figura 2.9. Un ionograma que muestra la separación parcial de la capa F en las capas F1 y F2. Las frecuencias de penetración son marcadas en E, F1 y F2. La traza es particionada por efecto magnetoiónico como se explica en la Figura En la mayoría de las investigaciones científicas la gente que trabaja tiene una idea general de lo que se espera medir. Ellos planean una extensión de un experimento existente, generalmente para medir u observar algo inferido a partir de su trabajo previo. En la misma forma que lo hace un explorador habiendo visto una alta montaña a la distancia, ellos hacen una 35

42 expedición detallada para determinar su forma y altura. Pero a veces, en el intento de explicar sus mediciones, los científicos se encuentran con cosas inesperadas. En este caso se dice que se ha hecho un descubrimiento en vez que decir que se ha realizado una investigación. Esto es lo que sucedió en nuestro caso. La frecuencia de las ondas de radio se aumentaron hasta que se alcanzó que el máximo: las ondas de frecuencias mayores penetraron la capa, pero no se perdieron en el espacio como se había esperado, sino que fueron reflejadas por una capa a una altura mayor. Sucedió como le ocurre a los exploradores, que intentan medir la altura de una montaña que está inmersa en un conjunto de montañas hasta que encuentran que detrás de esas existen montañas todavía más altas. Con qué nombre nos deberíamos referir a esta nueva capa? Una capa ya se había sido descubierto (y esta es la manera correcta de decirlo) por Appleton y al principio fue bautizada como la capa de Appleton para distinguirla de la capa inferior que había sido descubierta por Heaviside. Pero que sucedería si se descubrieran otras después? Sería conveniente seguirlas nombrando con el nombre del investigador? Nos pareció que era mejor utilizar alguna nomenclatura mas objetiva, que pudiera ser extendida para trabajar con otras capas que pudieran descubrirse. Por lo tanto, por acuerdo general, se denominó con el nombre de ionósfera a la parte de la atmósfera que contiene suficientes electrones para afectar a las ondas de radio y las capas dentro de ella fueron rotuladas comenzando desde abajo, por letras en orden alfabético. Para dejar espacio a alguna capa no descubierta encima o debajo de una existente, Appleton denominó como capa E a la capa de Heaviside y a su nueva capa como capa F. La altura de la capa E era cerca de 100 Kilómetros y la de la capa F cerca de 250. Appleton explicó su elección de nombres en la siguiente manera. En su primera teoría, el campo eléctrico de la onda reflejada desde la capa inferior fue rotulado con la letra E y después, cuando él descubrió la capa superior, el campo correspondiente fue rotulado con la letra F. Cuando se tuvo que nombrar a las capas, el sugirió utilizar las mismas letras E y F porque en el alfabeto son letras que están cerca Sondeando la ionósfera Después que la capa E se había alcanzado y la capa F se había descubierto, la siguiente tarea era medir la concentración electrónica en sus máximos (peaks). Era un ejercicio relativamente simple encontrar las frecuencias de las ondas que penetraban las capas, insertando estas en una expresión matemática y calculando el máximo de las concentraciones. De todas las variables útiles que describen ondas de radio reflejadas desde la ionosfera, las frecuencias de penetración eran las mas fáciles de medir, por lo cual comenzaron a ser investigadas en diferentes partes del mundo, especialmente en Inglaterra, América y Australia. El aparato comúnmente utilizado para sondear la ionosfera fue originalmente utilizado por Breit y Tuve en América: se le llamó ionosonda. Este instrumento produce un registro fotográfico denominado ionograma, donde se grafica de manera automática el tiempo de retraso de un eco en función de la frecuencia de la onda emitida. A partir de los registros de este tipo, es fácil leer la frecuencia de penetración apropiada para las dos capas (ver Figura 2.10). A veces, durante el día y particularmente en verano, pareciera que pudiera haber otra frecuencia de penetración que está entre las frecuencias bien definidas de los máximos correspondientes a los máximos de las capas E y F. En algunos ionogramas (ver Figura 2.9) aparece esta frecuencia extra bien marcada mientras que otras veces apenas se nota: su nitidez varía de manera regular a través del día y de la estación, como si tuviese algún significado fundamental. Se ha observado a veces que la capa F se divide total o parcialmente en dos subcapas, las cuales han sido denominadas por F 1 (la inferior)y F 2 (la superior). Ambas frecuencias de penetración pueden proveernos de mediciones de concentración de electrones en 36

43 sus respectivos máximos. Debido a que la frecuencia de penetración F 1 no es muy definida, como ocurre con el máximo de la capa F 2, se acostumbra a referirse a la capa F 1 como el frente de ionización en vez del el máximo. Figura Sondeando la ionosfera. Con un ionosonda se envía un pulso de ondas de radio, que se transmite verticalmente y se recepciona en el mismo lugar después que ha sido reflejado por la ionosfera. La frecuencia de la onda de radio se cambia continuamente en unos pocos minutos y el tiempo de viaje del pulso se registra fotográficamente como un ionograma. En un ionograma (abajo), la escala horizontal indica la radiofrecuencia del pulso emitido. En la escala vertical, se muestra la altura efectiva donde se ubica la capa reflectora. La reflexión es en la capa E si la frecuencia es menor que 3 MHz: dicha capa está ubicada a una altura entre los 120 y 150 kilómetros; sobre esa frecuencia, la reflexión proviene de la capa F que se ubica a una altura efectiva de 250 kilómetros. Entre los 5 y 6 MHz se observan cuatro trazas, correspondientes a pulsos que han sido repetidamente reflejados entre la capa F y el suelo. La mayor frecuencia que se refleja desde la capa F es la frecuencia de penetración F; la última frecuencia en reflejarse desde allí es la frecuencia de penetración E. El campo magnético terrestre divide la onda original en dos ondas características y las frecuencias de penetración se degeneran o particionan; en el ionograma, ellas se señalan en F 0 y F x y también en E 0 y E x. La teoría magnetoiónica indica como se pueden utilizar estas frecuencias múltiples en los cálculos. Los ionosondas ubicados en tierra, solamente proveen información acerca de los electrones que se ubican debajo del máximo de la capa F, pero si uno pudiera observar desde un 37

44 satélite que orbita la tierra a una altura de kilómetros, se podrían enviar ondas hacia abajo hasta alcanzar el máximo. A partir del tiempo que necesitan las ondas para ir desde el satélite hasta la capa donde se reflejan y del tiempo que utiliza en regresar, se podría investigar la distribución por sobre el máximo con un sondeo por arriba. Esto fue hecho precisamente en 1962 en uno de los más elegantes de los muchos experimentos satelitales. Esta medición ha sido llamada (en manera menos elegante) como radiosondeo por arriba. El ionograma por arriba es transmitido por radio a la tierra y se registra como una traza fotográfica. Combinando la información disponible desde los ionosondas ubicados en tierra y de ionosondas ubicados en satélites, es posible estudiar la ionosfera hasta las alturas en que orbitan los satélites. Figura Sondeo lateral. (a) Un ionosonda en un satélite envía pulsos de ondas de radio hacia la capa F, desde donde son reflejados. El tiempo de viaje de ida y vuelta es medido a medida se varía la frecuencia de la onda de radio. Los resultados de las mediciones son enviados a un receptor terrestre por radio telemetría, para ser desplegados como un ionograma. (b) la explicación del ionograma por arriba en (c) 38

45 Pero el radiosondeo por arriba hace mucho mas que extender hacia arriba nuestro conocimiento adquirido por sondeos desde tierra, por tener la ventaja de viajar repetidamente alrededor de la tierra con un período de 90 minutos, y nos provee de información acerca de la distribución de electrones en la parte superior de la región F sobre un área mucho mayor. La región sobre el máximo de la capa F ha sido explorada desde 1958 por medio de una técnica denominada sondeo por dispersión Thompson, que se realiza desde un aparato ubicado en tierra. Aunque los principios del método han estado en las mentes de los investigadores por muchos años, su aplicación tuvo que esperar hasta tener disponible transmisores poderosos que trabajaran en conjunto con grandes antenas y receptores sensibles. La técnica funciona de la siguiente manera. Un intenso haz de ondas de radio se envía verticalmente hacia arriba a una frecuencia mucho mayor que la frecuencia de penetración de la capa, suficiente como para que las ondas puedan escapar de la tierra sin ser reflejadas. En su pasada a través de la ionosfera, el haz pone a los electrones en oscilación y cada uno de ellos radia un tren de ondas bastante débil. Estas ondas se dispersan radialmente y cuando son recibidas en la mayoría de las direcciones, presentan fases que están distribuidas aleatoriamente, porque se originan en electrones situados en posiciones aleatorias (ver figura 2.3). Es solamente en la dirección hacia adelante que ellas se suman coherentemente, en la forma explicada anteriormente, para alterar la velocidad de la onda resultante. En la técnica de dispersión Thomson sin embargo, se hace uso de las ondas que son devueltas hacia la tierra; ahí las ondas se añaden con fases aleatorias (incoherentemente) para producir solamente una potencia bastante pequeña, pero suficiente como para ser captada y registrada por una gran antena y medida por un receptor sensible. Figura 2.12 La dispersión de Thompson. En el método (a), un pulso de radio es emitido y la potencia incoherentemente dispersada por los electrones en el volumen que se indica se mide en el receptor. En el método (b), las ondas de radio son emitidas continuamente y se mide la potencia de las ondas dispersadas lateralmente por los electrones en el volumen indicado. En (c), se muestra como un electrón sobre el cual incide una onda radial, intercepta y reradía una cantidad de potencia que depende de la sección transversal 39

46 Figura 2.13 La gran antena usada para el sondeo de dispersión Thomson en Arecibo, Puerto Rico. La antena consiste de un disco de 300 metros de diámetro, que se ubica en una excavación del terreno junto con los elementos transmisores y receptores que son suspendidos en su foco por alambres amarrados en tres torres. La potencia que retorna a la tierra se puede calcular de la siguiente manera. La energía reradiada por cada electrón es igual a la que es transmitida en el área transversal del frente de onda que se propaga. Esta área fue calculada por J.J. Thomson, inmediatamente después de que descubriera el electrón. La sección eficaz es extremadamente pequeña, del orden de centímetros cuadrados, por lo que un solo electrón debiera dispersar una potencia demasiado pequeña como para ser medida. Sin embargo, si suman todas las potencias emitidas dentro del volumen de ionósfera que es cubierto por un receptor, la medición se puede realizar, si se utilizan las técnicas modernas. La potencia medida es muy pequeña; el número de electrones contenidos en un cubo cuyos lados miden 100 kilómetros y cuyo centro se ubique a una altura de 700 kilómetros es alrededor de 1025, por lo tanto, cuando todas las secciones transversales se juntan suman solamente un centímetro cuadrado. Es un hecho sorprendente que muchos de los importantes resultados que han sido obtenidos por el método de radiosondeo de ondas de radio dispersadas, se calculan a partir de la potencia dispersada por estas pequeñas áreas cuyo tamaño no es mayor que la de una estampilla. Comparando la potencia dispersada en un volumen conocido con la potencia calculada que es dispersada por un electrón, es posible contar el número de electrones n el volumen. En el sondeo de dispersiónde Thomson, el volumen que se utiliza en la ionósfera se determina por una de las dos siguientes maneras. Si el receptor está localizado cerca del transmisor, el volumen está definido en su extensión vertical, ya sea por la longitud de los pulsos de ondas que son emitidos periódicamente o por la extensión de los pulsos que se transmiten o reciben en el haz de la 40

47 antena de emisión. En este caso, el volumen que se utiliza es el menor de ellos. Por otra parte, si el receptor está ubicado a una distancia considerable del transmisor y las ondas son emitidas continuamente, el volumen de dispersión se calcula como el volumen donde los haces de transmisión y recepción se yuxtaponen. Figura 2.14 El ionograma experimental (a) podría haber sido registrado si la distribución de electrones en la ionosfera tuviera una de las formas mostradas en (b). Los resultados obtenidos por los métodos del sondeo por arriba y el sondeo por dispersión Thomson son complementarios; el sondeo por arriba nos provee información acerca de la distribución de electrones en diferentes tiempos y diferentes lugares a medida que el satélite viaja sobre la tierra, mientras que el sondeo por dispersión Thomson nos provee de información continua en un lugar definido. Las mediciones de concentración de electrones han sido hechas también con la ayuda de un radio transmisor ubicado sobre un cohete. El corrimiento Doppler en frecuencia de la onda emitida desde el transmisor en movimiento se mide desde la tierra. La magnitud de este corrimiento está determinada por la velocidad de las ondas que dejan el transmisor y debido a que su velocidad depende de la concentración de electrones en la ionósfera circundante, es posible calcular la concentración en las sucesivas alturas que son alcanzadas por el cohete. Debido a que los experimentos que utilizan un cohete se pueden hacer ocasionalmente y en pocos lugares, el método no es tan fructífero como aquellos ue utilizan ionosondas o dispersión Thomson, pero igual ha provisto de información adicional valiosa, particularmente entre las capas E y F La forma de las capas En los primeros días del sondeo ionosférico, la mayor atención fue puesta en la frecuencia de penetración y no mucho en la forma del ionograma. Sin embargo, es la forma - que relaciona el tiempo de viaje del pulso con la frecuencia del pulso de radiofrecuencia- la variable que se tiene que relacionar de alguna manera con la distribución vertical de los electrones en la ionósfera y en retrospectiva, se ve un poco extraño que esta relación no fuera explorada mas enérgicamente por los primeros investigadores: de hecho, no fue sino has cerca del 1950 que recién fue investigada en forma intensa. Durante los años 1920 y 1930 se hizo un uso limitado de la información contenida en las formas de los ionogramas en la manera que a continuación se describe. 41

48 La velocidad de un pulso de radio que se propaga en la ionósfera, depende de la concentración de electrones de manera conocida: si se conoce la concentración en todas las alturas, es entonces posible calcular el tiempo de ida, reflexión y vuelta. Si este cálculo se repite a varias frecuencias distintas, el resultado puede ser comparado con un ionograma experimental. Por lo tanto, al menos en principio, es posible por un proceso de prueba y error, encontrar la distribución electrónica que produzca el mejor ajuste entre el ionograma observado y el calculado. Desafortunadamente hay una seria dificultad cuando este procedimiento se utiliza con los ionogramas del tipo mostrado en (a) de la figura 2.14, indica la presencia de dos capas. Cualesquiera de las distribuciones mostradas en (b) podría corresponder al ionograma mostrado en (a); cada una podría representar la ionósfera real y no es posible encontrar una solución única al problema. Siempre existe una ambigüedad de este tipo cuando dos capas ionosféricas están sobrepuestas y la concentración de electrones presenta un mínimo en algún lugar entre ellas: a veces la gente se refiere a este fenómeno como la ambigüedad del valle. A pesar de esta dificultad, se hicieron algunos intentos en 1930 para deducir la distribución electrónica a partir de ionogramas, utilizando el método de prueba y error. En aquellos días cuando no se tenía acceso a los actuales computadores electrónicos que son bastante rápidos; hubiera tomado mucho tiempo postular variadas distribuciones electrónicas, calcular los ionogramas correspondientes, compararlos con los observados y elegir el mejor ajuste. En vez de eso, la forma de la distribución fue descrita matemáticamente y los correspondientes ionogramas se calcularon, no mediante un proceso de cálculo numérico, sino por análisis matemático. Para este propósito, fue necesario elegir expresiones matemáticas que hicieran tratable este tipo de análisis y ocurrió que la distribución de electrones pudo ser descrita en término de dos parábolas superpuestas. Con esta distribución, fue necesario hacer cálculos solo una vez: el resultado final podría entonces ser escalado, ajustando seis variables distintas, que corresponden a las alturas, los espesores y los máximos de las concentraciones de las dos capas. Estas cantidades podrían entonces ser cambiadas para hacer que los resultados calculados se ajustaran bien a los ionogramas experimentales, tanto como fuera posible. La figura 2.15 muestra una de las primeras comparaciones de este tipo: la diferencia entre los espesores de las dos capas inmediatamente sugiere importantes observaciones que serán discutidas mas adelante. Figura Las primeras estimaciones de las distribuciones de electrones en las capas E y F. La distribución parabólica doble en (a), podría dar lugar a un ionograma como en (b) que se ajusta razonablemente bien con los datos experimentales graficados. 42

49 El método anterior para determinar la distribución electrónica es indirecta: los investigadores no trataban de deducir la distribución a partir de los ionogramas; ellos procedían en la dirección opuesta y suponían que la distribución que ellos habían deducido de los ionogramas era la correcta. Posteriormente, en los años 1950, cuando fue posible realizar cálculos de manera rápida por medio de computadores digitales, la distribución fue deducida mediante un proceso directo a partir de los ionogramas. Aún entonces, sin embargo, no fue posible remover la ambigüedad que resultaba de la posible existencia de un valle entre las capas E y F. Buscando una mejor propuesta, se supuso que no existía ningún valle de este tipo. La figura 2.16 muestra el tipo de distribuciones electrónicas que se calcularon a partir de los ionogramas experimentales. La distribución de electrones en el lado superior de la región F puede ser deducida de manera similar sin ninguna ambigüedad, a partir de los ionogramas tomados desde satélites: un ejemplo se da en la figura Absorción de las ondas de radio en la región D En su viaje a través de la ionósfera, las ondas de radio sufren una cantidad de absorción que depende del número total de colisiones realizadas en una unidad de tiempo por todos los electrones en un volumen unitario y por lo tanto, del producto de la concentración electrónica y de la frecuencia de colisión. Aunque la concentración de electrones decrece hacia abajo de la capa E, la frecuencia de colisión (que depende de la concentración de partículas neutras en el aire) aumenta mas rápidamente, de manera que la absorción es máxima en alturas cercanas a los 80 o 90 kilómetros, en la región D. Figura Las distribuciones de electrones en (c) y (d) son calculadas respectivamente a partir de los ionogramas experimentales en (a) y (b). Las relación entre el ionograma (a) y la distribución (c), que corresponde a una capa F recombinada, se podría comparar con la correspondiente relación mostrada en la figura 2.15 que ha sido calculada por un método distinto y menos confiable. (b) y (d) corresponden a una capa que se ha separado en un frente F 1 y un máximo F 2. 43

50 Observaciones de la intensidad de las ondas reflejadas por las capas Ey F, muestran que esta absorción es mayor en el día que en la noche y que ésta alcanza un máximo cerca del mediodía, como se esperaría si la ionización de la región D fuera producida por la radiación proveniente desde el sol. La intensidad de las ondas reflejadas varía sin embargo día a día y la variación es particularmente mas marcada en invierno; en algunos días de invierno ocurren absorciones inesperadamente intensas. Volveremos sobre este tema mas adelante. Figura Una repentina perturbación ionosférica (SID Sudden Ionosphere Disturbance) ocurrida el 26 de Noviembre de (a) muestra la intensidad de la señal recibida sobre una distancia de 600 kilómetros en la frecuencia de 9.6 MHz. Entre las 16:15 y 16:25 horas, la señal era demasiado pequeña como para ser detectada. (b) muestra la intensidad de la componente horizontal del campo magnético terrestre. El repentino decrecimiento en intensidad es muy pequeño y corresponde solamente a un 1/5000 del total. Cerca del máximo del ciclo de manchas solares en 1937, se observó una anomalía particularmente interesante en la absorción de las ondas de radio. Esta se presentó en la forma de un repentino aumento de la absorción, seguida por un lento retorno a su valor normal, en un intervalo de tiempo entre tres cuartos de hora y una hora por una única vez durante el día. A este fenómeno se le dio el nombre de perturbación ionosférica repentina, que se abrevia usualmente con la sigla SID (sudden ionosphere disturbance). Esta perturbación no se vio acompañada de ningún aumento notable en las frecuencias de penetración de las capas E y F 7. La absorción anómala asociada con un SID era particularmente notoria en las comunicaciones comerciales radiales de larga distancia y podían ser tan grandes, que las señales 7 Mediciones mas detalladas han indicado recientemente, pequeños cambios en las frecuencias de penetración, pero a la fecha, estas observaciones no han sido completamente establecidas. 44

51 recibidas podían llegar a desaparecer completamente y los operadores podían ser confundidos pensando que sus receptores se habían dañado. A finales de 1930 se estableció que los SIDs, o desvanecedores, ocurrían simultáneamente con la aparición de tormentas solares. Debe recordarse que anteriormente se había encontrado que pequeñas irregularidades en el geomagnetismo, acompañaban generalmente a los eventos de tormentas o llamaradas solares (flares) y que se había sugerido que el aumento en la absorción y el aparecimiento de perturbaciones geomagnéticas eran el resultado de un aumento en la ionización de la capa D, producida por los intensos pulsos de radiación ultravioleta o radiación X, que eran emitidas cada vez que se observaba una llamarada visible. Un pulso de radiación de este tipo podría ionizar solamente el lado iluminado de la ionósfera, que era el único lugar en donde los SIDs eran observados. 45

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53 Capítulo Producción y pérdida de electrones en la atmósfera En este capítulo se muestra como fue posible explicar mucho de la estructura detallada de la ionósfera a partir de observaciones del tipo mencionado en el capítulo 2. Hasta 1951, la única información disponible provenía de las radiosondas ubicadas en tierra y la historia del tema comienza con una evidencia indirecta aportada por ellas. 3.1 Producción y pérdida de electrones y las capas de Chapman Una vez que se pudo medir la frecuencia de penetración, fue posible conocer como se alteraban con el tiempo los máximos de las concentraciones de electrones en las capas. Para explicar estas observaciones, era conveniente tener alguna teoría acerca de como se formaban las capas. Hasta esa fecha, solamente se habían efectuado algunas sugerencias vagas, debido principalmente a lo poco que se conocía respecto de la composición de la atmósfera superior y de la radiación solar que las ionizaba y de lo que podía suceder con la ionización una vez que se formaba. A pesar de la falta de conocimiento detallado sobre el tema, el primer paso que se dio, como ocurre en toda investigación científica de un problema complicado, fue considerar una situación mas simple, que pudiera ser estudiada teóricamente. Para este propósito, se supuso en primer lugar que la concentración de cualquier gas que se ionizaba, decrecía con la altura de manera exponencial y que este comportamiento se podía describir en términos de altura de escala H, cuya magnitud se podía determinar a partir de las observaciones. La siguiente suposición que se hizo, fue la de considerar que la radiación ionizante ingresaba a la atmósfera desde una dirección que apuntaba al sol, que correspondía la dirección donde se producían los electrones y los iones positivos. Se suponía que los electrones permanecían libres por algún tiempo después que se producían, pero finalmente se recombinaban con los iones positivos para formar átomos neutros o moléculas. Bajo estas circunstancias es fácil ver como se forma una capa de electrones en la siguiente forma: en la parte superior de la atmósfera no se puede producir nada, pues no hay suficiente gas para ser ionizado: pero a medida que la radiación ionizante penetra la atmósfera, encuentra cada vez mas aire y por lo tanto se producen cada vez mas electrones. Como la producción de electrones extrae energía de la radicación, ésta se debilita y a una cierta altura se igualan la tasa de aumento de la concentración del gas hacia abajo, con la tasa de decrecimiento de la intensidad de la radiación. En este nivel, donde ocurre el balance, la tasa de producción de electrones es la máxima, pues a medida que la altura de la región considerada disminuye, la concentración del gas aumenta; pero la intensidad de la radiación decrece mas rápidamente y por lo tanto, la tasa 47

54 resultante de producción de electrones se hace menor. La altura donde los electrones se producen mas rápidamente se denomina el máximo (peak) de producción. Figura 3.1. La producción de una capa de electrones cuando la radiación ionizante decae (desde arriba), en gas con que posee una distribución exponencial en altura. Los electrones son producidos mas rápidamente al nivel en donde el aumento (hacia abajo) de la concentración del gas coincide con el decrecimiento hacia debajo de la intensidad de la radiación. En 1931, Chapman, quien investigaba estas materias en detalle, mostró que la tasa de producción de ionización podría variar con la altura en la forma mostrada en las curvas de la Figura 3:2. Las capas correspondientes de electrones se les denominan capas de Chapman. Este trabajo, enfatiza los siguientes puntos importantes acerca de las curvas de la figura 3.2: 1. La altura del máximo está determinado por la concentración y por la escala vertical del gas atmosférico y también por la absorbabilidad de la radiación solar. La radiación menos absorbida penetra mas abajo y forma una capa de electrones. La altura del máximo no depende de la magnitud de la radiación. 2. La tasa de producción de electrones en el máximo depende de la intensidad de la radiación y de la dirección de donde proviene. Esta es mayor cuando la radiación llega verticalmente y es menor cuando lo hace de manera oblicua. Si χ mide el ángulo entre la dirección de la radiación y la vertical (un ángulo que los astrónomos solares denominan distancia cenital del sol), la tasa de producción de electrones en el máximo es proporcional a cos(χ ). 3. Si las curvas que representan las capas de todas las posibles formas son escaladas, parecen ser la misma. El escalamiento se hace fiando el nivel del máximo en cero en la escala vertical (de manera que las distancias medidas hacia arriba son positivas y las hacia abajo negativas) todas las alturas se miden en términos de la longitud de escala tomada 48

55 como la unidad. La curva normalizada se muestra en la Figura 3.2 (b); todas las otras curvas mostradas pueden ser reducidas a esta forma, efectuando el escalamiento anteriormente descrito. Los resultados teóricos pueden ser escalados de esta forma y son particularmente útiles, porque de esta manera solo basta tener en mente una curva normalizada. Una gran cantidad de resultados deducidos a partir de una variedad de suposiciones iniciales pueden ser convertidos en la forma Standard simplemente alterando la escala y el cero de la altura. Las tasas de producción de electrones en gases que absorben de manera distinta y por ende tienen distintas longitudes de escalas y que son iluminadas por radiaciones de distintas intensidades y las que provienen de distintas direcciones, todas ellas pueden ser estudiadas como si fuera una y si las suposiciones de la teoría son satisfechas, todas ellas serán representadas por la Figura 3:2(b) se ajusta convenientemente las escalas correspondientes. Figura 3.2. La capa de Chapman a) La tasa de producción de electrones calculada para una capa hipotética en la cual la longitud de escala vertical es 25 km y el máximo de la tasa de producción es 1:000 por cm3 por segundo a una altura de 175 km, cuando los rayos del sol inciden verticalmente. Las tres curvas corresponden a ángulos solares cenitales (medidos a partir de la vertical) de 0, correspondientes al mediodía del equinoccio en el ecuador, 28 (mediodía en un día de verano en Londres) y 75 (mediodía en un dia de invierno en Londres). b) Si las curvas como en a) son normalizadas midiendo las alturas hacia arriba y hacia abajo del máximo y se elige la longitud de escala como la unidad, las tasas de producción que se refieren al máximo de la tasa para rayos solares verticales, adoptan la única forma mostrada en b). La discusión previa tiene que ver con la tasa a la cual los electrones son producidos por la radiación incidente y corresponde al caso en que no hay nada que contrabalancee esta producción y supone además todo el gas disponible está ionizado. Hay, sin embargo, procesos que resultan en una pérdida de electrones desde la ionósfera, a una velocidad que aumenta con la concentración del gas. Si la tasa de producción permanece constante, la concentración de electrones crece hasta que la tasa de pérdida iguala a la tasa de producción, después de lo cual no ocurren cambios. Por supuesto, la inclinación de los rayos de sol varía realmente y con ello la tasa de producción, por lo que la mayor parte del tiempo la concentración de electrones está variando; no se puede decir por lo tanto que la producción y las pérdidas son idénticas. Sucede sin embargo, que a menudo es suficientemente exacto suponer que las tasas de producción y pérdidas son iguales 8. Por esta razón, ha sido útil discutir el tipo de distribución de electrones que resulta si las dos tasas se balancean: una capa de este tipo se la ha denominado con el nombre de capa de equilibrio. 8 Esta aproximación puede ser hecha cada vez que la tasa a la cual la concentración de electrones varía, es mucho menor que la tasa a la cual los electrones están siendo producidos o destruidos. 49

56 La tasa de destrucción está determinada por una serie de reacciones complicadas entre los electrones y las partículas del aire que los rodea. Debido a que una gran parte de investigación ionosférica se ha dirigido hacia la comprensión de estas reacciones en detalle, es interesante preguntarse por que este hecho ha resultado ser tan importante. 3.2 Un laboratorio de bajas presiones que no tiene paredes Las reacciones que pueden ocurrir entre electrones, iones y partículas neutras en un gas son similares, pero más complicadas que las que ocurren entre partículas sin carga. Se han hecho intentos para investigarlas en el laboratorio, primero ionizando un gas con un flash o destello de luz ultravioleta y luego investigando como decaen las concentraciones de las partículas cuando la luz es removida. Investigaciones de este tipo se denominan fotoquímicas. Ellas son difíciles de llevar a cabo porque las partículas cargadas colisionan frecuentemente con otras partículas y no permanecen el tiempo suficiente para ser investigadas. Si se experimenta con un gas a presión reducida, para que las colisiones sean menos frecuentes, se alcanza una etapa en donde el tiempo que ocupan las partículas entre cada colisión, está limitado por el tiempo que demoran en colisionar con las paredes del envase que contiene al gas. La configuración ideal debiera considerar entonces: usar un gas ionizado a una presión lo suficientemente baja para que los electrones y iones puedan permanecer por un tiempo suficientemente largo para ser estudiados y utilizar un volumen so suficientemente grande para asegurar que cada una de las partículas pueda colisionar varias veces antes de alcanzar las paredes. Estas condiciones están disponibles en la ionósfera: por ejemplo, en la región E, la presión es similar a la de un buen laboratorio de vacío y los electrones viajan en promedio cerca de 100 metros antes de encontrar una partícula en el aire. Si se efectúan mediciones satisfactorias a esta presión en el laboratorio, debería utilizarse un aparato de medición de una dimensión aproximadamente diez veces mayor y la distancia entre sus paredes tendría que ser del orden de un kilómetro. En la ionósfera sin embargo no hay paredes y el volumen experimental está limitado solamente por el volumen dentro del cual la concentración de las partículas permanece efectivamente invariable - aproximadamente en un cubo en donde cada lado es igual a una longitud de escala. La ionósfera provee así un laboratorio de bajas presiones, pero sin paredes y a menudo ofrece inmensas posibilidades para que los teóricos trabajen sus ideas acerca de que sucede a los electrones y iones cuando la presión es tan baja, que las colisiones con otras partículas son importantes pero comparativamente raras. 3.3 Pérdida de electrones: resultados experimentales Un electrón cargado negativamente llega a la existencia en la ionósfera cuando la radiación ionizante lo remueve de una partícula neutra y lo deja como un ión cargado positivamente; este puede desaparecer en al menos dos formas (ver Figura 2.7): la primera es el proceso opuesto al proceso de ionización: en este caso, un electrón y un ión positivo colisionan y sus cargas se neutralizan entre sí recombinándose para formar una sola partícula neutra. Nosotros denominamos a este proceso recombinación. La tasa a la cual los electrones se pierden en esta forma depende del número de encuentros entre iones y electrones y también del producto de sus concentraciones. Si este fuera el único mecanismo para remover electrones, el número de electrones debiera ser igual al número de iones y el producto debiera ser igual al cuadrado del número de electrones. La conclusión que se desprende es que la tasa de pérdida de electrones por recombinación, es proporcional al cuadrado de la concentración de electrones. El segundo proceso por el cual los electrones pueden ser removidos, es uno en el cual un electrón se liga a una partícula pesada neutra para producir un ión pesado negativo: a este proceso le damos el nombre de ligazón. La tasa de pérdida por este proceso está determinado por 50

57 la frecuencia con la que los electrones y partículas neutras colisionan: la dependencia por lo tanto es del producto de la concentración de electrones pero también de la concentración (constante) de partículas neutras. La conclusión importante que se desprende es que, la tasa de pérdida por ligazón es proporcional a la primera potencia de la concentración de electrones (y no a la segunda potencia como ocurre con el proceso de recombinación). Uno de los primeros usos de la teoría de Chapman, fue encontrar cual de los dos procesos, recombinación o ligazón, ocurre cuando se remueven electrones de la ionósfera. En una situación de equilibrio, donde la tasa de producción está en balance con la tasa de pérdida, la recombinación debería producir una capa donde el cuadrado de la concentración de electrones es proporcional a la tasa de producción. Por otro lado, en el caso de que se produjera ligazón, la concentración sdría directamente proporcional a la tasa de producción. Chapman mostró que la tasa de producción en el máximo de la capa es proporcional a cos(χ) (donde χ es el ángulo cenital solar), y por lo tanto, la concentración de electrones en el máximo debiera ser proporcional a cos(χ ) cuando prevalece la recombinación y proporcional a cos(χ) donde prevaleciera la ligazón. Hubo entonces la oportunidad para decidir cual de los procesos era operativo, observando simplemente como variaba el máximo de la concentración de electrones con el ángulo solar cenital. Para hacer observaciones donde el ángulo varía, es posible proceder de varias maneras. Las observaciones pueden ser hechas en un lugar a lo largo del día, donde el ángulo es horizontal a la salida del sol y es bastante inclinado a mediodía. La variación es por supuesto mayor en el verano cuando el sol esta mas alto en el cielo a mediodía y varía a lo largo del año siguiendo los cambios de elevación del sol con la estación. Las observaciones pueden ser hechas desde varios lugares de la tierra y en el mismo tiempo universal o al mediodía local pero en varios lugares, de forma que los cambios en la elevación del sol se pueden interpretar en términos de una separación geográfica. Todas estas posibilidades fueron exploradas y se encontró que en el máximo de la capa E y en el borde de la capa F1, la concentración de electrones era aproximadamente proporcional a cos(χ ) y no a cos(χ). Se concluyó por lo tanto que la pérdida de electrones ocurría por un proceso de recombinación y no por ligazón. Una vez que se decidió que los electrones en las capas E y F1 se perdían por recombinación con iones positivos, se hicieron intentos para medir la tasa de su eliminación. Si la radiación ionizante pudiera eliminarse súbitamente, seria posible determinar su tasa observando simplemente el decrecimiento de la frecuencia de penetración. Por ello se hicieron observaciones de noche, cuando la radiación ya no alcanzaba a la capa, aunque esto no se encontró muy satisfactorio debido a que la concentración de electrones decrecía bastante antes de la puesta de sol y el decrecimiento posterior durante la noche no era suficiente como para poder deducir algún valor que tuviera alguna exactitud. También se hicieron observaciones durante los eclipses, cuando la radiación solar se corta mas rápidamente y se obtuvieron resultados como los mostrados en la Figura 5:2; los resultados fueron sin embargo difíciles de interpretar, mayormente porque no se sabe si toda la radiación ionizante se remueve cuando la luz visible se eclipsa completamente. Otros intentos para medir la tasa de perdida utilizaron el hecho que durante el día la concentración de electrones en el máximo de la capa no aumenta y decrece precisamente en concordancia con la intensidad de la radiación ionizante, sino que lo hace de una manera retrasada, de tal forma que la concentración alcanza su máximo un tiempo después del medio día, cuando la intensidad de la radiación comienza a declinar. Sin embargo, el tiempo de retraso es comparativamente pequeño aunque no fácil de medir. A pesar de la gran cantidad de trabajo que se invirtió en estos métodos, fue difícil deducir un valor confiable para el coeficiente de recombinación que describe la tasa de pérdida y solamente se pudo establecer un orden de magnitud: este es cercano a 10-8 unidades para la capa E y algo menor para el borde de la capa 51

58 F1 9. Para la capa F2, aún no ha sido posible sugerir ningún valor que sea razonablemente consistente. Los resultados experimentales descritos anteriormente condujeron a la creencia que los electrones en la capa E y el borde de la capa F1 se formaban de la forma predicha por la teoría de Chapman, esto es, por la ionización de los gases ionizados por la radiación solar, la cual se distribuye exponencialmente en altura, y que son perdidos por recombinación con los iones positivos. La presencia de dos capas (una capa y un borde) indicaba que estaban presentes dos tipos distintos de radiaciones, que podrían ionizar dos constituyentes atmosféricos distintos. A medida que los resultados experimentales se acumulaban, parecía que lo predicho por la teoría de Chapman no se cumplía tan exactamente, pero se pensaba que las discrepancias eran comparativamente pequeñas y que podrían ser explicadas si la temperatura no era la misma en todas las alturas (de tal forma que los gases no se distribuían de manera estrictamente exponencial) o que existían fuerzas electromagnéticas que movían a los electrones hacia arriba y hacia abajo (ver mas adelante). Todavía se consideraba que el comportamiento de los electrones en la capa E podía ser explicada en esta forma. La capa F fue (y continua siendo) mucho mas difícil de comprender. A veces es una sola capa y a veces se divide y el borde inferior de la capa F1 aparece bien desarrollada. De noche, esta capa es siempre única: en el día el borde de la capa F1 se observa más frecuentemente en verano y cuando nos acercamos al máximo del ciclo solar. Cuando es posible observar el borde de la capa, se nota que su frecuencia de penetración se comporta como se espera para una capa de recombinación de Chapman. Se encontró sin embargo que la frecuencia de penetración de la capa F2 no variaba con la inclinación de los rayos de sol de acuerdo con la teoría y no fue posible decidir si los electrones se perdían por recombinación (comportamiento cuadrático), o por ligazón (comportamiento lineal). La frecuencia de penetración no decrece después de la puesta de sol en ninguna forma claramente definida; al contrario, a menudo aumenta en momentos cuando la capa ya no esta expuesta a la radiación solar. Durante los eclipses la ionización se comporta de diferentes maneras: a veces decrece o permanece constante y otras veces incluso aumenta. La situación era confusa y no era posible hacer ninguna estimación de la tasa de pérdida de electrones. Aunque no era claro si los electrones se perdían por ligazón o recombinación, se suponía usualmente y sin mucha evidencia, que la capa F2 se formaba en la forma descrita por la teoría de Chapman, pero que estaba sujeta a muchas influencias perturbadoras que enmascaraban cualquier comportamiento simple. Esta ideas no son actualmente aceptadas y como veremos mas adelante, hoy se cree que el proceso involucrado en la formación de la capa F2 es distinto de los procesos involucrados en la formación de las capas E y F1; el comportamiento detallado de la capa F2 presenta problemas aún no resueltos, algunos de los cuales se discutirán mas adelante. 3.4 Fotoquímica ionosférica Una vez que se estimaron las magnitudes de los coeficientes de recombinación, se pudieron comparar con valores experimentales y teóricos. Los coeficientes de recombinación que se habían medido en el laboratorio se referían a la recombinación entre iones positivos y negativos de masas comparables, pero en la ionósfera la recombinación ocurre entre iones positivos y electrones negativos que tienen masas muy disímiles. La razón de esta diferencia se 9 El coeficiente de recombinación α se define suponiendo que el número de electrones perdidos por segundo y por centímetro cúbico, es igual a αn 2, donde n es el número de electrones por centímetro cúbico: con esta definición α se mide en unidades de cm 3 s -1 En este libro nos referiremos a tales unidades simplemente con el nombre de unidades. 52

59 debe a que en los tubos de descarga del laboratorio, la presión es considerablemente mayor que en la ionósfera, y los electrones libres se convierten muy rápidamente en iones negativos por ligazón, antes de que puedan recombinarse con los iones positivos: la única recombinación que se puede investigar entonces, es la que ocurre entre los dos tipos de iones. Aunque los coeficientes de recombinación ión--ión medidos en el laboratorio son del mismo orden (10-7 unidades) que los estimados para la recombinación electrón-ión en la ionósfera, se hizo evidente que ellos correspondían a una situación muy distinta y que ninguna conclusión útil podía basarse en su similitud. Fue por lo tanto necesario comparar el valor ionosférico con aquellos deducidos, no de los resultados de laboratorio, sino de los dados por la teoría, que indicaba que el coeficiente para la recombinación electrón-ión debiera ser mucho menor, del orden de las unidades. Con este valor, la capa E podría decaer solamente un poco durante la noche y este tipo de cambio no sería notable en un eclipse. Era claro que algo estaba mal, en la teoría o en los experimentos, por lo que se dedicó mucho esfuerzo para encontrar el error. A finales de la década de 1930, comenzó a pensarse que la discrepancia podía ser explicada si los electrones primero se ligaban a las partículas neutras en una forma más o menos complicada, para formar iones negativos, y que después se combinaban con los iones positivos para formar partículas neutras. Esta explicación requería que en la región E, el número de iones negativos fuera comparable con el número de electrones. Pero en ese tiempo no existían métodos directos para medir la concentración de iones negativos y todo el razonamiento teórico indicaba que este debiera ser muy pequeño, tan pequeño como para dar cuenta de los grandes coeficientes de recombinación medidos. Hasta 1939 se creía que los coeficientes de recombinación para la capa E y el máximo en la capa F1 eran del orden de 10-8 unidades, aunque la teoría sugería que debiera ser del orden de Los electrones podrían desaparecer por un proceso distinto, a una tasa que fuera compatible con la tasa medida, si además de los electrones hubiera suficientes iones negativos en las capas. Aunque esta explicación requería una concentración de iones negativos bastante improbable, en esa época era el único mecanismo que podía explicar los resultados. Es conveniente discutir en mas detalle en este punto, porque la teoría muestra que la recombinación entre electrones y iones es demasiado lenta como para tomar en cuenta los decaimientos observados en las capas E y F1. A primera vista, se podría esperar que si un electrón (e-) y un ión positivo (X + ) están suficientemente cercanos, pueden coalescer para producir una partícula neutra (X) en la forma representada por la expresión e + X + X (3.1) de hecho, esta suposición no se cumple por las siguientes razones: cuando las partículas, tales como electrones y iones, colisionan, es esencial que la energía y el momentum permanezcan invariantes. El requerimiento de que la energía no varíe, se aplica a todos los procesos naturales y se denominada ley de conservación de la energía: por otro lado, la conservación del momemtum ocurre porque las fuerzas mutuas entre las partículas son idénticas y opuestas. Por lo tanto, en una reacción como la mostrada en la ecuación (3.1), que considera dos partículas reaccionando para formar solo una, las dos condiciones de conservación no pueden satisfacerse simultáneamente: o la partícula que resulta (X) transporta energía ( y esto es imposible en la situación mostrada aquí), o se debe formar una segunda partícula después que la reacción ha tomado lugar. En la recombinación de un electrón con un ión positivo, el fotón emitido provee la segunda partícula y la reacción se puede representar ahora por: e + X + X + foton (3.2) 53

60 Aunque una reacción de este tipo permite que ambas condiciones se satisfagan simultáneamente, la probabilidad de que esto ocurra depende de la probabilidad de que un fotón sea producido y eso depende de la manera precisa en que el electrón y el ión se aproximan entre sí. La teoría indica que un posible acercamiento ocurre solo ocasionalmente, de manera que la recombinación por este proceso es improbable. Cuando esto ocurre, se le denomina recombinación radiativa y su velocidad está representada por un coeficiente de recombinación radiativa y es del orden de unidades, demasiado pequeño para tomar en cuenta el decaimiento de las capas E y F1 durante la noche. Ya que la recombinación radiativa parece ser muy lenta, los teóricos investigaron las reacciones que pudieran ocurrir más fácilmente. Se mostró que la recombinación electrón-ión pudría ser más rápida si las dos partículas siguen estando presentes después de la colisión, porque entonces, tanto la energía como el momento se conservan. Las reacciones que fueron investigadas fueron por lo tanto aquellas en la que un electrón colisionaba con un ión molecular positivo XY +, que consiste de dos átomos (X e Y), de tal forma que la carga positiva se neutralizara con la negativa y la molécula puede entonces disociarse en sus átomos separados, como se representa por la expresión: + e + XY X + Y (3.3) Se concluyó que las reacciones de este tipo podrían ser mucho mas rápidas que aquellas representadas por la reacción (3.2) y además que los correspondientes coeficientes de recombinación podrían ser tan grandes como los encontrados en las capas ionosféricas. La antigua idea, que trataba de explicar la recombinación por un mecanismo que requería una apreciable concentración de iones negativos, fue por lo tanto abandonada y ahora se supuso que los electrones se perdían de las capas E y F1 por reacciones del tipo C. Este tipo de reacción se denomina recombinación disociativa y en las alturas de las capas E y F1, el término XY + en (3.3), representa a un ión molecular, ya sea de oxígeno O 2+ o nitrógeno N 2+, que se disocia en dos átomos durante la reacción. 3.5 La región F dividida La atención se volcó en seguida a la pérdida de electrones desde la parte superior de la capa F. Desde hace bastante tiempo se había visto que aproximadamente sobre los 100 o 120 kilómetros, algo de oxígeno de la atmósfera se disociaba por radiación ultravioleta, quedando en la forma de átomos (O), pero que el nitrógeno no se disociaba, existiendo solamente en la forma molecular N 2. En la región F, los iones positivos consisten por lo tanto de O +, O + 2 y N + 2 y la pérdida de electrones se debe a la recombinación con estas moléculas. La pérdida asociada a los iones moleculares es por recombinación disociativa y es rápida, pero la pérdida por recombinación de los iones atómicos O + es del tipo radiativa y es lenta, con un coeficiente de recombinación tan pequeño como unidades. Como solo se tenían estimaciones experimentales groseras e insatisfactorias de la tasa de pérdida de electrones de la capa F2, para explicar su gran decaimiento durante la noche, se requería de un coeficiente de recombinación efectivo que fuera mucho mayor que Se tenía que encontrar una forma de explicar como los electrones y los iones atómicos O + se podían recombinar más rápidamente. La solución se encontró en una de las reacciones que describen la fotoquímica de la ionósfera. Este es un proceso de intercambio iónico representado por: + + O + N2 NO + N (3.4) 54

61 en la cual, el ión atómico O + se intercambia de lugar con un átomo de nitrógeno para producir un ión molecular NO + ; los cálculos mostraron que esta reacción ocurría rápidamente. Una vez que el ión molecular se ha formado, los electrones pueden recombinarse con éste, mediante un proceso disociativo + e + NO N + O (3.5) que, comparativamente hablando, ocurre con cierta facilidad. De esta forma, éste era un posible mecanismo por el cual los electrones se podían perder durante su andar por la capa F. Cuando esto se lo estudió en detalle, revolucionó las ideas previas que se tenían acerca de esa región, pues mostraron que la capa que previamente se había pensado estaba formada por una simple capa por el mecanismo de Chapman, se formaba de manera muy distinta. Cuando el comportamiento de la capa F se discute en términos de reacciones sucesivas como P y Q, es importante saber cual ocurre con mayor lentitud, para poder así determinar la tasa total de pérdida de electrones. Ahora, el coeficiente de recombinación disociativo apropiado para la reacción Q es constante e independiente de la altura; pero la velocidad de reacción P depende del número de moléculas N 2 disponibles para interactuar con los iones O + y es por lo tanto mayor en las partes bajas de la atmósfera. Luego, P es la reacción mas lenta en las zonas altas y Q es la mas lenta en las zonas bajas, es decir, los electrones desaparecen en las partes altas de la atmósfera a una tasa determinada por P y en las partes bajas, a una tasa determinada por Q. Este importante resultado muestra que en los niveles inferiores de la atmósfera, la tasa de pérdida de electrones corresponde a la recombinación disociativa Q, con un coeficiente que es independiente de la altura, mientras que en las regiones muy altas, la pérdida es controlada por la reacción P, cuya velocidad depende de la concentración de N 2 y disminuye con la altura. Esta diferencia explica la partición de la región F en dos partes F1 y F2, como se describe en la siguiente sección. 3.6 Sobre el borde de la capa F1 Si se grafica la tasa a la cual la radiación solar produce electrones en la atmósfera en función de la altura, se observan dos máximos en la curva, uno al nivel de la capa E (cercano a los 110 kilómetros) y el otro en el borde de la capa F1 (alrededor de los 170 kilómetros). Estos dos máximos debieran de comportarse (con respecto a cambios de la distancia solar cenital) como los máximos de una capa de Chapman. Si se toma en cuenta que en muchas ocasiones ambos niveles están ubicados lo suficientemente bajos en la atmósfera como para que la reacción de recombinación Q sea operativa, los electrones con máximos entre los niveles E y F1 forman dos capas de recombinación de Chapman. Hubo un tiempo cuando se pensaba que la existencia de la capa F2, cuyo un máximo se ubica a una altura cercana a los 250 kilómetros, implicaba la existencia de otro máximo en la tasa de producción de electrones; ahora se tiene una explicación mas aceptable en términos de las dos reacciones P y Q. Se supone que justo sobre el nivel del máximo de la capa F1, la concentración de nitrógeno molecular N 2 se hace tan pequeña, que la pérdida está determinada por la reacción P y no por la reacción Q, de manera que la tasa de pérdida hacia arriba disminuye a medida que disminuye también la concentración de N 2. Sobre el máximo de la capa F1, la tasa de producción de electrones disminuye también hacia arriba en la forma descrita por la teoría de Chapman. Cuando se alcanza el equilibrio, la distribución de electrones se determina por el balance entre la producción y las pérdidas. Si la tasa de pérdidas decrece hacia arriba mas rápidamente que la tasa 55

62 de producción, la concentración de electrones aumenta hacia arriba. Para decidir que es lo que realmente sucede, es necesario considerar como varían con la altura la producción y las pérdidas. Los electrones que producen a partir del nitrógeno y el oxígeno molecular, se pierden rápidamente por recombinación disociativa. Por lo tanto los que importan, son los electrones producidos por la ionización del oxígeno atómico. Sobre el máximo de la capa F1, la tasa de producción de estos electrones está determinada por la cantidad de oxígeno disponible para ser ionizado y esta tasa decrece con la altura, proporcionalmente con la concentración de átomos de oxígeno y también con su longitud de escala. La tasa de pérdida es controlada por la reacción P y depende del número de moléculas de nitrógeno. Esta tasa, decrece con la altura de acuerdo con la variación de la longitud de escala del nitrógeno. Como las moléculas de nitrógeno (con dos átomos) son cerca del doble de masivas que las del átomo de oxígeno, su longitud de escala es cerca de la mitad de la del oxígeno, luego, su tasa de pérdidas decrece con la altura más rápidamente que la tasa de producción. Así, mientras que su tasa de producción decrece hacia arriba del máximo de F1, la concentración de electrones en la capa de equilibrio aumenta y por lo tanto son estos los electrones que se forman en la capa F2. Ellos son producidos por la radiación responsable de la ionización de la capa F1 y ya no es necesario explicarlos postulando una radiación adicional. (ver Figura 3.3). Que el máximo en la curva de producción de F1 de lugar a un aumento en el máximo de la distribución de electrones, depende sensiblemente del nivel donde la reacción P llega a ser mas lenta que la reacción Q. A veces sucede (en invierno y cuando se tiene un mínimo de manchas solares) que no hay un máximo en la concentración de electrones de la capa F1 y otras veces (en verano y cuando se está en un máximo de manchas solares), el máximo es bastante marcado. Actualmente se cree que la teoría descrita anteriormente explica lo que ocurre en la ionización de la región F. La parte que se ubica por debajo del borde de la capa F1 es casi exactamente una capa de recombinación de Chapman, que se forma por la radiación solar, y los electrones que se producen dentro de la capa lo hacen más rápidamente en la región del borde. La ionización por encima del borde inferior, es producida en la parte superior de esta capa, pero como los complicados procesos de pérdidas representados por las expresiones de P y Q están operativos, la distribución de electrones resultante ya no se describe por la simple teoría de Chapman, sino por una teoría que toma en cuenta el decrecimiento con la altura de las tasas a las cuales el oxígeno atómico y el nitrógeno molecular. En esta etapa aparece un nuevo problema. Ya ha sido explicado porqué la concentración de electrones aumenta sobre el nivel donde los electrones son producidos mas rápidamente, pero a qué altura cesa este aumento? Por supuesto, este ocurrirá en una altura donde todo el oxígeno se ha convertido en iones, pero los cálculos muestran que estas alturas no son menores que unos pocos cientos de kilómetros. Es posible entonces explicar el hecho observado, que la capa F2 tiene un máximo cerca de los 250 kilómetros?. Debe haber algún otro fenómeno que llegue a ser importante a esa altura y dominante en alturas aún mayores. Este fenómeno es la difusión, que se discute en la siguiente sección. 3.7 Difusión y la capa F2 Vamos a estudiar como una capa de electrones tiende a dispersarse si es dejada libre. Se sabe que si una capa delgada de un gas es insertada en el medio de otro gas uniformemente distribuido, la capa de gas difundirá hasta que finalmente alcanzará una distribución uniforme (ver Figura 3.4). Pero, los electrones en la ionósfera constituyen algo similar a una capa que es insertada en el gas de la atmósfera neutra por la acción de la radiación solar y por lo tanto se 56

63 podría esperar que ésta difundiera, llegando finalmente a perder su distribución inicial que tenga forma de capa. Figura 3.3. Diagrama normalizado para explicar la separación de la capa F. La escala horizontal es logarítmica y las líneas rectas corresponden a una variación exponencial de la altura. El coeficiente cuadrático de pérdida (α) es independiente de la altura y el coeficiente lineal de pérdida β decrece exponencialmente hacia arriba y sus valores normalizados son iguales en una altura FF. Las curvas gruesas representan respectivamente, la tasa de producción de electrones (línea punteada) y la concentración (N) de electrones libres (línea continua). Bajo condiciones estacionarias, la tasa de producción de electrones es igual a la tasa de pérdidas, que está dada por βn por encima de FF y debajo por αn 2. Note que en la escala logarítmica de las absisas, la curva βn se obtiene añadiendo las coordenadas de β y N y que las coordenadas de αn 2 se obtienen sumando las coordenadas de α y dos veces la de N. La línea FF representa la altura del borde de la capa F1. Si se considera que tanto la capa que se inserta como el gas que la rodea son afectadas por la gravedad, la situación podría cambiar. Cuando el proceso de difusión se completara, el gas en la capa se distribuiría a través del gas en donde está inserto, no de manera uniforme, sino exponencialmente según lo determine su propia longitud de escala. Ambos gases tenderían a estar en equilibrio difusivo como se definió anteriormente. Después de esto, la difusión cesaría. Como la longitud de escala de un gas se determina por la fuerza gravitacional que actúa sobre ella, es inversamente proporcional al peso de sus átomos o moléculas. Como los electrones son cerca de 30:000 veces mas pequeños que los átomos o moléculas del aire, nosotros esperaríamos que la correspondiente longitud de escala fuese 30:000 veces mayor, a una altura cercana a los 300:000 kilómetros, de manera que los electrones se pueden extender espacialmente hasta alturas enormes, aunque su concentración esté levemente disminuida. Por otra parte, los iones positivos que son más pesados, deberían quedar ir quedando atrás, alcanzando alturas menores y se distribuirían hasta que su propia longitud de escala se igualara con la de los gases que la componen. Si ocurriera esta gran separación, las fuerzas eléctricas de atracción entre los electrones negativos que están por encima de los iones positivos, tenderían a empujar a los electrones hacia abajo y a los iones hacia arriba. Aunque las fuerzas gravitacionales de los iones son 30:000 veces la de los electrones, las fuerzas eléctricas de atracción son iguales. Comparadas con las fuerzas gravitacionales, la fuerza eléctrica hacia abajo que se impone sobre los electrones 57

64 es mucho mas importante que la fuerza eléctrica que empuja a los iones hacia arriba. Cuando la situación se examinada en detalle, se encuentra que los electrones y los iones adoptan una distribución exponencial similar, pero la longitud de escala de los iones es aproximadamente el doble que la que debiera ser. Existen sin embargo pequeñas separaciones entre las distribuciones de electrones y iones y las fuerzas eléctricas resultantes son suficientes para empujar a los iones hacia arriba hasta que dupliquen su longitud de escala y también para empujar a los electrones hacia abajo hasta que su longitud se escala sea solo un 1/15000 de lo que debiera ser. Los iones y electrones (de masa despreciable) se distribuyen como si formasen una sola partícula, con un peso molecular efectivo igual a la mitad de la de los iones. Figura 3.4. Una capa de moléculas de gas (azul), está contenido en un gas distribuido uniformemente (gris). El movimiento de las moléculas azules hace que ellas se dispersen y la capa se pondría entonces difusa. La difusión sería obstaculizada por las colisiones entre las moléculas del gas (azules) que se difunde y las del gas background (grises), y sería mas lenta si el gas (gris) fuera mas concentrado. Lo siguiente que es necesario discutir, tiene que ver con la velocidad con la cual ocurre la difusión. La difusión de un gas en otro se produce por las colisiones entre las partículas del gas que se difunde con las del otro gas, el gas background. Si la concentración del gas background es mayor, existen numerosas colisiones y el gas que se difunde se esparce lentamente, pero si es pequeña lo hace de manera rápida. Los electrones y los iones que se inyectan en la atmósfera alta, donde la concentración del gas background es baja, difunden por lo tanto rápidamente y las que son inyectadas en la parte baja, donde la concentración es mayor, difunden más lentamente. Sobre una determinada altura, la concentración de la atmósfera es tan baja, que la velocidad de difusión es inmensa y por lo tanto es crucial para determinar la distribución final de los electrones y de sus iones asociados. La visión presente que se tiene de la capa F2 es que su forma está determinada por la difusión de los iones y electrones en una altura que se ubica por encima del máximo y por los procesos combinados de producción y pérdida de electrones en los niveles ubicados por debajo 58

65 del máximo. Además se cree que el máximo se ubica en una altura donde los efectos de la difusión y las pérdidas de electrones se igualan. La escala vertical de los electrones y iones por encima de la capa donde se ubica el máximo, es igual al doble de la escala que tienen los iones mas arriba. Esta explicación de las capas es por supuesto muy diferente de la dada anteriormente, que suponía que las capas eran capas de recombinación de Chapman, con su máximo ubicado en una altura donde los electrones se estaban produciendo mas rápidamente. La nueva explicación se fue desarrollando lentamente por muchos científicos, entre los años 1950 y 1958, aunque probablemente antes, pero sin estar firmemente basada en experimentos. No fue sino hasta después de 1958, cuando se pudo medir la intensidad de la radiación ionizante a diferentes alturas mediante cohetes y se pudo explorar la parte superior del máximo usando satélites, que la teoría llegó a ser mas que una hipótesis razonable. Antes de ese tiempo, lo mas que se podía decir, era que decrecimiento total de la concentración media de la capa F2 durante la noche, era del orden de lo que se esperaba a partir de los cálculos que utilizaban las tasas de reacción para los tipos P y Q y que la velocidad requerida de difusión era mas o menos consistente con las mediciones de difusión hechas en el laboratorio. La antigua teoría de Chapman estaba basada en una evidencia muy magra y ahora había sido fortalecida por una nueva teoría al notar que los electrones no se perdían por un simple proceso de recombinación; la nueva teoría era un poquito más robusta. Esta teoría podía explicar la separación de la capa F en sus dos partes, F1 y F2 y este era el motivo principal del porqué la teoría ganó mucho crédito entre los físicos ionosféricos. La firmeza con la cual la teoría fue aceptada, aun antes de que las mediciones fueran hechas desde satélites, nos da un ejemplo interesante de cuan dispuestos están los científicos a aceptar una visión nítida de la naturaleza, aún cuando la evidencia de esta no sea muy convincente. 59

66 60

67 Capítulo Temperatura y composición de la alta atmósfera 4.1 Dificultades en la medición de la temperatura Debido a su contenido calórico, los movimientos de los átomos y moléculas atmosféricas pueden llevarlos lejos de la atracción gravitacional. Es claro entonces que el conocimiento de la temperatura es uno de los factores principales para la comprensión del comportamiento de la alta atmósfera. Desafortunadamente, esta variable es una de las mas difíciles de medir, ya sea que se utilicen equipos ubicados en tierra o en vehículos espaciales. Mucho ingenio se ha invertido en deducir la temperatura en manera indirecta, deduciéndola por ejemplo a partir de la frecuencia de colisión de los electrones, de la distribución vertical de electrones, o de densidades atmosféricas estimadas a partir de la medición de la fricción que frena los satélites. Antes de describir lo que se ha hecho, permítanme decirles porqué es imposible medir la temperatura de manera simple, utilizando un termómetro montado en un satélite. Cuando se mide la temperatura de un objeto poniéndolo en contacto con un termómetro, se transfiere energía calórica entre el objeto y el termómetro, hasta que ambos alcanzan una temperatura común: se supone entonces que ésta es la temperatura que originalmente tenía el objeto. Pero la energía calórica que se requiere para alterar la temperatura de un cuerpo en una cierta cantidad, depende de la masa del objeto. De esta manera, si se ponen en contacto dos cuerpos de distinta masa cuyas temperaturas son distintas, el calor que se transfiere alteraría más la temperatura del objeto liviano que del más pesado. El resultado es que la temperatura final se acercaría mas a la temperatura que tenía el cuerpo mas pesado. Por ejemplo, si un cuerpo es un termómetro liviano y el otro cuerpo es una piscina llena con algún líquido, la temperatura final de los dos sería casi la misma que la temperatura que tenía originalmente el líquido en l piscina, y esa sería la temperatura que el termómetro mediría. Por otra parte, si el termómetro es muy pesado y se quiere medir la temperatura de una gota de líquido, la temperatura final sería prácticamente la misma que tenía inicialmente el termómetro: y esa es la temperatura que se mediría, no la temperatura que tenía originalmente la gota. La masa mas pequeña de cualquier termómetro que tendría que utilizarse para medir la temperatura en la alta atmósfera, es del orden de 0.1 gramos y debiera ponerse en contacto con al menos 1 gramo de aire para poder medir la temperatura satisfactoriamente. Supongamos que la región donde se quiere medir la temperatura está ubicada a una altura de 500 kilómetros, donde el aire es tan tenue, que esta masa podría ocupar una esfera de radio cercano a un kilómetro. Transferir el calor desde la dicha esfera hacia el termómetro, resulta ser entonces una tarea imposible. 61

68 Figura 4.1. Por debajo de 1½ unidades de escala vertical, la concentración del máximo de la capa de recombinación de Chapman (línea gruesa) se parece a una parábola (línea fina), cuyo espesor en la base, es alrededor de cuatro veces la longitud de escala. Note que la curva que representa la concentración de electrones (curva gruesa), es proporcional a la raíz cuadrada de la tasa de producción mostrada en la Figura 3.2 Existe otra razón por la cual es difícil medir la temperatura del aire por medio de un termómetro ubicado en un satélite. Dicho termómetro radía continuamente calor hacia el espacio por medio de ondas infrarrojas y cuando está expuesto a la luz solar, recibe también el calor que se radía desde el sol. Todos estos efectos se conocen bien cuando se utiliza el termómetro para medir la temperatura del aire ubicado en la superficie de la tierra, pero no dejan de ser confusos incluso en este caso donde el intercambio de calor con el aire es mucho mas rápido que el intercambio de calor que ocurre en un satélite: como es sabido, se obtienen resultados falsos cuando el termómetro se calienta directamente por la luz del sol durante el día, o cuando éste libera calor hacia el espacio durante la noche. En un satélite, la tasa de intercambio de calor con el aire es mucho menor que sobre la superficie de la tierra y los efectos recién mencionados perturban la medición de manera comparativamente más significativa: el gran tamaño de las perturbaciones podría incluso llegar a invalidar el valor de las mediciones. 4.2 Deducciones obtenidas a partir de los radiosondeos Aunque hubiera sido fuera posible medir la temperatura del aire por un método directo, no se podría haber realizado antes de que los vehículos espaciales estuvieran disponibles en Mucho antes, en 1935, los resultados de los radiosondeos se utilizaban para estimar de manera indirecta la densidad y con ello la temperatura de la alta atmósfera. En el primer método, la frecuencia de colisión entre los electrones y las partículas pesadas se deducía a partir de las observaciones de la absorción de las ondas de radio. La frecuencia de colisión se puede determinar por la concentración de electrones (que a su vez se puede deducir de los ionogramas apropiados), de la temperatura de los electrones y de la concentración de las partículas neutras. Como la concentración de las partículas neutras depende de la temperatura (que se supones es igual a la de los electrones, es posible hacer una estimación razonable de la densidad y temperatura de la atmósfera, a partir del conocimiento de la frecuencia de colisión. 62

69 Figura 4.2. La distribución de electrones encima de la capa F (el lado superior de la ionosfera) graficado logarítmicamente. Las longitud de de escala deducidas en dos partes de la curva, están aproximadamente en un razón de 1 a 16, como si los iones bajo los 500 kilómetros fueran átomos de oxigeno y sobre los sobre los 600 kilómetros fueran átomos de hidrogeno, ambos con temperaturas cercanas a los 750. (La curva fue deducida desde un registro hecho en Singapur, un poco antes de la salida del sol en 12 de Noviembre de 1962.) En las mediciones efectuadas en aquellos tiempos, se encontró que la frecuencia de colisión a una altura cercana a los 110 kilómetros, cerca del máximo de la capa E, era de 3 x 10 5 por segundo y a los 250 kilómetros, cerca del máximo de la capa F, era 1:5 x La magnitud en la región E corresponde mas o menos a la temperatura sugerida por observaciones (300 grados) que no utilizan ondas de radio. Si la temperatura se mantiene constante a mayores alturas, la frecuencia de colisión a los 250 kilómetros tiene que ser menor que una por segundo, pero las mediciones habían mostrado que era al menos 1000 veces mayor. Estos resultados se podían explicar solamente si la temperatura sobre los 110 kilómetros aumentaba con la altura hasta alcanzar los 1200 grados en el máximo de la capa F, que se ubica a una altura aproximada de 250 kilómetros. Inmediatamente después que se había hecho esta sugerencia, se concluyó que se podría llegar a la misma conclusión, observando las formas de las capas E y F. Se entendió que si los electrones fueran producidos la tasa indicada por la teoría de Chapman, y si ella desaparecía (como era razonable) por el fenómeno de recombinación, la curva que relaciona la concentración de electrones con la altura en la región por debajo del máximo de la capa, se podía aproximar por una parábola de espesor basal igual a cuatro longitudes de escala vertical. Como se explicó anteriormente, había sido posible mostrar por un proceso de ajuste de curvas, que algunos ionogramas se podían reproducir superponiendo dos distribuciones parabólicas de concentración de electrones, si el semiancho de las parábolas de las capas E y las capas F (consideradas en conjunto), correspondían a altura de vertical de 10 y 40 kilómetros respectivamente. El espesor de la capa E era consistente con una temperatura de 300 grados, pero el espesor de la capa F se podría explicar solamente si se suponía que su temperatura era mayor: si la capa consistía principalmente de nitrógeno molecular, la temperatura debía ser de unos 1200 grados, pero si dominaba el oxígeno atómico, la temperatura debía se de unos 600 grados. En cada caso, la evidencia apoyaba la tesis, basada en la frecuencia de colisión, que la temperatura de la atmósfera a alturas sobre los 150 kilómetros era comparativamente mayor. 63

70 Figura 4.3. El tiempo que utiliza un gran globo inflado para orbitar la tierra como un satélite artificial, decrece entre 1957 y El decrecimiento es causado por la fricción con el aire y es mayor en 1957 que en 1963 y también mayor durante el día que en la noche. Aunque por muchos años estos dos argumentos fueron las principales razones para creer que la temperatura a alturas cercanas a los 300 kilómetros era mucho mayor que en la superficie, ahora se sabe que ambos argumentos eran irrelevantes. Las conclusiones todavía son correctas, pero la forma de llegar a ellas era incorrecta por las siguientes razones. El argumento basado en la frecuencia de colisión en la capa F, depende de las mediciones hechas por los métodos descritos anteriormente, los cuales no son muy precisos pues indican solamente un límite superior de la frecuencia de colisión. La única deducción relevante es que la temperatura de la región F no puede ser mayor que 1000 grados, aunque, si nos referimos estrictamente a las mediciones, pudiera incluso ser menor. El argumento basado en el espesor de la capa F supone que ésta es una capa de recombinación de Chapman, aún sin saber exactamente si podría haberse formado de manera distinta. Es algo sorprendente que ambos métodos de razonamiento son defectuosos y que todavía se cree que las conclusiones son más o menos correctas. Cuando en 1962 se envió una sonda al espacio para hacer radiosondeos de las capas por arriba y así poder estimar la distribución de electrones en la parte superior de las capas, fue posible hacer deducciones independientes acerca de la temperatura y composición en estas regiones. La teoría de la capa F discutida anteriormente, sugiere que la distribución de los electrones sobre el máximo tiene una forma determinada por la difusión de los iones positivos que lo acompañan y sus longitudes de escalas son iguales al doble de las de un gas desde el cual se originó. Esta longitud de escala se puede determinar graficando la concentración de electrones con la altura (vista desde arriba), sobre una escala logarítmica y midiendo luego la pendiente de la línea. Durante la noche, en la región sobre el máximo de la capa F2 ( kilómetros), la longitud de escala corresponde usualmente a la del oxigeno atómico a una temperatura un poco menor que 1000 grados: mas arriba (sobre los 500 ó 600 kilómetros), la pendiente es cerca de 16 veces mayor y corresponde a la longitud de escala del hidrogeno a la misma temperatura (Figura 4.2). La transición desde oxigeno al hidrógeno ocurre a una altura que es distinta en diferentes lugares y en distintos tiempos; su variación es mas gradual durante el día que en la noche. Más adelante, serán discutidas las implicaciones detalladas de estos resultados junto con los resultados de otros experimentos. Las distribuciones de los electrones a mayores alturas que se pueden deducir con la ayuda de un radiosondeo por arriba, son confirmados por mediciones hechas desde tierra por la técnica de dispersión de Thomson. 64

71 Si las deducciones sobre la temperatura se realizan a partir de las mediciones de escalas verticales, se deben conocer los pesos de los iones. A menudo, estos pueden ser estimados a partir de las conjeturas sobre cuales son los gases que se estime estén presentes, pero de manera mas satisfactoria, a partir de mediciones directas. Para este fin, se puede colocar un espectrómetro de masas en un vehículo espacial. Los resultados son mejores cuando las mediciones se hacen en satélites un poco después de su lanzamiento, para que cualquier gas arrastrado desde la tierra tenga tiempo suficiente para disiparse desde el lugar de la medición. Las mediciones proveen información acerca de la constitución atómica solamente al nivel del satélite: cuando la composición y temperatura de la alta atmósfera son necesarios en alguna discusión, es deseable considerar en conjunto los resultados obtenidos por el espectrógrafo de masa, por los sondeos hechos desde arriba y por las mediciones que utilizan dispersión Thomson. 4.3 Deducciones obtenidas a partir del coeficiente de arrastre en los satélites La densidad en la alta atmósfera de los iones neutros, no ionizados, ha sido estimada observando la fricción que ellos ejercen sobre los satélites artificiales. La forma como se ha hecho, nos provee de una buena ilustración de como los experimentos que se hacen con un propósito inicial definido, se pueden utilizar también en otros estudios. Este caso nos provee de un buen ejemplo de cómo se pueden obtener importantes resultados científicos utilizando equipos muy simples, y que alguna gente los ha denominado experimentos tipo cordel y lacre. Una vez que los satélites habían sido enviados, el único equipamiento requerido por los experimentos que serán descritos, eran un cronómetro y un buen par de binoculares. Figura 4.4. Densidad del aire a distintas alturas, deducidas del cronometraje de las orbitas de satélites. Los resultados se explican suponiendo que la temperatura de la alta atmósfera es mayor en el dia que en la noche y que es también mayor durante el máximo del ciclo solar (1957) que el mínimo (1962). La posibilidad de deducir la densidad de la atmósfera a la altura en que orbitan los satélites, proviene del hecho que aún a esas alturas, existe suficiente aire como para alterar el movimiento de los satélites apreciablemente. Por ejemplo, si un satélite, con una sección transversal de diez metros cuadrados, orbita la tierra a una altura de 400 kilómetros, viaja a través de uno o dos gramos de aire, los cuales tienen que ser desplazados a su paso, haciendo que su velocidad disminuya y se mueva a una órbita de radio levemente menor. Como el tiempo que 65

72 utiliza un satélite en orbitar la tierra es menor cuando su órbita es mas baja, se puede deducir la magnitud del arrastre del aire y por lo tanto la densidad del mismo al observar como el radio de la órbita disminuye. Este argumento supone que el satélite se está moviendo en una órbita circular, y que la fricción (o arrastre) del aire es el mismo en toda la órbita. Esto se puede modificar si se utiliza una órbita elíptica, donde la fricción es más importante cuando el satélite transita por las regiones donde el aire es más denso, esto es, en regiones que están más cercanas a la tierra (perigeo). Si las observaciones se realizan desde un satélite en órbita elíptica, es posible deducir la densidad del aire en ese lugar y en las cercanías de esa altura. Utilizando distintos satélites con distintos perigeos o satélites cuya órbita cambia continuamente, de manera que su perigeo se mueve de un lugar a otro, es posible estimar la densidad en distintos tiempos y lugares. Para hacer mediciones de este tipo, los satélites se observan con un par de binoculares a medida que ellos transitan por el cielo y se procede a registrar el tiempo cuando el satélite pasa por algún punto identificado en el cielo o sobre un atlas de estrellas. Las observaciones tienen que ser hechas cuando el satélite es alumbrado por el sol, y después que el éste se haya puesto, para que el cielo esté lo suficientemente oscuro para que ver bien las estrellas y el satélite. Los amateurs han hecho estas mediciones en muchos lugares y en ciertas regiones algunas mediciones de gran precisión se han hecho por profesionales que utilizan equipamiento mas sofisticado. Gracias a que las observaciones de los amateurs son numerosas y espacialmente dispersas, sus mediciones han resultado ser a lo menos tan útiles como las de los profesionales. La Figura 4.3 muestra como ha cambiado el período de revolución de los satélites que son grandes globos y que tienen perigeos cercanos a los 350 kilómetros. Lo primero que se nota, es el decrecimiento gradual del tiempo de revolución, a medida que el arrastre o fricción del aire aumenta. La posición del perigeo varía gradualmente y se mueve entre regiones de luz (día) y oscuridad (noche) como se muestra en el gráfico. Lo otro que se nota, es que el período cambia más rápidamente en los años 1958 y 1959, cerca del máximo del ciclo solar, que cerca del mínimo (1962), debido a que la densidad fue más grande durante el máximo. Observaciones de este tipo muestran que la densidad a una altura en particular no es siempre la misma: es mayor durante el día que durante la noche y cuando el número de manchas solares es máximo (Figura 4.4). Otro resultado interesantes, es que la densidad aumenta durante una tormenta magnética y es mayor a una altura mayor (Figura 4.5). Estos resultados mostraron por primera vez que la distribución de la alta atmósfera, sobre los 200 kilómetros es muy variable y está controlada en gran medida por el sol. La mayor densidad del aire durante el día respecto de la noche, a una altura de unos pocos cientos de kilómetros, sugiere que podrían existir vientos en la alta atmósfera, que deberían soplar en una dirección que concentre al aire durante la tarde y lo remueva durante la mañana. Los vientos variables tienden a mover consigo a los electrones en la ionósfera, con las consecuencias que mencionaremos mas adelante. 4.4 Gases en la alta atmósfera Se ha enfatizado previamente que los gases mas ligeros tales como hidrógeno y el helio predominan a grandes alturas, aún cuando ellos existen solamente en pequeñas proporciones respecto a sus valores en superficie. Ambos gases son tan ligueros y algunos de ellos se mueven tan rápidamente, que se pueden escapar de la atracción gravitacional de la tierra. Si se consideran tiempos suficientemente largos, ellos estarán presentes en la alta atmósfera solamente si ellos son reemplazados desde las regiones bajas de la atmósfera. Si suponemos que el helio es reemplazado por el decaimiento radioactivo de ciertos minerales y el hidrógeno por la disociación del vapor 66

73 de agua atmosférico, es posible entonces comparar las tasas a las cuales estos elementos son producidos, con las tasas con la que ellos escapan. Al hacer los cálculos, se encuentra que la cantidad de helio que ingresa desde la superficie y escapa a través del extremo superior de la atmósfera es tan pequeña, comparado con la cantidad de helio presente, que se puede despreciar. El helio está por lo tanto en equilibrio difusivo y su distribución depende de su longitud de escala y a grandes alturas, dependiendo de la temperatura, su densidad es mayor que la del oxígeno atómico. Figura 4.5. Aumento de la temperatura a una altura de 635 kilómetros, asociada a una perturbación magnética. La temperatura (a) se dedujo a partir de observaciones de la posición de grandes globos (3:5 metros de diámetro) que orbitaban la tierra como un satélite artificial. La cantidad de perturbación magnética se representa por el parámetro magnético, a p, graficado en (b). Como el peso atómico del hidrógeno es solamente un cuarto del peso atómico del helio (a grandes alturas el hidrógeno está en forma atómica), sus átomos se mueven mas rápidamente y pueden escapar mas fácilmente, por lo que la situación es muy distinta. La cantidad de gas que se escapa, es comparable con la cantidad que está presente y resulta complicado calcular su distribución en altura. Es probable que en la mayoría de las ocasiones, exista un cambio gradual desde oxigeno en la región baja, hacia hidrógeno en la región alta, con el helio predominando a una altura intermedia y que las alturas de transición entre diferentes gases dependan de la temperatura. 67

74 Los cálculos detallados del flujo calórico a través de la atmósfera, sugieren que la temperatura de aire neutro sobre los 200 kilómetros es casi independiente de la altura. Esta temperatura, a menudo llamada temperatura exosférica, determina la densidad de las regiones más altas de la atmósfera y también las abundancias relativas de los distintos gases y se puede deducir a partir de las mediciones de densidad en la alta atmósfera, que se realizan a través de observaciones hechas desde satélites. De esta manera, se encuentra que se pueden relacionar los cambios en la temperatura exosférica, con las variaciones de las radiaciones de fotones y partículas provenientes del sol. Figura 4.6 Observaciones de los cambios en las órbitas de satélites, junto con teorías de flujo calórico a través de la atmósfera, conducen a la creencia de que al medio día las temperaturas atmosféricas varían con la altura como se muestra en la Figura para diferentes épocas en el ciclo solar. La alta temperatura en la atmósfera es mas o menos independiente de la altura y se denomina temperatura exosférica. Las relaciones entre la radiación de los fotones y las partículas, se han establecido de manera aproximada, a través del uso de ondas de radio que son emitidas por el sol en longitudes de onda de 10 centímetros. Se ha encontrado que la intensidad de estas ondas radiales solares correlaciona muy bien con las concentraciones medidas de electrones ubicados en las capas ionosféricas y presumiblemente, con la intensidad de los fotones ultravioleta que los producen. Cuando las temperaturas exosféricas son comparadas con las intensidades medidas de las ondas solares de 10 centímetros, se encuentra que éstas varían de manera similar: ellas muestran marcadas variaciones de ambas cantidades con el ciclo solar y muestran una variación de 27 días (el tiempo de rotación del sol). Parece evidente entonces que la temperatura está determinada en gran extensión por la cantidad de calor que la radiación solar de fotones comunica a la atmósfera. La relación entre la temperatura exosférica y la radiación solar particulada, se establece comparándola con la cantidad de perturbaciones magnéticas que se producen por la llegada a la tierra de partículas que provienen del sol. Cuando los valores del apropiado índice a p, que 68

75 representa la extensión de la variación irregular del campo magnético terrestre durante cualquier día, se compara con los valores de la temperatura exosférica, se encuentra que las perturbaciones geomagnéticas coinciden con un aumento de la temperatura. Estos aumentos no son con toda certeza, producidos directamente por las partículas solares: se ha sugerido que ellas podrían ser producidas indirectamente por corrientes ionosféricas o por ondas hidromagnéticas generadas por el desplazamiento de las partículas. Figura 4.7. La distribución de altura en los gases atmosféricos depende de la temperatura de la exósfera. Los gráficos logarítmicos, donde la pendiente de las líneas (alturas de escalas) son proporcionales a la temperatura, ilustran mejor este comportamiento. Las tres distribuciones corresponden a las tres temperaturas exosféricas de la Figura

76 4.5 Temperaturas de iones y electrones Las temperatura discutidas en las secciones previas, son las de los constituyentes neutros de la atmósfera, aún cuando alguna de ellas sean deducidas a partir de mediciones de las longitudes de escala de los electrones. En esta sección, se describen los métodos para medir las temperaturas de los electrones y de los iones; se muestra que las temperaturas del gas neutro, de los iones y de los electrones, no son siempre la misma y se discute las razones de su diferencia. En primer lugar, se describe un método por el cual se puede deducir la temperatura de los electrones a partir de mediciones hechas desde un satélite. Figura 4.8. La temperatura exosférica fluctúa con un período de 27 días, en concordancia con el índice de actividad solar del flujo solar en 10 cm. La temperatura aumenta también cuando el índice geomagnético indica que el campo magnético de la tierra está perturbado. 70

77 Las temperaturas de las partículas cargadas se miden en el laboratorio por descargas en gases, utilizando una técnica que fue introducido por Langmuir y que depende del movimiento térmico de las partículas. Un alambre de metal, denominado sonda de Langmuir, se inserta en un tubo de descarga para interceptar el flujo de partículas cargadas que se desplazan por el tubo, generando una corriente eléctrica que se mide. Si la sonda se mantiene a un voltage distinto del voltage de descarga, las cargas de un signo serán atrapadas por la sonda y las del otro signo serán repelidas; algunas de las partículas repelidas podrán alcanzar sin embargo la sonda, si viajan lo suficientemente rápido. Si se aumenta la diferencia de voltage entre la sonda y la descarga, algunas de las partículas mas lentas serán repelidas y no alcanzarán la descarga. Si ahora se observa como varía la corriente total cuando el voltage de la sonda se cambia, es posible encontrar cual es la proporción de las partículas que tienen una cierta velocidad y por lo tanto se podrá deducir su temperatura. Los detalles de la técnica son complicados, pero esta técnica ha sido usada con alguna dificultad, para estimar las temperaturas de los electrones y de los iones positivos en la ionósfera. Figura 4.9. Una sonda (probe) de Langmuir se inserta en una descarga de gas y se mantiene a un voltage más negativo que la descarga que atrae a todos los iones positivos y que repele a los electrones. Algunos de los electrones mas rápidos alcanzarán la sonda, pero muchos serán enviados hacia otros lugares. A medida que el voltage se varía, cambiará el número de electrones que son atrapados por la sonda y por lo tanto también variará la corriente de la probeta. Cuando el método de la sonda de Langmuir se utiliza en un cohete, es posible determinar las temperaturas de los iones y de los electrones. Sin embargo, cuando la sonda se utiliza en un satélite, aparece una dificultad interesante, que se debe al hecho que el satélite se mueve demasiado rápido. Si nos damos una temperatura arbitraria, la velocidad de los iones pesados es cerca de 170 veces más pequeña que la velocidad de los electrones livianos 10. Resulta que la velocidad de un satélite tiene un valor intermedio entre las dos especies (electrones e iones). Por lo tanto, si el método de Langmuir se utiliza para medir la velocidad de los iones respecto al satélite, lo que se observa es la velocidad del satélite y no existe la posibilidad de deducir la temperatura del ión. La velocidad del satélite es sin embargo lo suficientemente pequeña como para hacer una estimación razonable de la velocidad y temperatura de los electrones. Las temperaturas de los iones y electrones en la alta atmósfera han sido medidas también desde tierra, adaptando la técnica del sondeo de dispersión Thomson. Como será explicado, en el 10 Dada una cierta temperatura, la velocidad de una partícula es inversamente proporcional a la raíz cuadrada de su masa. 71

78 método de sondeo, la onda recibida en el receptor ha sido reradiada por los electrones que están presentes en la ionósfera. Estos electrones se están moviendo, algunos en una dirección y otros en otra, con velocidades que dependen de sus temperaturas y por ende, los paquetes de ondas que ellos reradían tienen sus frecuencias alteradas por efecto Doppler y cuando se combinan en el receptor, forman una onda que se ha ensanchado en frecuencia, aún cuando las ondas iniciales hallan sido monocromáticas. A primera vista, podría parecer que la cantidad del ensanchamiento estaría determinado por las velocidades térmicas de los electrones. Sin embargo, cuando las primeras mediciones fueron hechas, el ensanchamiento encontrado fue mucho menor que el esperado y se notó que correspondían a reradiaciones generadas en los iones en vez que en los electrones. Esta observación estimuló a los teóricos a examinar la situación en más detalle, hasta que se entendió que las fuerzas eléctricas de atracción hacían que los movimientos de los electrones fueran controlados en gran medida por los movimientos térmicos de los iones. Se entendió por lo tanto, que, aunque los electrones son razonables de la dispersión y su concentración puede ser deducida correctamente a partir de mediciones de la potencia dispersada, el ensanchamiento en frecuencia corresponde a la temperatura de los iones más masivos. Se obtiene además un valioso resultado adicional: si los electrones y los iones estuvieran a distintas temperaturas, se podría obtener esta información a partir de la forma (no el ensanchamiento) de la distribución de la potencia espectral en la onda recibida, y también se podría estimar la razón de las temperaturas de las distintas especies. Figura Cuando una onda de frecuencia f retorna a la tierra después de ser dispersada incoherentemente en la ionósfera, su potencia se distribuye en un espectro de frecuencias. El ancho del espectro depende de la temperatura de los iones y su forma, de la razón de las temperaturas del electrón respecto a la del ión. Las primeras estimaciones de las temperaturas de electrones, iones y partículas neutras se basaban en observaciones de longitudes de escala obtenidas a través de mediciones directas de temperaturas obtenidas por satélites y en experimentos de dispersión Thomson. Todas ellas parecían ser inconsistentes y no repetibles. Rápidamente se entendió que las temperaturas de las diferentes partículas no tenían que ser necesariamente la misma y los teóricos comenzaron a trabajar y discutir en más detalle sobre la forma en la cual el calor puede ser compartido entre electrones, iones y partículas neutras. Ideas sobre tales temas todavía se están desarrollando, pero actualmente se cree que la situación es más o menos como se presenta a continuación. 72

79 La temperatura de cualquier constituyente de la atmósfera se determina por el balance entre el calor que recibe y el calor que pierde. La captura de calor ocurre principalmente en aquellos niveles donde la radiación del sol se absorbe mas rápidamente; las pérdidas pueden ser debido a la conducción con las capas vecinas o por radiación. La conducción considera la transferencia de energía en forma de calor, desde una partícula a otra a través de colisiones. La radiación ocurre si existe algún átomo o molécula que después de haber absorbido energía a través de colisiones térmicas con otras partículas, reradía esta energía como un fotón infrarrojo que puede transportar energía desde un lugar a otro sin ser absorbido. Figura Temperatura de electrones, iones y gas neutro cerca de: (a) la salida del sol (06.17 horas) y (b) cerca del mediodía (13:31 horas). Las temperaturas de los iones y electrones fueron deducidas a partir de sondeos por dispersión Thomson y las de las partículas neutras, a partir de observaciones efectuadas desde satélites. En la atmósfera, sobre los 80 kilómetros, las radiaciones que pueden ser absorbidas son aquellas que pueden ionizar y la mayor fuente de calor está en la capa F1 a una altura cercana a los 200 kilómetros. En estas radiaciones, los fotones tienen una energía mucho mayor que la necesaria para ionizar los átomos y moléculas y su exceso de energía se comparte entre los electrones y los iones mas masivos que se producen cuando una partícula neutra se desintegra. La mecánica elemental muestra que dos cuerpos de masas muy distintas están separadas por una diferencia de energía, donde la más ligera utiliza la mayor parte de la energía de movimiento. Por ejemplo, si se lanza un fuego artificial desde tierra, la mayor energía se la lleva el proyectil y la tierra queda prácticamente con nada de energía. En la misma forma, cuando las partículas neutras se desintegran por la acción de la ionización, la mayor parte de la energía se la llevan los electrones: sus velocidades aumentan produciendo un considerable aumento en su temperatura. Por lo tanto, los fotones que ionizan la capa F dan su energía a los electrones, aumentándole su temperatura hasta los grados. Mientras el sol esté iluminando la atmósfera, se producen continuamente nuevos electrones con energías de esta magnitud en una capa más o menos gruesa cuyo máximo se ubica a una altura de 200 kilómetros: ellos se denominan fotoelectrones. Su movimiento está controlado por el campo magnético terrestre y se mueven en espiral, siguiendo las líneas de fuerza geomagnética. Mientras ellos se desplazan, transfieren parte de su energía a las partículas vecinas. Si éstas son muy numerosas, los fotoelectrones no viajan mucho 73

80 antes de ponerse más lentos; pero si son pocos, los fotoelectrones pueden viajar grandes distancias. Aquellos que viajan hacia abajo, hacia las regiones mas densas de la atmósfera, depositan su energía cerca del lugar de donde se originaron, mientras que aquellos que se mueven hacia arriba, donde la atmósfera está enrarecida, transportan su exceso de energía hasta distancias considerables. Algunos fotoelectrones pueden seguir las líneas de fuerza geomagnéticas hasta alturas donde no queda suficiente atmósfera que absorba su energía y a veces continúan hasta que comienzan a bajar nuevamente, para depositar su energía en zonas donde la atmósfera es más densa, pero que están ubicadas en el hemisferio opuesto. Figura Como varía la temperatura de los electrones a una altura de 450 km cerca de la salida del sol. En Julio, la temperatura de los electrones sobre el punto de observación, aumentó cuando el primer rayo de sol alcanzó la atmósfera a las 0400 horas. En Diciembre, el aumento ocurrió pasado las 0300 horas, cuando los fotoelectrones alcanzaron la atmósfera desde el punto magnético conjugado, donde el sol ya había salido. El sol no salió en el punto de observación hasta las 0600 horas. La energía de un fotoelectrón se transfiere por distintos procesos, hacia las partículas que lo rodean, pero como la transferencia de energía es óptima entre partículas de igual masa, son los electrones que rodean al fotoelectrón los que reciben la mayor parte de ella. Esto es como cuando una pelota de ping-pong (los fotoelectrones) se lanza con fuerza sobre una mesa de billar donde hay un conjunto de bolas de billar que son mas pesadas y que están mezcladas con otras bolas de ping- pong con masa parecida a la del proyectil. La pelota de ping-pong va a entonces a rebotar una y otra vez entre las bolas que están sobre la mesa. Cuando se pelota de ping-pong que se ha lanzado pierde velocidad, se encontrará que las otras pelotas de ping-pong han ganado mucho mas energía que los bolas de billar. En la misma forma, cuando un fotoelectrón se mueve a través de la atmósfera que consiste de partículas pesadas y de otros electrones, son los electrones y no las partículas pesadas las que se calientan. La temperatura que adquiere un grupo de electrones, depende no solamente de la cantidad total de calor que incide sobre ellos, sino también de cuantos electrones son calentados. Por lo tanto, cuando los electrones que rodean un fotoelectrón reciben la energía del fotoelectrón, la temperatura que adquieren los electrones depende de cuán cercanos estén los electrones; si su concentración es baja, su temperatura se eleva mas que si su concentración es alta. En la 74

81 ionósfera, la hora mas favorable para que ocurra un gran aumento en la temperatura de los electrones, es justamente después de la salida del sol y el lugar es sobre la capa F, donde se producen una gran cantidad de nuevos fotoelectrones y hay comparativamente pocos electrones vecinos con quién compartir su energía. Mas tarde, la incidencia de la radiación es más vertical y se producen fotoelectrones mas rápidamente en todos los niveles, pero los electrones que los rodean son tan numerosos que sus temperaturas no pueden aumentar mucho. Después que los electrones de la ionósfera han sido calentados en esta forma por los fotoelectrones, transfieren su calor a los iones y a las partículas neutras, aunque mas fácilmente a los iones, debido a la fuerza eléctrica que existe entre ellos. Los iones entonces colisionan a las partículas neutras y comparten su energía de movimiento con ellos (sus masas son similares): finalmente, las partículas neutras pierden su energía ya sea por radiación o por conducción en la atmósfera baja que es más fría. A cada proceso de transferencia de calor se le puede asociar un tiempo característico y si la temperatura de los electrones se aumenta en un tiempo corto comparado con algunos de los tiempos característicos, no queda tiempo entonces para que el calor se pueda transferir de manera homogénea, por lo que algunas de las partículas se van a calentar mas que otras. Esta situación ocurre a la salida del sol, cuando la energía se inyecta demasiado rápido para que los procesos de transferencia tengan lugar; la temperatura de los electrones aumenta considerablemente y en menor cantidad la de los iones y con bastante dificultad la de las partículas. Una o dos horas después de que la transferencia de calor ha utilizado el calor que proviene del sol, y en alturas suficientemente altas, las temperaturas de todas las partículas se igualan y alcanzan valores mayores a las que tenían durante la noche. A veces, durante el año y en algunos lugares, sucede que la salida del sol es más temprano en el extremo de una línea de fuerza que en la otra. Algunos de los fotoelectrones que provienen del sol ingresan por un extremo y luego se desplazan hacia el otro que todavía permanece a oscuras, calentando a los electrones que están allí. Como el sol aún no ha salido en esas regiones, no hay nueva ionización, la concentración de electrones es pequeña y la llegada de los fotoelectrones produce un aumento en la temperatura relativamente grande. 75

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83 Capítulo Naturaleza de la radiación ionizante 5.1 Ionización: por fotones o partículas? El gran acuerdo que existe entre los resultados experimentales y la teoría de Chapman sobre la formación de capas, sugirió que la ionósfera se había formado por algún tipo de radiación proveniente en línea recta desde el sol, aunque su naturaleza no era entonces conocida. Esta podría consistir de fotones de la parte ultravioleta del especto y de rayos X o de partículas, fueran éstas cargadas o neutras. Aunque las partículas cargadas podrían ser reflectadas hacia los polos por el campo magnético de la tierra, ellas no podrían ser descartadas como una posible fuente de ionización aun en las latitudes bajas, porque si ellas llegaran a la tierra como un jet neutro de partículas positivas y negativas, no serían afectadas por el campo magnético de la tierra. Para decidir entre partículas y fotones, se tomó en cuenta la diferencia significativa que existe en sus velocidades. Los fotones viajan con la velocidad de la luz, pero las partículas se mueven mucho mas lento: se podría esperar que tuvieran velocidades similares a las que causaban la aurora veinte o cincuenta horas después que hubieran dejado el sol, o ser aquellas que Milne había descrito como siendo eyectadas desde el sol por la presión de la radiación. Se hicieron algunas observaciones durante un eclipse, cuando la luna intercepta la radiación que proviene del sol. Como los fotones viajan a la velocidad de la luz, cualquiera ionización producida por ellos tendrá que decrecer durante el eclipse, pero la interrupción del haz de partículas se mueve mas lentamente y ocurrirá en un tiempo distinto y podría en principio esperarse fuera notorio un tiempo después. Se debe recordar sin embargo que la luna se mueve alrededor de la tierra con una velocidad que es comparable a la de las partículas y que cuando las partículas recorran la distancia que existe entre la luna y la tierra, la luna se moverá también una distancia similar. Cuando se hicieron los cálculos en detalle, se notó algo inesperado, esto es, que el eclipse de partículas se observaba en la tierra antes que el eclipse visible y que si las partículas tenían las velocidades dadas por la teoría de Milne, el intervalo temporal sería alrededor de 1 hora y media. Hubo entonces la posibilidad de hacer un test simple y crucial. Se midieron las frecuencias de penetración a intervalos regulares en el día en que ocurrió un eclipse total de sol y para propósitos de comparación, también varios días antes y después. Luego se compararon los tiempos del radioeclipse y del eclipse óptico. Las frecuencias de penetración de las capas E y F1 se redujeron notoriamente durante el eclipse visible y no se encontraron anormalidades en las horas precedentes. No bahía entonces duda que la radiación que ionizaba estas capas viajaba con la velocidad de la luz y que estaba compuesta de 77

84 rayos x o de fotones ultravioleta. Incidentalmente, el experimento confirmó también que la radiación provenía del sol. Figura 5.1. Eclipse lunar de partículas y fotones. En tiempos igualmente espaciados 1, 2, 3, 8, la luna está en las posiciones 1, 2, 3, 8. En el tiempo 5, las partículas que interceptó la luna cuando estaba en las posiciones 1, 2, 3, 4 han alcanzado los puntos A, B, C y D respectivamente, por lo tanto, las partículas quedan ocultas a lo largo de un cilindro inclinado. Como la luz viaja muy rápido, los fotones quedan ocultos en el cilindro 5E en la dirección del sol. En el tiempo 5, la tierra intercepta el cilindro A, B, C, D y se produce un eclipse de partícula. La luna y la tierra ahora se mueven, mas rápido la tierra que la luna y en el tiempo 8 la tierra intercepta el cilindro FG donde queda oculta la luz visible, la luz ultra violeta y los rayos X Figura 5.2. Frecuencias de penetración de las capas E y F1 durante los eclipses del 30 de Junio de 1954, observados en Inverness (Escocia). La curva oscura muestra los valores medios para los días de control, antes y después del eclipse. Para la capa F2, los resultados fueron como es usual, confusos. El primer experimento, hecho en la ocasión de un eclipse total en Canadá en 1931, dio un resultado tan convincente como para la capa E, pero en varias ocasiones sucesivas, no se encontró un claro decrecimiento en la frecuencia de 78

85 penetración; a veces incluso, se observaba que aumentaba cuando ocurría el eclipse. Aunque los experimentos no pudieron indicar claramente si la radiación que ioniza la capa F2 consiste de fotones o de partículas, se ha supuesto siempre que esta consiste mayoritariamente de fotones. En tiempos recientes se ha sugerido sin embargo, que la ionización producida por partículas debe ser añadida a la producida por los fotones. 5.2 Cambios en la radiación solar: el ciclo solar Las mediciones de las frecuencias de penetración que comenzaron en 1927 han llegado a ser rutinarias y han continuado haciéndose, aumentado en número hasta el tiempo presente. Actualmente, se conoce como han variado las concentraciones de electrones en los máximos de las capas por períodos mayores que tres ciclos solares. Figura 5.3. Valores para las frecuencias de penetración al mediodía, medidas en Slough, Inglaterra. Cuando se remueven las variaciones estacionales, se observa una variación que sigue al ciclo solar, con un máximo en 1937, 1948 y Es notable que la variación estacional para la capa F2 está fuera de fase respecto a las otras, y que el mayor valor para su frecuencia de penetración F2 ocurra en invierno. Los resultados de observaciones para las tres capas se muestran en la figura 5.3, donde el ciclo solar de 11 años aparece claramente. Aún en los primeros días, cuando las mediciones tenían que ser hechas sobre parte de un ciclo, estos resultados eran importantes porque confirmaban las conclusiones previas que se habían esbozado de las primeras mediciones de geomagnetismo y de señales de radio trasatlánticas, las que mostraban que la radiación ionizante variaba apreciablemente con el ciclo solar, aunque no lo hiciera necesariamente la radiación visible desde el sol. Esos resultados mostraron sin embargo, que las variaciones en las capas E y F2 eran bastante distintas entre sí. Aún durante los días quietos, cuando no están presentes ninguna de las variaciones extremas que acompañan a las auroras y a las tormentas magnéticas, se encontró que la concentración de los electrones en la ionósfera variaba día a día, aunque las variaciones eran menores que las asociadas con 79

86 el ciclo solar. Algunas de estas variaciones exhibían una tendencia de recurrencia de 27 días, como si estuvieran relacionadas con la rotación del sol; mientras que otras eran aleatorias. No es fácil decidir si ellas eran el resultado de las variaciones en la intensidad de la radiación ionizante o eran una evidencia de cambios producidos en la atmósfera terrestre. Las observaciones de las ondas de radio emitidas desde el sol sugerían que ellas estaban relacionadas con lo que ocurría en el sol en la siguiente forma. Apenas terminada la segunda guerra mundial, se usaron las técnicas de radar para mostrar que el sol emitía ondas de radio en la longitud de onda centimétrica. Las mediciones hechas desde 1946 en la longitud de onda de 10 centímetros, mostraron que la intensidad varía con el ciclo solar y en forma diaria y que aumentan particularmente durante la ocurrencia de un SID. Se encontró además que las variaciones diarias de la concentración de electrones en la ionósfera eran similares a las de la radiación de 10 centímetros y se concluyó que la intensidad de la radiación nos puede proveer de una estimación de la radiación ultravioleta y radiación X que nos llega desde el sol. 5.3 Radiaciones responsables para las capas E y F Cuando se conocieron las concentraciones de los electrones en las distintas capas ionosféricas, se hicieron intentos para explicar en detalle como podrían haber sido producidas por los fotones que provenían desde el sol. Para cada capa, existen dos cantidades que se pueden medir y que pueden dar luces sobre la naturaleza de estos fotones: ellos son, la altura del máximo y la concentración de electrones en el máximo. Figura 5.4. La intensidad de las ondas de radio emitidas por el sol, en la longitud de onda de 10 cm, sigue el ciclo solar de 11 años. Esto nos permite estimar la radiación ultravioleta del sol y de la radiación X. La teoría de Chapman muestra que el máximo de una capa, se forma a una altura que depende del grado de absorción de la radiación ionizante y de la distribución en altura del gas a ser ionizado. El grado de absorción de cualquier radiación depende tanto de su longitud de onda como de la naturaleza del gas que la absorbe. La clave por lo tanto para explicar la altura observada de una capa es determinar la longitud de onda de la radiación ionizante x o ultravioleta, su grado de absorción en el gas que se va a ionizar y la distribución en altura del gas. La energía de un fotón es mayor mientras mas pequeña es su longitud de onda y la parte del espectro que puede ionizar a los gases en la ionósfera corresponde a las longitudes de onda de la radiación ultravioleta y de rayos X. Estas radiaciones son absorbidas en el aire y se pueden medir solamente a grandes alturas con la ayuda de cohetes y satélites. Al comienzo, cuando las observaciones tenían que ser hechas desde tierra, era necesario inferir sus intensidades indirectamente por extrapolación de la parte observable del espectro que provenía de un sol a una temperatura de unos 6000 grados. Como las observaciones en tierra se consideraban un intervalo en longitudes de onda desde los 9000 A a los 3000 y se necesitaba conocer el espectro bajo los 10 A, la validez de esta 80

87 extrapolación era dudosa. Sin embargo, se sugirió que los rayos X, con longitudes de onda menores que los 200 ó 300 A debieran ser muy débiles para tener alguna importancia para la ionización de la atmósfera y que solamente podrían producir la ionización observada.las longitudes de onda mayores, ubicadas en la región ultravioleta del espectro Enseguida fue necesario estimar cuan distintos tenían que ser los gases para que la atmósfera absorbiera las distintas radiaciones. Como en el laboratorio, la región del espectro ultravioleta se absorbe en aire, fue difícil de realizar las mediciones del grado de absorción y los resultados a menudo no fueron buenos y tuvieron que ser suplementados por cálculos teóricos que por si mismos generaban nuevas dudas y a que a menudo eran distintos entre un investigador y otro. A pesar de la incerteza de los coeficientes de absorción calculados, se hicieron intentos para seleccionas aquellos gases que pudieran distribuirse en altura y pudieran absorber parte del especto ultravioleta en las cantidades correctas para producir las capas con sus máximos en las alturas observadas. Generar un modelo de este tipo era importante para asegurar que la parte del espectro que produjera una capa con un gas no fuera utilizado para produjera además una capa a una altura ocupada por otro gas. Después de esto, se decidió que una radiación particular podría producir un máximo en una altura particular y ahora era conveniente estimar la tasa a la cual los electrones debían ser producidos. Esto requería estimar la intensidad de la radiación en el intervalo de longitudes de onda seleccionado y hacer una estimación del número de electrones producidos por cada fotón absorbido. La concentración de los electrones resultantes tenía que ser calculada haciendo uso de la tasa de pérdida de electrones deducida de los experimentos descritos en la sección 3.3. Existe mucha incerteza cuando se hacen cálculos de este tipo, particularmente aquellos concernientes con la intensidad de la radiación solar, la tasa de pérdida de los electrones en la ionósfera y del grado de absorción de la radiación en distintas longitudes de onda,. A pesar de ello, se hicieron muchas sugerencias sobre la formación de las distintas capas en los años que siguieron a la segunda guerra mundial. No es de sorprender entonces, que distintos investigadores hayan llegado a conclusiones distintas y que algunas de ellas ya no sean aceptables. Apenas terminó la guerra, muchos nuevos grupos de investigadores pusieron atención en problemas relacionados con la alta atmósfera y la ionósfera. Alguno de estos lo hicieron con un nuevo interés y con nuevas ideas, particularmente enfocadas al estudio de los procesos responsables de la ionización para producir las distintas capas. Comenzó a ser claro que aunque la mayor parte de la luz visible del sol proviene de un nivel, la fotosfera, que está a una temperatura de 6000 grados, había evidencia que algunas de las líneas espectrales observadas visualmente en la corona del sol (sección 1.3) podrían estar más calientes con una temperatura tan grande como un millón de grados. Esto sugirió nuevas posibilidades, porque a la esa temperatura, la intensidad de la radiación ultravioleta de longitud de onda corta y de la radiación X podrían ser mucho mayor que lo que se había supuesto previamente. En esa época también era sabido a partir del espectro visible, que el hidrógeno era abundante en el sol y probablemente en la corona, la línea de radiación Lyman α, de longitud de onda de 1216 A en la región ultravioleta del especto, podría ser muy intensa. Durante los años de post-guerra, hubieron varios avances, experimentales y teóricos, en el conocimiento de la absorción de radiación ultravioleta de los distintos gases atmosféricos; las técnicas de radio en la región de las microondas desarrolladas durante la guerra para los radares, se utilizaron ahora para investigar con mayor detalle las variadas reacciones que acompañaban la pérdida de electrones. En 1960 los vehículos espaciales fueron utilizados por primera vez para investigar la radiación solar ultravioleta y las radiaciones X en alturas donde ya no había absorción: al principio, los experimentos fueron hechos en cohetes y la intensidad de las radiaciones no se medía en valores absolutos, pero a medida que las técnicas se desarrollaban, las intensidades absolutas comenzaron a ser determinadas desde experimentos hechos a mayores alturas ahora desde satélites. Como consecuencia, 81

88 ahora fue posible entender con algún detalle, la forma en que las distintas capas ionosféricas eran formadas. Las nuevas conceptualizaciones, condujeron a algunas revisiones de las antiguas ideas acerca de la tasa con la que los electrones eran perdidos desde la ionósfera. Mientras al comienzo había sido necesario estimar las intensidades (desconocidas) de la radiación ionizante, combinando el conocimiento de la concentración de electrones con una estimación de la tasa de pérdida de electrones, ahora fue posible invertir el argumento y deducir la tasa de pérdida a partir del conocimiento de la concentración de electrones y de la medición de la radiación ionizante. Figura 5.5. La formación de las capas ionosféricas. Los gases disponibles para ser ionizados, se distribuyen en altura como se muestra en la parte derecha de la figura y las longitudes de ondea de las radiaciones que pueden ionizarlas se indican en la región inferior en la escala horizontal. Cuando las radiaciones de distintas longitudes de onda son absorbidas en la atmósfera, su intensidad se reduce por un factor 1/e en las alturas mostradas en la curva. Aquellas que pueden ionizar la gases atmosféricos más abundantes (la parte continua de la curva), producen electrones mas rápidamente en estos niveles. Aquellos que no pueden ionizar los gases principales, se indican por una línea quebrada. La intensa línea de radiación Lyman-α de 1216 A, penetra lo suficiente como para ionizar el óxido nítrico (NO) en la región D. Las ideas actuales sobre los factores que influencian la producción de la ionización en las distintas alturas, se representan gráficamente en la Figura 5.5. Cada gas atmosférico puede ser ionizado solamente por las radiaciones que tengan una longitud de onda menor que un cierto límite de ionización, que se indica a lo largo de la escala horizontal: ningún gas de importancia en la ionósfera puede ser ionizado por una radiación cuya longitud de onda sea mayor que 1200A. La distribución vertical de los gases se determinó como se ha descrito en este libro y se indica esquemáticamente en la parte derecha de la escala vertical. A partir de la información de este diagrama, mas el conocimiento de cuanto es absorbido en cada parte del espectro por los distintos gases, se usó la teoría de Chapman para calcular la altura del máximo de una capa ionizada que podría haber sido producida para cada longitud de onda y se muestra en el diagrama como una línea continua. Aquellas radiaciones que no pueden ionizar el oxígeno o el nitrógeno son absorbidas por estos gases y la línea quebrada representa las alturas donde ellas penetran antes que su intensidad se reduzca 82

89 por un factor1/e 11.Esta parte de la curva es irregular y existen un número de ventanas, donde la radiación de una longitud de onda muy específica puede penetrar mas fácilmente a mayores profundidades. No se ha hecho ningún intento para indicar la posición precisa de éstas, con la excepción de una ventana importante ubicada en los 1216A, cuyo significado será discutido luego. La Figura 5.5 muestra cuales son las radiaciones que son responsables para la ionización en las distintas alturas. La región F se produce por las radiaciones con longitudes de onda entre los 200 y los 800A que ionizan a nitrógeno molecular y a oxígeno atómico a una entre los 150 y los 170 kilómetros. Como se explicó en la sección 3.7, la distribución de electrones que resulta no tiene siempre un máximo en este nivel y cuando lo tiene es un máximo de una capa F1 o es un borde. La forma de la capa F2 está determinada a mayores alturas por la variación con la altura de los procesos de pérdida y de difusión (ver sección 3.7). La capa E, ubicada cerca de los 100 kilómetros, se produce por los rayos X con longitudes de onda menores que 100A, por la ionización del oxígeno y nitrógeno y por la radiación ultravioleta de longitudes de onda que pertenecen a una región cercana a los 1000A y que corresponden al la ionización del oxígeno. 5.4 Ionización de la región D En la región D, debajo de los 90 kilómetros, la situación es más complicada. La Figura 5.5 indica que los rayos X con longitudes de onda menores que 20A pueden ionizar todos los gases atmosféricos presentes en ese nivel, pero que las otras radiaciones con longitudes de onda mayores que 1030A que han penetrado lo suficiente, no pueden ionizar ninguno de los gases que están normalmente presentes. Sin embargo, existen otros gases que son capaces de ser ionizados por longitudes de onda mayores y los electrones que resultan podrían llegar a ser importantes. El óxido nítrico (NO) es un gas de este tipo. Se forma a una altura entre los 60 y los 90 kilómetros cuando el nitrógeno atómico que es producido por reacciones fotoquímicas en la capa E, difunde hacia abajo y reacciona con el oxígeno. Este óxido nítrico puede ser ionizado por la radiación que tiene una longitud de onda hasta el límite de los 1340A, y si una de las ventanas espectrales (sobre la región achurada de la curva) permite transmitir la radiación solar suficientemente intensa, los electrones producidos por radiación ultravioleta podrían llegar a ser tan importante como los producidos por los rayos X. Por una gran coincidencia, este es precisamente lo que sucede. La línea Lyman α es radiada intensamente por el hidrógeno en el sol, con una longitud de onda de 1216A y su longitud de onda coincide casi exactamente con una de las ventanas espectrales en la atmósfera: ésta penetra en la capa del óxido nítrico y produce una copiosa fuente de electrones a una altura de unos 75 kilómetros. Las mediciones de la intensidades de las radiaciones de la línea Lyman α y las radiaciones X, las cuales no son absorbidos en la atmósfera, y que son realizadas desde vehículos espaciales y satélites, muestran que son lo suficientemente intensas para contribuir en la misma proporción a la ionización de la región D. Existe sin embargo una diferencia interesante, pues la intensidad de los rayos X varía bastante a través del ciclo solar, lo que no ocurre con la radicación Lyman α. La intensidad de los rayos X varía también día a día; y con ella, la concentración de electrones en la región D y por supuesto, la absorción de ondas de radio. La ionización en la parte mas baja de la región D no se produce por la radiación solar, como ocurre en el resto de la ionósfera., sino por la radiación cósmica que consiste de partículas cargadas que se mueven rápidamente y que provienen de regiones distantes del espacio y que inciden sobre la tierra igualmente durante el día que en la noche. Sus grandes velocidades le permiten penetrar hasta los niveles muy cercanos a la superficie sin perder mucho de su energía, por lo tanto, la tasa a la cual los 11 Si la radiación estuviera produciendo ionización como en la capa de Chapman, esta debería ser la altura donde la tasa de producción debiera alcanzar su valor máximo. 83

90 electrones son producidos es proporcional a la concentración de las moléculas disponibles en el aire para ser ionizadas en los distintos niveles cada vez mas cercanos a la superficie. La concentración de electrones en cualquiera altura, no depende solamente de la tasa de su producción, si no también de la tasa de las pérdidas y como éstas aumentan hacia abajo mas rápidamente que la tasa de producción, las concentraciones que resultan tienen un máximo entre los kilómetros. Ésta es la distribución que tienen los electrones producidos por los rayos cósmicos y que forman la parte mas baja de la ionósfera o la cola de la región D. Como esta producción se genera por las partículas cargadas de los rayos cósmicos que son desviados por el campo magnético terrestre, es mas intensa en los polos que cerca del ecuador. A primera vista, lo dicho anteriormente, la concentración de electrones en los niveles inferiores de la atmósfera tendría que permanecer constante durante las 24 horas, pues la radiación cósmica incide con igual intensidad durante el día y la noche,. Sin embargo, por las razones que se dan a continuación, no es esto lo que ocurre. En las alturas que nos importan (60 o 70 kilómetros), los electrones colisionan tan frecuentemente con las moléculas, que la mayoría de ellos llegan a estar ligados y forman iones negativos; el número de electrones que permanece libres debiera por lo tanto ser pequeño al menos durante la noche. En el día sin embargo, la radiación del sol que incide sobre los iones negativos, libera los electrones y aquellos que han sido producidos por los rayos cósmicos juegan entonces un papel importante que afectan a las ondas radiales. El resultado es que, en los niveles de los 60 o 70 kilómetros, los electrones de la región D están presentes durante el día, pero no durante la noche. La ionización de la región D varía a través del día según se ha descrito en el párrafo anterior. En alturas cercanas a los 70 y 80 kilómetros, la ionización aumenta gradualmente desde la salida del sol hasta al mediodía y luego decrece cuando atardece. En alturas mas bajas, donde los rayos cósmicos son el agente ionizante mas importante, la concentración de electrones aumenta bruscamente cerca de la salida del sol (cuando los electrones son liberados de los iones negativos a los que han estado ligados durante la noche), permanece mas o menos constante durante el día y luego decrece rápidamente cerca de la puesta del sol, cuando los electrones se recombinan otra vez para formar iones negativos. La ionización de la región D varía con el ciclo solar en una manera interesante. En la parte alta, cerca de los 80 u 980 kilómetros, donde se supone la ionización ocurre por la radiación solar ultravioleta y radiación X, es mayor como se espera, durante el máximo solar que durante el mínimo, pues la radiación X varía en la misma forma. En la parte mas baja, cerca de los 60 kilómetros, donde se supone que la ionización ocurre por los rayos cósmicos, la ionización es mayor durante el mínimo que en el máximo. Esta variación es consistente con la observación que la intensidad de rayos cósmicos varía en forma inversa al ciclo solar. Aunque la ionización en la región D varía en forma regular durante el día y el ciclo solar, se comporta irregularmente de dos maneras, produciendo efectos en las absorciones de las ondas de radio que son muy importantes para los usuarios de las emisoras comerciales. Una de éstas corresponde a la ocurrencia de un SID durante una llamarada solar (solar flare); la otra, está caracterizada por un aumento en la ionización que es acompañada por una absorción de las ondas de radio anormalmente grande, y que ocurre algunos días durante el invierno. Como los SIDs ocurren cuando hay llamaradas solares (ver sección 1.3) que son observadas en el la línea H α del hidrógeno en el rango visible del espectro, se pensó por algún tiempo que el aumento de la ionización en la región D se producía por una llamarada (flare) simultánea en la línea ultravioleta Lyman α, que es también es emitida por el hidrógeno. Cuando se hicieron las mediciones en cohetes y satélites, se encontró sin embargo, que la intensidad de la línea Lyman α no se alteraba apreciablemente durante un SID, y que la intensidad de los rayos X de alta energía (con longitudes de 84

91 onda menores que 10A) aumentaba bastante. Actualmente se cree que la causa de la ocurrencia de un SID es el aumento en la radiacón X y no del aumento de la línea Lyman α. Figura 5.6. Las intensidades de las radiaciones ultravioleta y X emitidas por el sol, son registradas en un satélite durante un SID que comenzó en el tiempo indicado por la flecha. La intensidad de la radiación X aumenta varias veces, mientras que la radiación ultravioleta permanece constante. Los días de invierno cuando la absorción anormalmente grande (denominad anomaía de invierno), esstán probablemente relacionados con los cambios en la composición de la atmósfera. Las mediciones de temperatura y presión hechas con la ayuda de globos en alturas de unos 30 kilómetros, han mostrado que a veces en las regiones que se extiendes sobre unas pocos miles de kilómetros, hay un rápido calentamiento del aire, denominado calentamiento estratosférico y se acumulado evidencia que un calentamiento de este tipo está asociado con un aumento en la absorción. Si esta relación se estableciera, ciertamente sería la primera evidencia clara que los cambios en la atmósfera baja y la ionósfera a veces pueden tener una causa común 85

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93 Capítulo La capa F y los movimientos ionosféricos 6.1 Distribución global de los electrones Las radiocomunicaciones sobre grandes distancias que requerían que la onda tenía que ser guiada por la ionósfera, fueron de gran importancia durante la segunda guerra mundial en ambos bandos. Como la región F parecía ser variable, hora a hora, estación a estación, durante el ciclo solar y tan variaba también de un lugar a otro, fue difícil elegir la mejor frecuencia para ser utilizada en alguna ocasión en particular. Las naciones de los dos lados en conflicto, establecieron por lo tanto ionosondas en distintos lugares para hacer mediciones de rutina de la frecuencia de penetración de las capas, con la esperanza de que un conocimiento mas detallado pudiera conducir a una mejor elección de las frecuencias y mejorar así la calidad de las comunicaciones. Cuando la guerra terminó, había un conocimiento bastante extenso de la ionósfera a una escala global y se pensó entonces que los estudios debían continuar en varios lugares si se quería tener una compresión cabal de las capas (particularmente la capa F). Muchos de los observatorios utilizados durante la guerra, continuaron en operación desde el comienzo de la guerra en 1945 y la ionosfera fue estudiada no solamente en uno o dos lugares donde había un grupo de investigación activo, sino en investigaciones mundiales que envolvían una colaboración científica cercana entre grupos que estaban muy distantes entre sí. Estas actividades recibieron un gran estímulo de la Unión Científica Internacional de Radio (URSI) y fue una de las uniones que se adhirieron al concilio internacional de científicos (ICSU). Sus reuniones regulares cada dos años, ayudaron mucho para fomentar este tipo de colaboración internacional. Durante el periodo del máximo solar, , el ICSU se preparó para un año dedicado al estudio de los fenómenos geofísicos a gran escala. Se le denominó, el año internacional de la geofísica (IGY) donde el estudio de la ionósfera era parte importante de éste. Se distribuyeron cerca de 200 ionosonda en el planeta, muchos de los cuales están todavía en operación. 6.2 El comportamiento anómalo de la capa F Las observaciones a nivel mundial enfatizaron un hecho que ya había sido notado por los primeros investigadores: que el comportamiento de la capa F2 era inesperado y distinto del de las capas E y F1. En los primeros días, cuando se pensaba que la teoría de la capa de Chapman explicaba la formación de la capa F2, era común describirla como una capa de Chapman que exhibía varias anomalías. Posteriormente, las observaciones mostraron que estas anomalías eran tan numerosas y tan importantes, que representaban una parte esencial del comportamiento de la capa: mas aún, la teoría actual ya no considera que dicha capa sea una capa del tipo Chapman (ver sección 4.7) aunque no se 87

94 consideren las anomalías. A pesar de estos cambios de punto de viste, todavía es usual hablar de las anomalías de la capa F2 y los párrafos siguiente se ocuparán de describirlos. La mayoría de las anomalías se manifestaban en el comportamiento de la frecuencia de penetración. Si ésta se comportaba de acuerdo a la teoría de Chapman, tendría que aumentar hacia el mediodía y decrecer durante la tarde, como lo ocurría con la capa E. A menudo sin embargo, esta capa alcanzaba su valor máximo varias horas antes del mediodía o después y a veces habían dos máximos, uno antes y el otro después del mediodía. Las irregularidades de este tipo se conocen como anomalías diurnas. El comportamiento de la capa F en la noche era igualmente inesperado. Una vez que la radiación ionizante ha cesado de llegar a la capa 12, nosotros esperábamos que la concentración de electrones decreciera gradual y suavemente a través de la noche, hasta que la radiación retornara nuevamente durante el día siguiente. Aunque se observaba algún decrecimiento de este tipo, este era demasiado suave y a menudo se observaban aumentos en horas donde la radiación no estaba incidiendo en las alturas apropiadas. Figura 6.1 En este mapa, se muestran los ionosondas que estaban operando en distintos lugares del mundo (incluyendo muchos equipos ubicados en pequeñas islas en medio de los océanos), durante el año internacional de la geofísica (1957-8). El comportamiento anómalo nota particularmente en las regiones polares durante el invierno, cuando no llega ninguna radiación sobre la capa durante varias semanas. La concentración de electrones en el máximo de la capa varía entonces durante las 24 horas, como si estuviera llegando radiación sobre ella; así, cuando el sol está en su posición mas alta (que podría corresponder al mediodía si el sol saliera), la concentración que se observa es la mayor y cuando el sol está en su posición mas baja (correspondiente a la medianoche), la concentración es la mínima. Por lo tanto, tiene que haber alguna fuente de electrones que es controlada por el sol, aún cuando su radicación de 12 Como la capa está bastante alta en la atmósfera, la radiación solar que llega a ella, lo puede hacer por varias horas después que el sol se ha puesto en la superficie de la tierra. 88

95 fotones no pueda alcanzar la capa. Durante el invierno, en varias partes de las regiones polares ocurren algunos cambios en la concentración de electrones en la capa F de manera simultánea, como si ellos estuvieran relacionados con un tiempo universal más que con la posición del sol. Figura 6.2 La anomalía diurna en la capa F2. Los valores medios para cinco días magnéticamente quietos, observados en Mauii, Hawai, en Junio de 1954, alcanzan su máximo durante la tarde. Los estudios efectuados a través de los años de la frecuencia de penetración durante el mediodía, revelaron otra anomalía, conocida como anomalía estacional, donde el máximo de la concentración de la capa durante en medio del verano, cuando el sol está alto en el cielo, es menor que la que se observa durante el medio del invierno, cuando esta bajo. Figura 6.3 La anomalía nocturna en la capa F2. La frecuencia de penetración medida en Talara el 28 de Junio de 1958 aumenta cuando comienza a oscurecer. Las medición muestra también un ejemplo de una anomalía diurna, donde la frecuencia alcanzó un máximo en horas de la mañana. Cuando se comenzaron a examinas las extensivas mediciones que habían sido hechas durante el tiempo de guerra, ellas revelaron otra anomalía que fue mas intrigante. La teoría de Chapman sugiere que en los equinoccios, la concentración de electrones en el máximo de una capa debiera ser máxima sobre el ecuador y también debiera decrecer hacia los polos ya sea en la dirección hacia el norte y también hacia el sur. Las mediciones mostraron sin embargo, que la concentración de la capa F se comportaba de manera muy distinta. A medida que se aumentaba la distancia en la dirección del 89

96 ecuador, aumentaba la concentración y se alcanzaba un máximo en latitudes cercanas a los 20 grados y entonces, bastante más allá la concentración tenía nuevamente un decrecimiento en la dirección de los polos. En vez de haber un máximo de la concentración en la zona ecuatorial, ocurría de hecho un mínimo que estaba entre dos máximos ubicados uno hacia el norte y el otro hacia el sur. Figura 6.4 La anomalía polar en la capa F2. Aunque la capa no es iluminada durante el período oscuro de invierno, en la Antártica la penetración alcanza un valor máximo cerca del mediodía, que es la hora cuando el sol está más alto. Un examen mas detallado de las observaciones, reveló que la posición precisa de este mínimo es controlada por el campo magnético terrestre. La tierra es un gran magneto con líneas de fuera que comienzan en el hemisferio Sur y terminan en el hemisferio Norte y sobre el ecuador se ubican en una dirección horizontal (esto es, paralelos a la superficie terrestre). Sin embargo, el campo magnético no es muy simétrico pues se sabe que el eje del magneto terrestre está inclinado respecto al eje de giro de la tierra de tal suerte que el norte magnético y el polo sur están desplazados cuando se comparan sus coordenadas geográficas y que el ecuador magnético (magnetic dip equator), donde el campo es horizontal, tampoco coincide con el ecuador geográfico y está desplazado hacia el norte en algunos lugares y hacia el sur en otros. Figura 6.5 La anomalía estacional en la capa F2. Los valores medios que se muestran para Slough, Inglaterra, y que corresponden a días magnéticamente quietos, muestran que en la mitad de Junio, cuando el sol estaba alto en el cielo, la penetración era menor que en Diciembre, cuando el sol estaba bajo. 90

97 Cuando las observaciones de radio fueron estudiadas en detalle, fue evidente que la ubicación del mínimo en la concentración de electrones no ocurría a lo largo del ecuador geográfico, sino que a lo largo del ecuador magnético. Esta nueva anomalía geomagnética demostraba una vez mas cuan lejana estaba la capa F de ser una simple capa regida por la teoría de Chapman y mostraba como era de alguna manera, controlada por el campo magnético terrestre. Figura 6.6 La anomalía geomagnética en la capa F2. En el equinoccio, cuando el sol está sobre nuestras cabezas al mediodía en el ecuador, la frecuencia de penetración de la capa no es máxima allí, sino en lugares ubicados al norte y el sur. El mínimo entre los dos máximos corresponde más o menos al ecuador magnético. La curva muestra las frecuencias de penetración observadas sobre el continente americano a las 2100 horas en Marzo de 1958 y en la figura se grafica en función de la latitud del vector magnético (dip latitude). La posición del ecuador geográfico, se muestra con una flecha. El comportamiento de la capa F2 es difícil de explicar no solamente cuando todo ocurre con normalidad, sino que: algunos de los problemas más serios ocurrían durante las tormentas magnéticas. Como se recuerda, las tormentas son acompañadas por una inyección de electrones que se mueven rápidamente en las zonas aurorales y que su luminosidad es generada y aumentada en estas partes de la atmósfera por los flujos de corrientes. Ambos fenómenos ocurren en la región E, a una altura cercana a los 100 kilómetros. Al mismo tiempo, la región F, ubicada a una altura de unos 200 kilómetros, se perturba profundamente, no solamente cerca de las zonas aurorales sino sobre toda la tierra. La frecuencia de penetración se altera, a veces aumentando a otras disminuyendo y la capa usualmente llega entonces a ser mucho más gruesa. Es difícil tener en cuenta todos estos fenómenos: particularmente por los cambios que ocurren en las zonas alejadas de los polos y por la reducción en la concentración de electrones. Ha habido muchos intentos para explicar las anomalías y el comportamiento de la región F2 durante las tormentas. Algunos de ellas la interpretan como cambios en la temperatura de la alta atmósfera o por la ionización producida por los haces de partículas cargadas que se superimponen o que son producidas por la radiación ultravioleta o por los movimientos de masa en el aire o por movimientos de los electrones a través del aire (estacionario). Con una excepción, no ha habido acuerdo acerca de la realidad de los mecanismos sugeridos La excepción explica la anomalía geomagnética en términos del movimiento de los electrones en la capa F. Como los movimientos de este tipo se relacionan estrechamente con.os movimientos en la capa E y basados en la teoría del dínamo del geomagnetismos, a veces se ha sugerido que esta sería la causa para algunas de otras 91

98 anomalías y efectos que ocurren en los tiempos de tormenta, los que a continuación serán discutidos con algún de talle. 6.3 La teoría del dínamo atmosférico De acuerdo con la teoría del dínamo atmosférico, los movimientos que arrastran a la ionósfera conductora a través del campo magnético terrestre, inducen sobre ella voltajes y corrientes. Los cálculos de estas corrientes requieren un conocimiento de los movimientos del aire, de la forma en que el movimiento de los electrones y iones es controlada por la colisión con las partículas del aire neutro y por el campo magnético de la tierra: si éstos tópicos son tomados en cuenta apropiadamente, debiera ser posible calcular la magnitud de las corrientes y por lo tanto, las variaciones geomagnéticas. Figura 6.7 El campo magnético terrestre es muy parecido al producido por una barra magnética ubicada en el centro de la tierra. La dirección del imán permanente no está alineado con la dirección del eje de giro terrestre, y por ello, el polo magnético (MP) no coincide con el polo geográfico (GP) y tampoco coincide el ecuador magnético, donde el campo magnético terrestre es horizontal, con el ecuador geográfico. El movimiento del aire en la superficie, ha sido investigado analizando las mediciones de la presión barométrica: si las mediciones se llevan a cabo por un tiempo suficiente, es posible eliminar las variaciones aleatorias causadas por condiciones del tiempo local y se pueden aislar las oscilaciones regulares y persistentes que tengan períodos de la mitad de un día solar y lunar. Se encuentra entonces que la oscilación solar es 16 veces mas intensa que la lunar. Al comienzo, se pensó que ambas oscilaciones eran causadas por las atracciones gravitacionales del sol y la luna respectivamente y se denominaron mareas atmosféricas, por analogía con las mareas en el océano. Se sabe que la marea lunar es la mas grande que la solar debido a que la atracción de la luna en la superficie de la tierra es como dos veces y medio que la del sol. Para explicar la mayor marea solar en la atmósfera, se pensó que los gases atmosféricos estaban distribuidos de tal forma que tendían a oscilar por si mismos con un período igual a la mitad de un día solar y que cuando el sol comenzaba a producir un movimiento con el mismo período, la atmósfera respondía con fuerza, es decir, resonaba. Mediciones de la composición atmosférica y de temperatura hechas en diferentes altura, han mostrado sin embargo, que los gases no se distribuyen de hecho esta forma y que el tiempo natural de oscilación de los gases no es lo suficientemente cercano al un medio día solar para que la explicación sea válida: ahora se cree que la 92

99 oscilación lunar es del tipo marea que es producida por la gravedad, mientras que la variación solar es producida por el calor que se inyecta en la atmósfera cuando la radiación del sol incide sobre la tierra. Como las dos oscilaciones son excitadas de manera distinta, no es sorprendente que la variación solar sea la mayor que la lunar. Aún antes de la segunda guerra mundial, fue posible usar las estimaciones de las magnitudes de las oscilaciones solares y de la conductividad eléctrica de la ionósfera (basadas en mediciones de radio de las concentraciones de electrones en distintas alturas), para calcular las corrientes que debieran fluir en el dínamo atmosférico, para ver como podrían producir los cambios diurnos observados en el magnetismo terrestre. Los cálculos más detallados mostraron que las oscilaciones a una altura de unos 100 kilómetros, eran unas 200 veces mayores que en la superficie, y cuando este movimiento se amplificaba, los cambios calculados de los campos magnéticos resultaban ser menores que los observados por un factor al menos de 300: claramente, algo estaba errado. Muchos años pasaron antes que el error fuera entendido y no fue sino hasta 1950 que se encontró una explicación satisfactoria. Se entendió que aunque las corrientes podían fluir horizontalmente en la ionósfera, no lo podían hacer verticalmente, porque si sí fuera, no sabían hacia donde fluir. Cuando se introdujo este hecho en la teoría, se encontró que los movimientos de los iones y electrones se modificaban y se producía una diferencia importante en el cálculo de la magnitud de la conductividad. Cuando se utilizó la conductividad revisada junto con la magnitud estimada de la velocidad del aire a los 100 kilómetros de altura, se encontró que las variaciones geomagnéticas eran similares a las observadas. Un resultado importante entonces fue que cerca del ecuador, donde el campo magnético es horizontal, la conductividad y por lo tanto las corrientes, debían aumentar bastante. Esta conclusión proveyó de una explicación satisfactoria para las antiguas observaciones que mostraban que las variaciones cercas del ecuador eran anormalmente grandes. La teoría revisada indicó que la conductividad era la mayor a una altura de unos 130 kilómetros y se esperaba que las corrientes tuvieran que fluir principalmente en ese nivel. Cuando los cohetes estuvieron disponibles para poner los equipos de medición en la alta atmósfera, fue posible localizar experimentalmente el nivel donde fluían las corrientes del dínamo; de hecho, el primer experimento hecho sobre un cohete fue de este tipo. Esto ocurrió en 1949 y se empleó un magnetómetro para medir la intensidad del campo magnético a diferentes alturas y los resultados se transmitieron hacia tierra por radiotelemetría. A medida que se aumentaba en altura, se encontró que primero decrecía la intensidad del campo, como se esperaría si la tierra se comportaba como una esfera magnetizada (La intensidad es inversamente proporcional al cubo de la distancia desde el centro de la tierra). Sin embargo, sobre los 100 kilómetros, el campo comenzaba a variar con la altura de manera distinta y se concluyó que el cohete había entrado en una región donde las corrientes del dínamo estaban fluyendo. Desde ese tiempo ha habido otros experimentos de naturaleza similar: todos ellos han mostrado que las corrientes fluyen a una altura cercana a los 130 kilómetros como sugería la teoría. 6.4 Los movimientos de la capa F y el motor atmosférico El campo magnético permanente de la tierra tiene una influencia no solamente en fijar la dirección y magnitud de la corriente:; también produce una fuerza que hace que la corriente fluya, como lo hace la corriente en la armadura de un motor eléctrico para moverse cuando está bajo la influencia de los campos magnéticos. Esta acción de motor, produce un movimiento de toda la región ionosférica donde fluyen las corrientes y esta analogía ha sido utilizada para explicar algunas de las pequeñas desviaciones en el comportamiento típico de una capa de Chapman que han sido observadas en la capa E. Un comportamiento similar a un motor se ha sugerido también para la capa F, para explicar algunas de las anomalías que se observan en dicha capa y que no pueden ser descritas como 93

100 pequeñas desviaciones de un modelo simple. A continuación vamos a ver como podría existir un motor atmosférico en la capa F, que fuera puesto en funcionamiento por un dínamo en la capa E. Si el dínamo atmosférico situado a una altura de unos 100 o 130 kilómetros, fuera conectado a través de alambres con la capa F ubicada sobre una altura de 250 kilómetros, se podría generar corrientes sobre esta última. Esta corriente sería ser mucho mas pequeña que la corriente de la capa E y no sería necesario tomarla en cuenta cuando se consideraran las variaciones geomagnéticas, pero debiera ser lo suficientemente grande para poder sentir una fuerza que fuera producida por la presencia del campo magnético permanente. Esta configuración podría constituir entonces un motor atmosférico en la capa F, y sus movimientos podrían explicar al menos algunas de las anomalías encontradas allí.. Figura 6.8 Un modelo del dínamo atmosférico en la capa E y el motor en la capa F. Cuando se combinan los movimientos de marea de la capa E con la componente vertical del campo magnético terrestre, producen una diferencia de voltaje en la capa F a lo largo de las líneas de campo magnético que suben como alambres. Se genera entonces una corriente en la capa F y cuando se combina con la componente horizontal del campo magnético terrestre, causa un movimiento vertical de la capa. Figura 6.9 La anomalía ecuatorial explicada como un efecto fuente. Durante el día, la acción del dínamo atmosférico en la capa E, mueve los electrones en la capa F, que actúa como motor sobre el ecuador magnético. Los electrones entonces se difunden y caen a lo largo de las líneas geomagnéticas de fuerza y se acumulan en dos lugares, uno a cada lado del ecuador. 94

101 Ahora bien, sucede que la ionosfera que se encuentra entre estas dos capas, se puede consideran en algunos casos, que son los hilos conectores que conectan el dínamo de la capa E con el motor de la capa F. Esta posibilidad se da porque la conductividad de la ionósfera es mayor a lo largo de la dirección del campo magnético y porque (sobre la mayor parte de la tierra) las líneas de fuerza magnética corren oblicuamente y por lo tanto, actúan como alambres que conectan las capas. Una vez que se aceptó esta idea, fue posible calcular cuales eran los movimientos de la capa F que acompañaban a la corriente del dínamo de la capa E. En general, los cálculos se han realizado en dos formas distintas: en el primero, se comienza con un conocimiento de las variaciones geomagnéticas, luego se deducen las corrientes en el dínamo y se inserta todo lo que se conoce acerca de la conductividad en la capa E para producir el voltaje que produce estas corrientes y que se tendría que aplicar en la capa F, para deducir finalmente los movimientos que se producen en dicha capa; en la otra forma, se comienza haciendo suposiciones sobre los movimientos de la capa E, lo que permite calcular el voltaje que se tendría que aplicar a la capa F; luego se procede como antes. Ambas aproximaciones muestran que sobre la capa F ocurren movimientos de considerable magnitud y salvo una excepción, no ha sido aún posible relacionar completamente los movimientos con las anomalías observadas. La excepción es la anomalía geomagnética, que ocurre cuando el sol está en el cenit sobre el ecuador. Se observa que la concentración máxima de electrones en el máximo de la capa F se encuentra, no sobre el ecuador, sino sobre líneas que son aproximadamente paralelas con el ecuador geomagnético y que además están desplazadas alrededor de unos 20 grados. Para explicar este fenómeno, debe tenerse en cuenta que la distribución de electrones no depende solamente de las tasas de producción, pérdida y difusión, sino también de los movimientos que resultan de la acción del motor; y también del hacho que la difusión ocurre con dificultad en la dirección perpendicular a las líneas del campo. Por lo tanto, la difusión no ocurrirá mayormente hacia abajo, sino a lo largo de las líneas de campo magnético. Siguiendo estas ideas, se ha podido mostrar que la ionización producida durante el día en la capa F sobre el ecuador, se produce primero hacia arriba por la acción del dínamo y luego se difunde oblicuamente hacia abajo, a lo largo de las líneas de fuerza, hasta que se llega a formar un máximo en la concentración de electrones entre dos líneas, ubicadas una a cada lado del ecuador. Un movimiento de este tipo se ha descrito con el nombre de efecto fuente. Esta explicación fue sugerida apenas se terminó la segunda guerra mundial, pero cálculos detallados de su magnitud tuvieron que esperar la disponibilidad de los métodos computacionales digitales: ahora que se ha trabajado en detalle, ha sido posible reproducir los hechos observados. El acuerdo entre teoría y observaciones es quizá uno de las mayores razones para creer en la veracidad de la idea del motor atmosférico y de la importancia que tiene la difusión en el máximo de la capa F2. 95

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103 Capítulo El entorno de la tierra 7.1 Lo que se conocía en 1969 Antes de 1957, cuando se hicieron los primeros experimentos utilizando los satélites artificiales, el estado de la atmósfera sobre los 200 o 300 kilómetros (el máximo de la capa F2) tenía que ser inferido solamente a partir de las mediciones hechas desde tierra. La extrapolación hacia arriba, condujo a la creencia que a medida que la atmósfera se hacía menos densa a mayores alturas, se iba diluyendo gradualmente en el espacio vacío o quizá en el espacio interplanetario, donde la densidad es cercana a un átomo por centímetro cúbico. El sol hacía sentir su influencia sobre la atmósfera terrestre a través de la radiación de fotones y ocasionalmente a través de jets de partículas cargadas que impactaban la atmósfera terrestre para producir tormentas en la ionósfera, que eran acompañadas por irregularidades magnéticas y auroras. Sin embargo, no se consideraban ninguna otra interacción entre la tierra y el sol. En particular, los campos magnéticos de la tierra y del sol ejercían su influencia sobre los gases ionizados por separado en sus propias vecindades y ninguno de ellos se extendía lo suficiente como para influenciar al gas que rodeaba al otro. Una vez que el primer satélite fue lanzado, la visión cambió drásticamente. Los avances en el conocimiento han sido tan rápidos y fundamentales que sería sorprendente si fuera correcta en todos los detalles. Lo que se describe aquí, presenta la situación que se aceptaba en 1969 y aunque los detalles pudieron cambiar durante los años siguientes años, la descripción dada no se alteraría grandemente. La principal diferencia entre los antiguos y nuevos conceptos ocurría porque ya no se pensaba que la tierra y el sol son cuerpos que están completamente separados con un espacio vacío entre ellos. Ahora se creía que la tierra está inmersa en un haz de partículas cargadas que fluyen estacionariamente desde el sol. Este viento solar distorsiona el campo magnético del sol y lo empuja en la dirección radial. De esta forma, cuando el viento solar llega a la tierra, es lo suficientemente intenso para ser importante. Al llegar a la tierra, el viento se deforma alrededor del campo geomagnético y lo rodea, como lo hace el aire cuando rodea un obstáculo que se ubica en su camino. El campo geomagnético sin embargo se parece mas a un objeto deformable que a uno sólido y se distorsiona cundo el viento solar pasa sobre él. La región donde se distorsiona el campo geomagnético se denomina magnetosfera. En algunas partes de esta región, las partículas pueden oscilar y son entonces atrapadas por las líneas de fuerza geomagnéticas; las partículas del viento solar pueden entrar en estas regiones de atrapamiento de maneras que no son completamente entendidas. Durante una perturbación se producen una serie de pulsos de partículas cargadas que son emitidas desde algunas áreas activas sobre la superficie del sol y que se superimponen al viento solar normal. Durante su aproximación hacia la tierra, las partículas modifican el campo magnético solar que ya ha sido modificado por el viento solar normal y cuando llegan a la magnetósfera, son responsables de las tormentas magnéticas y auroras. Un de los efectos que producen en su llegada a la tierra, es 97

104 aumentar la velocidad de las partículas que están oscilando en las regiones de atropamiento, lo que permite que éstas dejen estas regiones y entren en la ionósfera con suficiente energía para producir las auroras y las tormentas. En este capítulo, nosotros elaboraremos con algún detalle esta visión moderna. El razonamiento que ha conducido a esta visión se irá detallando y complicando de apoco; aunque se hace mención del tipo de observaciones experimentales sobre las que se basa la visón, no se intenta presentarlas en detalle. La atención se dirige primero al ambiente del sol, después al de la tierra y finalmente da la región intermedia donde los dos ambientes se encuentran. Figura 7.2 El cometa Mrkos en Agosto de La cola más recta, consiste de gases ionizados que son soplados desde el cometa por el viento solar. Como la cola no está alineada exactamente en la dirección radial desde el sol, se puede estimar la velocidad del viento. La cola más difusa está curvada y se forma por la presión de la luz solar que inciden sobre los gases neutros del cometa. 7.2 El sol y el viento solar La primera sugerencia de que un viento podría estar fluyendo continuamente desde el sol, provino de las observaciones de las colas de los cometas. Por largo tiempo se sabía que estas se dirigían en una dirección que se alejaba del sol, un hecho que había sido atribuido a la presión que ejercen los fotones de la luz solar sobre los gases de la cola del cometa. Algunos cometa tienen sin 98

105 embargo dos colas, una de las cuales se puede relacionar con la presión de los fotones y en 1951 se sugirió que la segunda era causada por la interacción entre las partículas cargadas del cometa y el haz de partículas cargadas que se alejaban del sol. A partir de la medición de la dirección de la cola, se calculó la velocidad de estas partículas y resultó ser del orden de unos 300 o 500 kilómetros por segundo. El siguiente paso en el argumento provino de las investigaciones teóricas de las condiciones que existían en la corona solar, que es la atmósfera ionizada del sol. La evidencia espectroscópica junto con otras evidencias, habían sugerido que su temperatura debía de ser tan grande y cercana al millón de grados y la teoría mostraba que el gas ionizado debía estar continuamente moviéndose desde el sol con una velocidad del mismo orden que del viento solar calculado a partir de observaciones de los cometas. Figura 7.1 Cuando el viento solar se encuentra con el campo magnético de la tierra, se produce una onda de choque (la magnetopausa) y el viento fluye alrededor de ella. La región dentro de la magnetopausa (donde el viento no ingresa), se llama la magnetosfera. Aquí, el campo magnético terrestre está distorsionado y existen regiones donde las partículas cargadas son confinadas mientras se mueven. El viento solar consiste de partículas cargadas, de electrones y protones y es por lo tanto es un buen conductor de la electricidad. Fue entonces necesario considerar como el viento solar podría afectar a los campos magnéticos de la tierra y del sol. Cuando un conductor se mueve en un campo magnético, se inducen corrientes sobre él, como ocurre en los alambres de un dínamo o en el dínamo atmosférico ubicado bajo la ionósfera. Estas corrientes producen su propio campo magnético y si por alguna razón el conductor se moviera, el campo se movería con él también. Este fenómeno se ilustra con una demostración bien conocida de un experimento que utiliza un anillo superconductor de plomo. El anillo se coloca sobre una barra imantada y luego se enfría a una temperatura muy baja, para que pierda toda su resistencia (llega a ser un superconductor). En el anillo, se induce entonces una corriente cuando se activa el electroimán y se puede detectar la presencia de esta corriente por medio de la deflexión de una aguja insertada en un instrumento. Si el anillo se mueve, lo hará con sus corrientes y también con su campo magnético y la aguja del medidor se moverá. Se puede decir entonces que el campo ha sido congelado en el anillo a través de la circulación de la corriente que se ha inducido sobre ella. En la misma forma, cuando las corrientes son inducidas en el viento solar que es altamente conductor y las líneas del campo magnético son transportadas a medida que se el viento solar se mueve. El resultado es que el campo magnético solar que ha sido congelado se distorsiona por el 99

106 movimiento del viento solar y las líneas del campo magnético son deformadas radialmente cuando salen del sol. En el viento solar, la distribución del campo magnético se determina por la distribución de las partículas que se mueven. Puede también ocurrir la situación inversa, donde la distribución de las partículas que se mueven se determina por el campo magnético. Cerca de la tierra por ejemplo, las partículas cargadas de la alta atmósfera se mueven en espiral a lo largo de las líneas de fuerza magnética y su distribución es controlada por la forma del campo, que es lo contrario de lo que pasaba con el viento solar. Cuál es la razón de esta importante diferencia? Tiene que ver con la cantidad relativa de energía que ha sido guardada en las partículas que se mueven y en el campo magnético. Un haz de partículas posee energía dada por su movimiento y si se lo deja en reposo, la energía tendrá que aparece en otra forma. Por ejemplo, si un haz de pelotas producido por una máquina disparadora se detiene con una hoja de metal, la energía de movimiento se convertirá en calor y la temperatura del metal aumentará. La energía se puede guardar también en algún lugar donde exista un campo magnético, aún si el espacio está vacío Este hecho no es tan obvio, pero se demuestra de manera convincente si se interrumpe bruscamente la corriente que fluye por los alambre de un gran electroimán abriendo un interruptor; aparece de manera violenta una chispa acompañado de una descarga eléctrica en el interruptor, lo que es una evidencia que la energía tiene que ser disipada si el campo magnético se remueve abruptamente del electoimán. Figura 7.3 Las mediciones hechas con sondas espaciales, muestran que la intensidad del campo magnético disminuye a medida que nos alejamos del centro de la tierra. Existen dos cambios bruscos en este decrecimiento, uno a una distancia de unos 13 radios terrestres (el contorno de la magnetosfera) y el otro a los 20.5 radios terrestres (el borde exterior de la magnetopausa). Si en un volumen dado, la energía que reside en las partículas que se mueven excede con creces a la energía del campo magnético, las partículas determinarán la forma del campo; pero si el campo magnético tiene la mayor energía, determinará la distribución de las partículas. En el viento solar, las energía de las partículas es la mayor y el viento solar peina a las líneas de campo magnético; por otro lado, cerca de la tierra, en la magnetosfera, la energía del campo magnético es mayor y es el campo magnético el que determina la distribución de la ionización. La íntima relación que existe entre las partículas y el campo magnético ha sugerido que si el campo tiene que ser investigado, por ejemplo por medio de una sonda espacial, tendría que ser posible hacer deducciones sobre la distribución de las partículas cargadas asociadas. Muchas sondas han 100

107 llevado con este propósito, magnetómetros para medir el campo magnético. Se ha encontrado que a una distancia cercana a 13 veces el radio de la tierra, la intensidad del campo magnético decrece en proporción inversa al cubo de la distancia (Figura 7.3) como se esperaría suposición bien establecida que el campo magnético es similar al producido por un pequeño imán ubicado en el centro de la tierra 13. Sin embargo, a mayores distancias, ocurren dos cambios bruscos. El primero ocurre alrededor de los 13 radios solares; aquí el campo magnético llega a ser irregular y es menor que lo se esperaría de una barra imanada; el segundo ocurre un poco mas lejos, cerca de los 20 radios, donde el campo magnético es suave y decrece otra vez, llegando a ser más o menos independiente de la distancia. La región mas interna está en la magnetósfera, el punto mas remoto está en el viento solar y la región entre ellos, donde el campo es irregular, se denomina la magntopausa. Figura 7.4 El viento solar arrastra las líneas de campo magnético hacia afuera en una trayectoria que tiene la forma de una espiral, pues el sol está rotando. Durante los años el campo estuvo dirigido alternativamente hacia y desde el sol en zonas vecinas. Como estas zonas son arrastradas por la rotación solar, el efecto que produjeron fue que el campo magnético que se observó en la tierra varió con un período de 27 días. En el viento solar, el campo magnético se alinea, aunque no exactamente, en una dirección radial desde el centro del sol (Figura 7.4). La dirección precisa se explica si se considera el hecho que el sol rota sobre su eje una vez cada 27 días; las formas de las líneas de campo magnético tienen por lo tanto una forma similar a la que tiene un jet de agua que se proyecta radialmente en una regadera rotante de las que se utilizan en los jardines. El ángulo entre el viento y la línea sol-tierra se determina entonces por la velocidad de rotación del sol y por la velocidad del viento solar. Una observación interesante es que el campo magnético a veces se dirige hacia nosotros y a veces se aleja, por lo tanto, el campo magnético que proviene del sol mantendrá su dirección por cinco o siete días y en una rotación solar podrá haber entre cuatro o cinto inversiones. Las implicaciones de esta observación no son claras, pero no existe ninguna duda de su importancia. 7.3 El viento solar y la tierra Para comprender lo que sucede cuando el viento solar llega a la tierra, es útil considerar como se desvía el haz de aire y fluye alrededor de un obstáculo ubicado en su camino. La desviación es 13 Aunque las corrientes en el dínamo atmosférico producen desviaciones que se desvían de la ley del inverso del cubo cerca de la magnetopausa (ver sección 6.4), el efecto es despreciable a mayores alturas. 101

108 causada por la onda que se refleja en el obstáculo y que viaja de vuelta hacia la fuente del haz, como si portara un mensaje sobre el obstáculo que está en el camino y que tiene que ser evitada. En el aire, esta onda viaja con la velocidad el sonido. Sin embargo, si el chorro de aire tiene una velocidad mayor que la velocidad del sonido, las partículas llegan al obstáculo antes que ellas reciban el mensaje que el obstáculo está allí y las líneas de flujo continúan en línea recta hasta que llegan a la superficie y entonces tienen que hacer un cambio brusco de dirección Este cambio de dirección, que está acompañado también por un cambio brusco en la presión y en la velocidad de las partículas, ocurre en una delgada capa, que se denomina onda de choque. Una onda de choque se produce siempre cuando la velocidad relativa del arre y del obstáculo es supersónica: un ejemplo es si tenemos aire en reposo y un objeto que podría ser un avión, se mueve a través del aire con una velocidad supersónica. Cuando: la onda de choque llega a superficie, se produce el bien conocido estallido supersónico. Figura 7.5 Una onda de choque en el aire: la fotografía de una onda de choque en un túnel de viento supersónico, cuando un chorro de aire moviéndose con una velocidad de 8.6 veces la velocidad del sonido, incide sobre una esfera. La situación con el viento solar es la misma, excepto que las ondas ordinarias de sonido no pueden viajar a través de él: el tipo apropiado de onda es uno que se denomina onda hidromagnética, que es un tipo de onda que puede viajar en un medio como el viento solar que contiene partículas cargadas y un campo magnético. La velocidad de la onda hidromagnética en el viento es considerablemente mas pequeña que la velocidad del viento mismo, por lo tanto, cuando el viento se encuentra con la tierra, se produce un choque. En la región exterior a la posición de la onda de choque, el viento solar permanece inalterado, pero en el interior, su dirección cambia abruptamente. Existe otra diferencia entre el impacto del viento solar sobre la tierra y el impacto del viento neutro sobre una esfera sólida. Esta diferencia es el campo magnético y no la tierra sólida en si misma que actúa como un obstáculo en la trayectoria del viento solar. El campo magnético es como un obstáculo que el viento tiene que rodear cuando fluye y recibe el nombre de magnetosfera. La onda de choque en el viento solar no ha sido formada precisamente en el lugar donde comienza la magnetosfera, sino que en una distancia delante de ella. Entre la onda de choque y la magnetósfera hay una región intermedia donde el movimiento del haz de partículas se convierte en un 102

109 movimiento aleatorio. Esta región es la magnetopausa y es allí donde las partículas que se mueven al azar, transportan un campo magnético irregular que puede ser detectado por una sonda espacial que pase a través de ella como se muestra en la Figura 7.3, a una distancia entre los 13 y 20.5 radios terrestres. 7.4 La magnetósfera La magnetopausa, en la dirección desde el sol hacia la tierra, las partículas del viento solar no penetran el campo geomagnético. Esta región se llama magnetósfera y en ella la energía del campo magnético es mayor que la energía de las partículas. Por lo tanto allí, los movimientos de las partículas son controladas por el campo. Se puede pensar que esta es una región aislada que contiene solo partículas y campo magnético y que se comporta como un obstáculo alrededor del cual fluye el viento solar. Esta región tiene una forma que está determinada por el campo magnético terrestre pero que está distorsionada por el viento solar que sopla al pasar sobre ella y se parece más a una pelota deformable que a un obstáculo rígido: esta es empujada y adquiere la forma de una pera con el gancho apuntando en dirección que se aleja del sol. Como el eje del magnetismo terrestre hace un ángulo con la dirección del viento solar, la magnetósfera adopta la forma que se muestra en la Figura 7.1. Dentro de la magnetósfera, el movimiento de las partículas cargadas está controlado por el campo geomagnético y en una primera aproximación se puede decir esta es una región donde las partículas del viento solar no entran ni salen: esta aseveración será refinada después. Bajo la magnetósfera está la ionósfera, donde los electrones en movimiento hacen muchas colisiones que están guiadas por el campo geomagnético que comparativamente no es importante. La ionósfera se mezcla con la magnetósfera en aquellas alturas donde las colisiones llegan a ser lo suficientemente infrecuentes para permitir que el campo magnético juegue un rol importante. Figura 7.6 La producción de un silbido (whistler). Un rayo de luz radía un pulso de onda electromagnética, que viaja a lo largo de la línea de campo magnético a través de los electrones que están presentes en la ionósfera y la magnetosfera. A medida que el pulso viaja, se desarrollan oscilaciones que son mas rápidas en el frente y mas lenta en la región de atrás del pulso y luego es recepcionado en el otro extremo de la línea de campo como un silbido con una variación en su frecuencia (pitch) que primero sube y luego baja. El comportamiento del pulso es similar al que se produce en la superficie del agua cuando se deja caer una piedra. Muchos de los átomos en la magnetósfera existen en la forma de iones, cargados positivamente. Cuando un electrón que está también cargado se aproxima a los iones, su trayectoria se curva: la curvatura es menor mientras mas rápido se mueva. Las curvaturas de este tipo de trayectorias constituyen una colisión e interfiere con el control geomagnético. Mientras mas rápido se muevan los 103

110 electrones, sufrirán menos desviación y estarán más ligados a las líneas del campo geomagnético: algunos de ellos, que dejan la ionósfera al final de una línea de campo, viajaran a lo largo de ésta en un movimiento espiral y alcanzarán la ionósfera en el punto magnético conjugado, ubicado en el hemisferio opuesto. Ellos fué discutido en la sección 4.5. En algunas circunstancias (sección 7.6) las partículas se mueven rápidamente y viajaran de ida vuelta a lo largo de las líneas de campo en la magnetósfera sin penetrar la ionósfera: entonces se dice que ellas han sido atrapadas y a menos que suceda algo pueda liberarlas, permanecerán atrapadas en la magnetósfera indefinidamente. Las regiones donde ocurre el atrapamiento se denominan los cinturones de Van Allen, después del investigador que las os descubrió. 7.5 Silbadores y electrones magnetosféricos La concentración de electrones en la magnetosfera se puede medir desde tierra de una manera simple, observando aquellas que ocurren en la radiación electromagnética (conocida como silbadores o whistlers) que se pueden escuchar al poner un alambre sobre un receptor telefónico, preferiblemente en un amplificador de frecuencias del tipo que se utilizan en los gramófonos. Cada silbador, cuya frecuencia varía (pitch), tiene una duración de al menos un segundo: se puede representar en cierto sentido por la palabra pi-u.. En el pasado, los silbadores eran observados frecuentemente por azar. En 1886, se registraron una serie de extensivas observaciones por aquellos que utilizaban el teléfono en el observatorio ubicado en la cumbre de los montes Zugspitze en Autria; ellos Los silbidos también se habían escuchado en los cables telegráficos submarinos. Mas recientemente han sido estudiados sistemáticamente y los cambios en su inclinación (pitch) se ha registrado. Figura 7.7 La concentración de electrones en la magnetósfera deducida por cuatro investigadores distintos, obtenidas de observaciones de los silbadores. En 1953 se mostró que se producía un silbido cuando una onda era radiada en una descarga eléctrica del tipo flash luminoso o chispa, en un hemisferio y este viajaba a lo largo de una línea de fuerza geomagnética de fuerza al otro hemisferio y que la naturaleza del silbador dependía de la 104

111 concentración electrónica en la ionósfera y la magnetósfera por donde pasaba este Una chispa luminosa radía ondas electromagnéticas que cubren un intervalo en frecuencias muy amplio; algunas por ejemplo, son recibidas en un radio receptor ordinario, donde son escuchadas como atmosféricas. Otras, tienen frecuencias tan pequeñas, que corresponden al sonido audible: no hay necesidad de utilizar receptores de radio para detectarlas y es suficiente conectar un alambre a un teléfono. Cuando ocurre una chispa, ocurre que todas las frecuencias radían simultáneamente y el ruido en un receptor cercano suena como un disparo (bang) y no como una nota musical. Cuando las ondas alcanzan la ionósfera, las frecuencias de audio son compelidas a viajar a lo largo de líneas de fuerza del campo geomagnético y las mayores frecuencias viajan mas rápidamente que las frecuencias mas bajas. El tiempo de retraso entre la recepción de la luz y de las bajas frecuencias depende de la distancia total que se ha viajado y de la forma en que lo electrones se han distribuido a lo largo de la línea de fuerza que ha seguido, particularmente de la concentración de electrones en la región más alta de la línea, que esta mas alejada de la tierra. Si se hacen observaciones en lugares distintos, donde las líneas de fuerza se ubican en distintas distancias, es posible investigar las concentraciones de los electrones en aquellos lugares remotos o alejados de la tierra. Algunos resultados se muestran en la Figura 7.7. Las concentraciones medidas se refieren a los electrones más lentos que tienen velocidades típicas de la ionósfera; ellas son mucho mayores en número que los electrones de alta velocidad que están atrapados en los cinturones de Van Allen. 7.6 Partículas atrapadas Aquellas partículas cargadas que se han movido lo suficientemente rápido, hacen pocas colisiones en la magnetósfera y viajan a lo largo de las líneas geomagnéticas en siguiendo trayectorias espirales que pueden deformarse por las circunstancias. Si las líneas de campo corren paralelas, entonces cualquier partícula continuará moviéndose en espiral a lo largo de la línea y siempre en la misma dirección y la espiral será del mismo diámetro. Pero las líneas del campo terrestre no son paralelas; ellas se contraen en los en los extremos, cerca de los polos y el movimiento de las partículas es mas complicado. A medida que se mueven a una región donde las líneas están mas cercanas entre sí, sus trayectorias espirales se juntan y si las condiciones lo permiten, el movimiento hacia delante cesa completamente y lo que queda entonces es un movimiento circular alrededor de la línea. En ese punto, las partículas comienzan viajar a lo largo de la línea otra vez, pero ahora en dirección opuesta y la espiral comienza otra vez a expandirse. El proceso se repite en el otro extremo de la línea; las espirales se cierran nuevamente hasta que el movimiento cesa y la partícula comienza a viajar en dirección opuesta una vez más. De esta forma, las partículas que viajan en espiral se mantienen rebotando continuamente de ida y vuelta, desde un punto espejo al otro, moviéndose a lo largo de una línea de fuerza en una espiral que se deforma en el centro y en los extremos. Si un punto espejo está muy cercano a la tierra y cae dentro de la ionósfera, existe una alta probabilidad que la partícula colisione con un constituyente atmosférico y entonces su trayectoria será perturbada seriamente, las partículas cesarán de estar atrapadas y utilizarán su energía en producir ionización o en genera luz, que se perderá en la magnetósfera; se dice que la energía será vertida en la ionósfera. Pero si el punto espejo está a una altura suficientemente alta, la partícula continuará rebotando sin interrupción; se dice entonces que la partícula está atrapada. Las partículas que son atrapadas se pueden observar por medio de los aparatos que se instalan en los satélites y es importante conocer cuales de ellas, si las hay, serán depositadas en la ionósfera. La información que se requiere para hace los cálculos puede ser obtenida a partir de las observaciones del tamaño de la espiral en algún punto de su trayectoria, porque esto nos permite calcular la posición de su punto espejo. La partícula llegará mas cerca de la superficie si la espiral es pequeña y no está muy deformada. 105

112 Figura 7.8 Las partículas cargadas que se mueven con la velocidad y dirección adecuada, pueden ser atrapadas por las líneas del campo geomagnético a medida que ellas se mueven en espiral a lo largo de una línea de campo, rebotando además reiteradamente entre los dos puntos espejos. La espiral se mueve menos en los extremos que en el centro y todo el movimiento en espiral se desplaza alrededor de la tierra de oeste a este para los electrones y de este a oeste para los protones. Nosotros no hemos terminado aún con el movimiento de las partículas atrapadas, porque existe otra componente importante en nuestra historia. Los radios de los movimientos circulares en la espiral dependen de la intensidad del campo magnético; estos son menores cuando el campo magnético es intenso. Para comprender la importancia de este punto, centremos nuestra vista en una partícula que está moviéndose en espiral a lo largo de la dirección de una línea de fuerza (ver Figura 7.10) Nosotros esperaríamos que la proyección de su movimiento sea un círculo, cuyo radio dependiera de la intensidad del campo, pero debemos recordar que el campo geomagnético es levemente mas débil en los as regiones mas distantes de la tierra y que el radio del movimiento circular es levemente mayor en la parte exterior que en la interior. El movimiento de hecho, no es del todo estrictamente circular; toma una forma que corresponde a un movimiento gradual del un círculo a un lado. Mientras esto sucede, continúa el rebote de la partícula en la línea geomagnética: como resultado tenemos que el removimiento de rebote de la espiral se mueve gradualmente en una dirección alrededor de la tierra. En este contexto, existe una diferencia importante entere el comportamiento de los electrones y los protones. Como estas partículas tienen distinto signo de carga eléctrica, ellas ejecutarán sus movimientos circulare en sentidos opuestos y como la dirección de la deriva lateral se relaciona con la dirección del movimiento en el círculo, los dos tipos de partículas derivarán en direcciones opuestas. Las trayectorias de los electrones derivaran alrededor de la tierra hacia el este y los protones lo hacen hacia el oeste y si se consideran las distintos signos de cargas cuando se combinan sus derivaciones, se obtiene una corriente equivalente que fluye de este a oeste alrededor de la tierra en la forma de un anillo. Los distintos componentes de estos movimientos combinados ocurren en distintas tasas. El tiempo de rotación a través de una línea de fuerza no depende de la velocidad de la partícula, sino que está determinado solamente por su masa y por la intensidad del campo magnético. La intensidad del campo a una distancia cercana a cuatro veces el radio terrestre, es tal que el tiempo de giro de los electrones es cercano a los 10-6 segundos y el de los protones cercano a los 10-3 segundos. El tiempo utilizado para efectuar una oscilación de ida y vuelta entre los puntos espejos depende de las posiciones de los puntos; si ellos se localizaran sobre los 500 o 1000 kilómetros de altura, entonces el tiempo que toman los electrones y protones para ir, rebotar y volver, sería como de un minuto. El tiempo que le toma a la curva en espiral para girar alrededor de la tierra en su deriva lateral, es cercano a los 30 minutos. 106

113 . Figura 7.9 (a) Si una partícula que ha sido atrapada tiene su punto espejo lo suficientemente profundo en la atmósfera, puede colisionar con las partículas de la atmósfera y podrá ser removida de su movimiento en espiral, quedándose atrapada en la baja atmósfera. (b) Si el punto espejo es alto, la chance de colisión es pequeña y la partícula probablemente rebotará y recorrerá el camino en forma inversa. La región donde los electrones y protones pueden se atrapados, se muestra esquemáticamente en la figura 7.1. Esta región no ocupa toda la magnetósfera; su posición precisa está determinada por la profundidad donde pueden estar situados los puntos espejos sin que las partículas sean sacadas por dispersión (scattering). Esta profundidad depende por supuesto, del campo geomagnético y si éste estuviera distribuido simétricamente sobre la tierra, la región de atrapamiento tendría que ser simétrica. Pero el campo terrestre es de hecho asimétrico y esto ocurre por dos razones. Primero, el campo está distorsionado por el arrastre que el viento solar ejerce sobre el exterior de la magnetósfera, que hace que la región de atrapamiento sobre el lado que es de noche esté expandida y el que es de día esté comprimido. El resultado es que la parte más baja de la región de atrapamiento tiene la forma de anillo que en vez de ser círculos que rodean a los dos polos magnéticos, tienen la forma de óvalos que están deformados hacia el lado donde es noche sobre la tierra. Si hubiera alguna fuga por donde se eliminaran las partículas de la región de atrapamiento, tendría que ser en estos óvalos, pues ésta son las regiones donde penetra mas profundamente la ionosfera. Figura 7.10 El movimiento de una partícula cargada vista por un observador situado en el ecuador magnético que mira hacia el norte. El campo magnético está dirigido hacia el papel y las partículas rotan más o menos en círculos. Mientras mayor sea la distancia desde la tierra, el campo es un poco más débil, la trayectoria es menos curva y el movimiento circular gradualmente se mueve hacia los lados. Los electrones y protones rotan en direcciones opuestas y se desplazan hacia lados con sentidos opuestos. Pero este no es el fin de la historia. Aparte de cualquiera distorsión que resulte por el viento solar, el campo magnético de la tierra sólida tampoco es estrictamente simétrico. Es solamente en una 107

114 primera aproximación que el campo puede ser visualizado como el producido por una barra magnética ubicada en el centro de la tierra: en particular, existe una región en el océano atlántico su, donde el campo es anormalmente débil. La razón de esta anomalía no se conoce aún, pero la ocurrencia de ésta es importante porque esta es una región donde el atrapamiento llega a ser mucho menor que los otros lugares sobre la tierra y si las partículas debieran dejar la ionósfera, este sería el lugar por donde se esperaría que lo hicieran. 7.7 Perturbaciones solares y tormentas ionosféricas Los párrafos precedentes han descrito el ambiente que rodea la tierra cuando el sol está quieto. Cuan existen perturbaciones, dicho ambiente se modifica y ocurren las tormentas magnéticas, las tormentas ionosféricas y las auroras: discutiremos todas ellas enseguida. Una perturbación en el sol está acompañada de la expulsión de un haz de partículas cargadas energéticas, principalmente electrones y protones, que viajan alrededor del viento solar hacia la tierra. Las partículas en el haz son mucho más numerosas y se están moviendo más rápidamente que aquellas que están dentro del viento solar que es mas tranquilo y cuando ellas caen sobre la magnetósfera, la comprimen sobre el lado donde es de día. La compresión está acompañada por un rápido aumento del campo geomagnético de la tierra: esta es la primera indicación de una tormenta magnética y se denomina como un comienzo abrupto que se experimenta mas o menos simultáneamente sobre toda el planeta. No lo hace exactamente con simultaneidad debido a que la compresión del campo magnético terrestre, hace que la perturbación tenga que viajar con una velocidad finita como un movimiento ondulatorio hidromagnético, a través de la magnetósfera y la ionósfera. Lo siguiente que sucede, es que de alguna manera, por un proceso que no se comprende muy bien todavía, algunas de las partículas de un haz solar, entran en las regiones de atrapamiento de la magnetósfera donde comienzan a oscilar y a derivar en la manera descrita anteriormente. Los electrones atrapados derivan hacia el este y los protones hacia el oeste y por lo tanto se produce un flujo que corresponde a un anillo de corriente que rodea la tierra y que está centrada sobre el ecuador, a una distancia cercana a tres o cuatro radios solares. Esta corriente de anillo, produce un campo magnético en la superficie y se observa como parte de una tormenta: se denomina fase principal de la tormenta. Las partículas energéticas dejan la magnetósfera durante algunos intervalos en la fase principal y entran en la ionósfera por el lado donde es de noche en el óvalo auroral, que corresponde a la región de atrapamiento que está más cercana a la tierra. Las partículas excitan la luz de la aurora; ellas producen también un aumento en la conductividad de la región del dínamo se forma un intenso electrojet polar que fluye y que se hace evidente por si mismo en la superficie a través de pequeños cambios del campo magnético que se denominan subtormentas polares. A medida que las subtormentas se desarrollan, las luminosidades aurorales se mueven hasta llenar el óvalo completamente. No es del todo claro de donde provienen las partículas que entran en la ionósfera. Ellas no provienen totalmente de las partículas emitidas por el sol en las tormentas, pues como fue establecido hace mucho tiempo, sus energías son mucho mayores que las necesarias para explicar el tiempo que utilizan para alcanzar la tierra. Las partículas que entran en la ionósfera tienen que ser por lo tanto partículas que tienen algo que se guarda en la magnetósfera y que hace que ellas aceleren y cuya ocurrencia es gatillado por la llegada de las partículas asociadas a la tormenta. El hecho que la aurora aparezca primero durante la noche en el borde del óvalo polar, ha sugerido a algunos investigadores que las partículas energéticas se originan y son aceleradas en la larga cola de la magnetósfera sobre el lado más alejado del sol. 108

115 De acuerdo a estas visiones del problema, la aurora se distribuye en algunas ocasiones principalmente a lo largo del óvalo auroral, donde las regiones de atrapamiento son las mas cercanas a la tierra y mas intensas sobre el lado nocturno del óvalo. Anteriormente se había observado que la aurora ocurría más frecuentemente en regiones circulares denominadas zonas aurorales que están removidas en latitud desde el polo magnético por unos 22 grados. Estos dos hechos aparentemente contradictorios se han reconciliado notando que los óvales se extienden sobre el lado nocturno de las zonas aurorales y como la tierra rota bajo ellas, las distintas partes del óvalo coinciden sucesivamente con todas las partes de las zonas aurorales circulares cuando se observan desde la tierra. Mas aún, en algunas ocasiones, las auroras son mas intensas y mas numerosas en las porciones nocturnas de los óvales y cuando todas las auroras se estudian juntas, se encuentra estadísticamente que ellas se agrupan alrededor de las zonas aurorales. Figura 7.11 Cuando se produce una aurora, ésta se localiza cerca del óvalo auroral, que se muestra en gris en el diagrama. La zona más probable para que se despliegue la aurora es en la noche, sobre el lado del óvalo que está más alejado del polo geomagnético. Cuando ocurren varios de estos tipos de despliegues, se forma una zona donde se localizan los óvalos. Esta zona auroral es más o menos circular y rodea el polo geomagnético. 7.8 Eventos de absorción polar localizada (PCA) Durante el máximo del ciclo solar que coincidió con el año internacional de la geofísica, se comenzó a ver que existían otras perturbaciones que eran distintas y más rápidas que las producidas por las tormentas ionosféricas vistas anteriormente, las cuales provienen de pulsos de llamaradas solares (flares) durante veinte o treinta horas. Estas perturbaciones no son producidas por perturbaciones magnéticas o aurorales, sino por una absorción intensa de las ondas de radio que es notoria en toda la región al interior de las zonas aurorales. Estos eventos, conocidos con el nombre de absorción polar localizada o PCA (Polar Cap Absorption), tienes dos características importantes. La primera, es que son acompañadas de un aumento considerable del contenido electrónico de la región ionosférica D que absorbe a las ondas de radio más fácilmente y segundo, no ocurren solamente en las regiones aurorales o en los óvalos aurorales, sino sobre todas las regiones dentro de las zonas. La velocidad de las partículas responsables se pueden encontrar a partir de los intervalos de los tiempos que transcurren entre la perturbación solar (flare) y el aumento en la absorción en la ionósfera: uno se puede preguntar entonces si se conocen cuales son las partículas que poseen una velocidad suficiente 109

116 como para penetrar hasta las alturas de la región D (cerca de 80 kilómetros) y que produzcan la ionización requerida. Cuando se hicieron los cálculos, se vio que era probable que los protones pudieran satisfacer las condiciones requeridas. Parece ser entonces que los eventos PCA son causados por haces de protones que son eyectados por el sol y que son guiados por el campo magnético hasta las regiones que están dentro de las zonas aurorales y desde ahí penetran hasta la región D para producir ionización por colisiones con las partículas del aire. Dos puntos de esta explicación requieren una especial mención. El primero es que estas partículas solares, a diferencia de las mas partículas lentas que llegan veinte a treinta horas después de la llamarada, tienen la velocidad suficiente para penetrar la región D y disipar allí su energía. En este caso, no hay necesidad de encontrar alguna fuente local de aceleración que les de la velocidad necesaria para penetrar la ionósfera. El segundo punto a considerar es que a veces las partículas no parecen haber venido directamente desde el sol por la ruta más directa. Por ejemplo, en un experimento donde se utilizó el equipamiento de un satélite para registrar los tiempos de arribo de partículas con distintas velocidades, los resultados de las mediciones fueron consistentes con la idea de que todas las partículas habían sido emitidas simultáneamente desde el sol y habían viajado la misma distancia, llegando primero a la tierra las que eran mas rápidas; sin embargo, la distancia que ellas habían viajado era considerablemente mayor que la distancia sol-tierra. Este experimento, apoyado por otras evidencias indirectas que se basaban en la comparación de los tiempos de viaje y de las profundidades de penetración en la ionósfera, mostró que la ruta desde el sol a la tierra era a menudo variantes de una ruta en particular. Una explicación sugerida es que los protones emergen desde el sol en una dirección que no los lleva directamente a caer sobre la tierra, pero durante su viaje se pueden desviar hacia la tierra cuando se encuentran con irregularidades del campo magnético. Otra sugerencia es que las partículas que se mueven más rápido son atrapadas en una región donde está distorsionado el campo magnético solar, el cual se aleja del sol con una velocidad menor que la velocidad de las partículas individuales. La situación ha sido descrita diciendo que las partículas que se mueven muy rápido son atrapadas como moscas en una botella magnética que se mueve en dirección de la tierra. La velocidad de la botella determina el tiempo que transcurre entre la llamarada y el PCA, mientras que la velocidad de las partículas individuales determina cuan lejos pueden penetrar en la ionósfera. 110

117 Capítulo La ionósfera y las radiocomunicaciones 8.1 Las frecuencias útiles para comunicaciones En este capítulo se discute el rol que juega la ionósfera en mantener (y a veces en evitar) las comunicaciones radiales. En la radiotelegrafía comercial, el ingeniero está enfrentado usualmente con el problema de hacer transmisiones entre puntos que están tan alejados, que la onda terrestre que se produce es débil y se tiene que trabajar con la onda reflejada. Por otra parte, en las emisiones comerciales sónicas y de televisión, el ingeniero tiene que producir una transmisión sobre una distancia que es corta, pero aquí la señal tiene que ser sin distorsión. En este caso se prefiere utilizar solo la onda directa que se propaga sobre tierra y no la aérea que produce reflexión en la ionósfera y con ello una distorsión que llega a ser bastante molesta: aún mas, si dos transmisores están trabajando en la misma frecuencia, la reflexión de una de ellas puede interferir con los receptores cercanos a la otra. Consideremos primero la situación en donde la ionósfera es necesaria para la que funcione un sistema de comunicación en una transmisión a gran distancia, usualmente por medio de señales tipo punto raya (código Morse). En los capítulos previos se ha mostrado que la ionósfera puede hacerle dos cosas a una onda: la puede reflejar o la puede absorber; los electrones responsables de la reflexión están ubicados en grandes alturas (usualmente en la capa F) y los responsables de la absorción están mas abajo, en la región D, donde la frecuencia de colisión es mayor. Como se sabe, a medida que aumentamos la frecuencia de una onda, aumenta la concentración de electrones que se requieren para que ocurra la reflexión pero se decrece la cantidad de absorción que ocurre. Por lo tanto, si la frecuencia de una onda es muy grande, no habrá suficientes electrones arriba donde la onda pueda reflejarse y si es muy pequeña, los electrones de la zona baja la absorberán. Existe una banda relativamente estrecha de frecuencias útiles que están entre aquellas que son limitadas por reflexión y aquellas limitadas por absorción y el ingeniero de comunicaciones tiene que elegir su frecuencia de trabajo entre estas frecuencias dentro de esta banda si desea prestar un servicio eficiente. Los cambios que toman lugar continuamente en la ionósfera hacen la tarea difícil; en los intentos de hacer pronósticos con algunos meses de anticipación, se utiliza el conocimiento obtenido desde una gran cantidad de observatorios ionosféricos distribuidos alrededor del mundo. Con este propósito, se describe el comportamiento de la capa F2 en términos de un índice, IF2, que se basa en observaciones de la frecuencia de penetración realizadas en cerca de diez observatorios y a lo largo de varios años. Se sabe que el índice varía en concordancia con el ciclo solar, por lo cual, si se desea conocer su valor en un tiempo arbitrario, se puede construir un pronóstico examinando la forma en que ha cambiado dicho índice en épocas similares durante los ciclos previos y luego se puede extrapolar para ver como se comportará en los meses sucesivos. Si el índice se conoce, se puede 111

118 estimar el comportamiento diario y estacional de la capa F2 en cualquier lugar del mundo. El comportamiento de la región D es más fácil de pronosticar, porque depende de manera mas regular de la inclinación de los rayos del sol: las mayores dificultades son los días de absorción anormal en invierno y la ocurrencia de perturbaciones ionosféricas. Figura 8.1 Si en la parte alta de la atmósfera has suficientes electrones, las ondas de radio se reflejaran y si además, hay suficientes electrones en la parte baja, ellos serán absorbidos. Si la frecuencia de la onda de radio es muy grande, no existirán los electrones suficientes para que ocurra la reflexión (limitación por reflexión); y si la frecuencia es muy pequeña, la absorción será muy grande también (limitación por absorción). Un ingeniero que está ocupado de proveer buena comunicación sobre alguna trayectoria en particular, selecciona primero los lugares donde el piensa que serán reflejadas las ondas, posiblemente cerca del la mitad de su trayectoria, en una onda que se refleja solo una vez, o en otros lugares, en ondas que se reflejan entre la tierra y la ionósfera varias veces. El ingeniero utiliza entonces el pronóstico de la capa F y de las regiones D para construir un diagrama, como el mostrado en la Figura 8.3, para mostrar como las ondas alcanzan ondas la ionósfera y como se comportarán. Las curvas muestran como cambiarán durante el día, las frecuencias limitadas por reflexión y las frecuencias limitadas por absorción,. Para que el trabajo sea satisfactorio, se tiene que seleccionar una frecuencia que esté en la región sin color y que se ubica entre las dos curvas. Nótese que el intervalo utilizable de frecuencias es menor durante el mínimo del ciclo solar. Este método de selección de frecuencias, se basa en el conocimiento de la ionósfera como ha sido estudiada por un limitado número de observatorios y es suficientemente bueno para la planificación de todas las frecuencias de trabajo, pero como la ionización varía en cierto sentido de forma impredecible día a día, no se puede seleccionar necesariamente la mejor frecuencia para utilizarla una fecha en particular. Idealmente, la elección de la frecuencia de trabajo debiera basarse en la información ionosférica en el tiempo mismo de la transmisión y sobre la trayectoria que se desea. Un método de proveer esta información y que tiene la ventaja que puede ser operado desde el transmisor, sin la necesidad de la cooperación desde el receptor, funciona como sigue. El transmisor emite una serie de pulsos cortos de ondas de radio que son reflejadas por la ionósfera en puntos distantes: cuando los pulsos llegan a la ionósfera, parte de su energía se refleja como una onda dispersada hacia el transmisor, donde se registra como un eco. Los retrasos de estos ecos corresponden a todas las distancias que han sido alcanzadas por las ondas transmitidas: la frecuencia del transmisor se ajusta 112

119 entonces hasta que uno de ellos corresponde a la distancia del punto de recepción deseado. Es mejor elegir la mayor frecuencia que alcanza el punto requerido, porque entonces la absorción es mínima. Las ondas de prueba son enviadas mejor en un haz que rota, para que las regiones donde las ondas son dispersadas de vuelta puedan ser desplegadas en un mapa bidimensional. Un arreglo de este tipo ha probado ser útil en la selección de la mejor frecuencia para comunicarse con un avión que cruza el Atlántico. Figura 8.2 El comportamiento de la capa F en cualquier lugar, se puede pronosticar en términos generales se conoce la magnitud del índice llamado IF2. Este índice se calcula a partir de mediciones hechas en unos pocos observatorios y varía sistemáticamente con el ciclo solar. Figura 8.3 Las regiones blancas muestran las frecuencias que podrían ser utilizadas para las comunicaciones entre Londres y Halifax (Nueva Escocia), en diferentes horas del día en Diciembre de 1954 (mínimo solar) y en Diciembre de 1958 (máximo solar). En las regiones azules, las frecuencias son limitadas por reflexión y en las regiones grises por absorción. Las frecuencias menores que 3 MH se reflejan en la capa E y no se utilizan. 113

120 8.2 Imperfecciones de la propagación ionosférica Para transmisiones hechas a gran distancia, el ingeniero no podría trabajar sin la ayuda de la ionósfera, pero todo no es tan perfecto como el quisiera. El ingeniero podría estar interesado en varios tipos de transmisiones, por ejemplo, en las de teletipo, que operan automáticamente imprimiendo en el receptor la señal que consiste de una sucesión de puntos y rayas, o con la transmisión de una imagen en un fax, donde la imagen es escaneada por un lápiz que se desplaza en ambos sentidos sobre una hoja de papel que se mueve lentamente en una dirección perpendicular; o de la televisión, donde el escaneo se ejecuta electrónicamente; o en la transmisión del sonido, donde la intensidad (o la frecuencia) de la onda de radio se altera en concordancia con las vibraciones de sonido. Sea cual sea el tipo de transmisión, es deseable que la señal llegue al receptor no solamente con suficiente intensidad sino también sin ninguna distorsión. Figura 8.4 Cuando se transmite un fax, es posible que ocurra una distorsión aleatoria si las velocidades utilizadas para mover el paper son mas rápidas que 10 pulgadas por segundo. A veces las ondas viajan más que una trayectoria: entonces la intensidad de la onda recibida puede cambiar, porque las variaciones que ocurren en las longitudes de las trayectorias hacen que las fases relativas de las ondas se alteren. Estas variaciones, conocidas como atenuaciones (fading), pueden ser muy rápidas si las longitudes de las trayectorias de las transmisiones varían rápidamente también: en este caso, muchas partes esenciales de un mensaje transmitido puede que no sean registradas, por ocurre por ejemplo en las comunicaciones tipo teletipo. Cuando hay presentes más de una trayectoria en la transmisión, un punto puede llegar al receptor no una sino dos veces, o quizá varias veces y el mensaje del teletipo se vuelve muy confuso. En la práctica se encuentra que las comunicaciones se pueden lograr si ésta considera menos que 200 puntos por segundo. La transmisión de una figura en un fax tiene que hacerse mas lentamente por 114

121 radio que si se lo hace por una línea terrestre; el tipo de distorsión que ocurre si la velocidad es muy grande se muestra en la Figura 8.4. Las programaciones de música que se transmiten por las emisoras se distorsionan si el tiempo de retraso entre las distintas trayectorias es comparable con el período de la nota musical que se transmite. Distorsiones como estas, que se producen por las múltiples trayectorias de transmisión, a menudo presentan las complicaciones atenuación. Figura 8.5 Transmisión multirruta. Una señal puede viajar o más de una ruta porque (a) se refleja repetidamente entre la tierra y la ionósfera o (b) la ionósfera es irregular. Las trayectorias múltiples pueden ser causadas ya sea por mucha reflexiones entre la ionósfera y la tierra o por reflexiones producidas por una ionósfera irregular. Esto último, no se puede evitar nunca, pero a menudo se puede minimizar trabajando cerca de la frecuencia que esta limitada por reflexión, porque entonces los rayos con mayor inclinación, que son los que forman las múltiples trayectorias, no se pueden reflejar. En algunas ocasiones y para propósitos muy especiales, ha sido posible enviar mensajes a grandes velocidades utilizando una frecuencia que se refleja solo una vez. En las transmisiones de audio de alta calidad, la ionósfera casi siempre es una molestia más que una ayuda. Como no debe haber distorsión, la transmisión debe ocurrir solo en una trayectoria y para ese propósito la onda terrestre es la única que está disponible. Comparativamente, cualquier onda que se refleje desde la ionósfera debe ser débil. Idealmente, la frecuencia debiera ser lo suficientemente grande para que no sea posible ninguna reflexión desde la ionósfera: esto se logra con la frecuencia uhf (frecuencia ultra alta) que se utiliza en las emisoras radiales y en la televisión. Cuando se utilizan frecuencias menores como en las emisoras de frecuencias intermedias, se recibe una onda reflejada a menos que ésta sea absorbida. Durante el día, existen suficientes electrones en la ionósfera baja para que la absorban totalmente, pero en la noche, los electrones en la zona baja son mucho menos y la absorción es más débil. A grandes distancias la frecuencia reflejada se hace notar pues su intensidad llega a ser comparable con la intensidad de la onda terrestre. La distancia útil entre la estación de emisión y la de recepción está restringida por lo tanto a distancias menores que unos 100 kilómetros. 115

122 Para extenderla, se utilizan tendidos diseñados para emitir una energía se es mínima en la dirección vertical, en aquellas direcciones donde las ondas puedan eventualmente alcanzar al receptor después de haber sido reflejadas por la ionósfera. Sin embargo, no se puede excluir la radiación que se propaga en los ángulos muy pequeños, que permitan que la onda se refleje para los radio escuchas ubicados a grandes distancias; la recepción de esta señales ionosféricamente reflejadas desde transmisores de emisoras distantes de alta frecuencia, pueden causar una interferencia muy, particularmente en el invierno, cuando está oscureciendo, que corresponde a las horas mas utilizadas por escuchar las radioemisoras. Cuando es absolutamente necesario transmitir discursos o música a distancias muy grandes, la onda debe viajar reflejándose en la ionósfera y la distorsión no se puede evitar. En algunas transmisiones trascontinentales de este tipo que se realizan desde el Reino Unido, se dan las peores condiciones de transmisión cuando la reflexión ocurre en el atardecer sobre los trópicos, porque en ese tiempo y lugar, la parte alta de la ionosfera es a menudo muy irregular y distorsionada, un fenómeno conocido como ensanchamiento ecuatorial F (ecuatorial spread F). De esta manera, las radiotransmisiones se pueden distorsionar violentamente, justo cuando llega la hora de mayor audición durante la tarde. Durante esa misma hora, a menudo se hacen inútiles las señales de alta velocidad de los teletipos. Antes que se conociera la razón de esto, los operadores que transmitían de Singapur a Londres donde era mediodía, atribuían a menudo la interrupción en las comunicaciones con la ineficiencia del personal en la antena receptora y se referían al fenómeno con el apodo del efecto de la hora de once de Londres. Existe un tipo de interferencia que es de interés, aunque por ahora solo es un problema relacionado con la potencia de las transmisiones. Esto ocurre cuando dos ondas interactúan cuando se encuentran en la ionósfera durante la trayectoria de la transmisión. Ocurre a veces que el mensaje que se transmite por una onda se transfiere a la otra. El proceso ha sido denominado modulación cruzada ionosférica o efecto Luxemburgo por el nombre la estación emisora donde se encontró por primera vez este tipo de interferencia. Lo que sucede en este caso es lo siguiente. Como vimos en la sección 2.5, cuando una onda es absorbida parcialmente en la ionósfera, los electrones son calentados y por lo tanto se mueven más rápidamente y hacen más colisiones con las partículas del aire que los rodean. Supongamos que la onda que deseamos recibir esta siendo transmitida a través de la ionosfera y que una segunda onda es activada inesperadamente. La segunda onda calentará también los electrones y se producirán más colisiones y la primera onda se absorberá un poco más. Si la segunda onda, es decir, la onda perturbadora se prende y apaga repetidamente, la primera onda se recibirá alternadamente en forma débil y fuerte. Si el swichting de la onda perturbadora ocurre con la velocidad que corresponde a una nota musical, entonces la nota se escuchará también junto con la primera onda. Para que el efecto sea notorio, los electrones deben tener el tiempo suficiente para calentarse y enfriarse durante el período que dura la conmutación; esto requiere que la frecuencia sea menor que 125 oscilaciones por segundo y corresponde a las nota bajas en música o del bajo en la voz, las cuales son transferidas mas fácilmente desde la onda perturbadora (primera) hasta la onda que se está transmitiendo (primera). A veces la modulación cruzada de este tipo ha llegado a ser un gran problema para los servicios que prestan las emisoras; este efecto es mas intenso cuando la onda que perturba es mas potente, porque entonces los electrones son calentados mas intensamente. 8.3 Los efectos de las perturbaciones ionosféricas Las perturbaciones ionosféricas súbitas (SIDS, sección2..11) y las tormentas ionosféricas (sección7.7) son responsables por muchas de las interrupciones que afectan seriamente a las 116

123 radiocomunicaciones. El efecto de un SID, principalmente corresponde a un aumento del contenido electrónico de la región D y también a un aumento de la absorción de tal suerte que a menudo la señal ya no puede ser más recibida. Durante una atenuación súbita de este tipo, la señal se debilita durante unos pocos segundos y luego todo regresa a la normalidad durante los próximos tres cuartos hora o por una hora completa. Las atenuaciones pueden interrumpir la comunicación radial de largo alcance, tan abrupta y completamente, que los ingenieros a veces han pensado que ha fallado la potencia que alimenta a sus receptores. Debido a que los SIDs y con ellos las atenuaciones son causados por intensas emisiones pulsantes de rayos X que provienen desde el sol, ellos ocurrirán en todas las latitudes por igual, pero solamente sobre el lado de la tierra donde es día. En contraste con los SIDS, las tormentas ionosféricas son causadas por haces de partículas cargadas que son deflectadas por el campo magnético de la tierra cuando se dirigen hacia las zonas aurorales en donde impactan la ionósfera igualmente sobre ambos lados de la tierra, donde es día y donde es noche respectivamente. Las tormentas ionosféricas son acompañadas por un aumento en la concentración de electrones en la región D, particularmente cerca de las zonas aurorales y por cambios en la capa F, donde en grn parte la tierra, ocurre un decrecimiento del contenido electrónico. Los cambios en la región D producen un aumento en la absorción y produce un aumento en la frecuencia de la onda que es limitada por absorción; una onda que para cerca de una zona auroral puede llegar a ser muy débil para ser útil y entonces se produce un bloqueo auroral. El decrecimiento de la ionización en la capa F produce una reducción de la frecuencia de las ondas que son limitadas por reflexión. Figura 8.6 Durante una tormenta ionosférica, la limitación por reflexión disminuye y la limitación por absorción aumenta. Los diagramas muestran como estos cambios reducen el intervalo de frecuencias disponibles para la transmisión entre Londres y Halifax (Nueva Escocia). Las regiones de coloración intensa muestran las frecuencias que son limitadas por reflexión (azul) y las regiones limitadas por absorción (gris). Las regiones menos intensas muestran las frecuencias que dejan de ser útiles cuando existe una tormenta. Es claro que el efecto de una tormenta es mas drástico durante un mínimo solar que durante un máximo. Los dos efectos de una tormenta ionosférica se ilustran en la Figura 8.6, donde se muestra como se combinan los cambios en las frecuencias limitadas por absorción y las limitadas por reflexión para 117

124 reducir el intervalo de frecuencias que son útiles. La reducción es más significativa durante el mínimo del ciclo solar, donde el intervalo útil es pequeño aún en la ausencia de una tormenta y en las transmisiones que se hacen cerca de la zona auroral, donde el cambio en la absorción es mas pronunciado. Figura 8.7 El número de horas que se pierden en una comunicación radial entre Londres y Montreal por malas condiciones ionosféricas, es mucho mayor si las ondas viajan a lo largo de una ruta directa que si lo hicieran evitando la zona auroral usando estaciones repetidoras en las Islas ascensión y Barbados. Las tormentas ionosféricas interfieren muy seriamente las comunicaciones. Debido a que ellas comienzan de manera súbita, el operador que no conocen mucho acerca de cómo debieran cambiar 118

125 las frecuencias para restaurar las condiciones de trabajo, es tomado por sorpresa. En las cercanías de 1952, cerca del mínimo del ciclo solar, ocurrió una serie de tormentas muy dañinas. Las tormentas mostraron una tendencia a repetirse después de 27 días cuando la rotación solar retornaba las regiones de tormenta de larga vida nuevamente al centro del disco solar. La Figura 8.7 muestra como estas tormentas redujeron la calidad del servicio a lo largo de una trayectoria de comunicación en particular. Si la trayectoria de una onda pasa cerca, pero no necesariamente sobre la zona auroral, el efecto de una tormenta puede ser severo y es muy sorprendente que a veces se puede lograr una mejora importante cuando se utiliza una trayectoria que varía levemente su dirección. Por ejemplo, la comunicación radial entre Londres y Montreal es muy susceptible de ser interrumpida en esta forma (incidentalmente, este efecto fue utilizado como indicador para la ocurrencia de tormentas ionosféricas), mientras que la trayectoria de comunicación entre Londres y Nueva York que está un poco mas alejada la zona auroral, se ve mucho menos afectada. A menudo se pueden utilizar estaciones repetidoras, que tienen la ventaja de enviar una señal por una ruta que no pasa cerca de una zona auroral; este tipo de mejoras pude ser obtenido como se ilustra en la Figura 8.7. Sería de gran utilidad el que los operadores pudieran ser alertados de antemano sobre cuando se espera que comience y termine una tormenta ionosférica. Durante el año internacional de la geofísica, se hicieron intentos especiales para pronosticar la ocurrencia de tormentas haciendo uso de toda la información relevante, que incluía observaciones de la luz emitida durante la llamarada solar (flare) que las precedía, de la localización de la llamarada en el disco solar, del campo magnético solar asociado con la tormenta el cual es evidenciado por su efecto en las líneas espectrales de la luz solar y en las ondas de radio emitidas desde el sol durante las perturbaciones; en años recientes, ha sido posible utilizar las sondas espaciales para detectar la presencia de los haces de partículas cargados durante su viaje desde el sol hacia la tierra. Desafortunadamente, aún no se ha encontrado un método confiable para alertar a los operadores de radio que se ubican en la cercanía de una tormenta que recién ha comenzado. Figura 8.8 El número de horas disponible ara las comunicaciones entre el Reino Unido y Australia era menor en los años cercanos al mínimo solar (1952) que en los otros años, porque las tormentas restringían la elección de una frecuencia de operación (ver figura 8.6). 119

126 Aunque las tormentas son más frecuentemente cerca del máximo del ciclo solar, a menudo ellas producen más perturbaciones en las comunicaciones cerca del mínimo, por las razones que han sido mencionadas anteriormente. Actualmente su efector destructor se puede minimizar, si toma en consideración que ellas tienden a repetirse en un intervalo de 27 días. 8.4 Los efectos de las explosiones atómicas Cuando ocurre una tormenta, la ionósfera es perturbada por los impredecibles haces de partículas que son inyectados desde el sol: puede suceder también que esta perturbación ocurra de manera más predecible, por la inyección de partículas cargadas desde una explosión nuclear. Las explosiones de este tipo, se haces desde cohetes en alturas cercanas a los 100 kilómetros y producen copiosos electrones energéticos que van y vuelven por las líneas de fuerza geomagnéticas en donde están atrapados. Algunas de ellos son vertidos en la región D y causan una fuerte absorción de las ondas de radio, que se hace notoria al comienzo en dos lugares en particular; uno de ellos es cerca de la explosión y el otro está ubicado en el otro extremo de la línea de fuerza. Con el tiempo, los electrones atrapados se mueven hacia el este y después de una hora ellos llegan a rodear toda la tierra, produciendo un aumento en la absorción que ahora estará bastante dispersa; esto continúa hasta que no queden suficientes electrones atrapados en la región D: a veces esto sucede después de varios días. Debido a que las interrupciones naturales de las comunicaciones que ocurren durante una tormenta ionosférica o de una interrupción artificial producida por una explosión atómica, podrían llegar a ser utilizada en una forma negativa por el enemigo en tiempos de guerra, los militares están interesados en que las comunicaciones a nivel mundial sean inmunes a estos desastres. En este contexto, las ondas de muy larga longitud de onda son mucho más satisfactorias, porque ellas son reflejadas, en vez de ser absorbidas en la región D. Estas frecuencias continúan siendo útiles durante una tormenta natural y son mucho menos interferidas por una explosión atómica. Pero la ionósfera es sobre todo un espejo y esto no es muy satisfactorio para los que tienen que ver con las comunicaciones militares que deben estar disponibles en todo tiempo. Ellos piensan que se tienen que proveer las facilidades suficientes para poner en órbita algunos satélites que provean los reflectores, que debieran (ellos esperan) estar siempre disponibles. 8.5 La ionización esporádica en la capa E Otro tipo inusual de ocurrencia ionosférica, que se denomina ionización esporádica E, puede ser un problema para las comunicaciones radiales. Este consiste en un aumento anormal del nivel de ionización a una altura cercana a los 100 kilómetros, sobre áreas con radios entre los 1000 y los 2000 kilómetros. En las latitudes medias, las esporádicas de la capa E ocurren más frecuentemente cerca del medio día y durante el verano: actualmente no existe una teoría que las tome en cuenta y que sea aceptada totalmente y todavía no ha sido posible pronosticarlas con el suficiente detalle para decir cuando se harán presente. Cuando ellas ocurren, lo hacen de manera intensa y pueden reflejar las ondas de una sola vez, produciendo un único salto a una distancia de unos 2000 kilómetros y en una frecuencia que normalmente podría estar limitada por reflexión. Puede suceder que una transmisión que ha sido diseñada para lograr una transmisión comparativamente local donde se utiliza la onda terrestre en su recepción, puede llegar a ser reflejada a veces por una esporádica E, a una distancia mucho mayor donde puede causar interferencia a alguien con quien nunca se quiso comunicar. Durante el verano, ha sido frecuente que las ondas reflejadas en esta forma desde el continente europeo, han interferido la recepción de la televisiones en Inglaterra. 120

127 distintos al de la reflexión ordinaria. Aunque estos métodos han sido utilizados solamente en una baja extensión, ellos son de especial interés para los lectores de este libro pues fueron los estudios de la física atmosférica los primeros que sugirieron su factibilidad. Mientras Marconi descubría empíricamente la posibilidad de las radiocomunicaciones a largas distancias, el método que se describe a continuación fue sugerido sobre bases teóricas. Uno de los sistemas utiliza las ondas que han sido dispersadas desde las irregularidades que ocurren aleatoriamente en la ionósfera. Un intenso haz de ondas se envía casi horizontalmente hasta que se encuentra con la ionósfera a una altura cercana a los 100 kilómetros y a una distancia de unos 1000 kilómetros. Se utiliza una frecuencia cercana a los 35 MHz, que es lo suficientemente grande como para escapar hacia el espacio sin ser reflejada. En la ionósfera hay sin embargo, irregularidades que son comparativamente pequeñas y que son comparables con su longitud de onda, las cuales dispersan una pequeña parte de la onda en todas las direcciones, pero preferiblemente en la dirección hacia donde se propaga. Algunos de las ondas dispersadas alcanzarán la tierra a distancias de unos 2000 kilómetros que se pueden detectar utilizando un equipo que sea lo suficientemente sensible. 14. Como la señal recibida proviene de varias irregularidades y todas se mueven de manera aleatoria, estas se atenúan rápidamente y se distorsionan bastante. Nosotros podríamos preguntarnos porqué un sistema de este tipo es utilizado después de todo: por qué tenemos que utilizar una frecuencia donde la mayor parte de la energía se pierde en el espacio exterior, y solamente una pequeña proporción se dispersa de vuelta a la tierra donde uno recibe la señal con una gran atenuación? Hay dos razones. La primera es, como la frecuencia utiliza es mayor que las que se reflejan normalmente desde la ionosfera, es mas fácil encontrar una parte en espectro que no este ocupado por otros usuarios; pero una razón mas importante es que este sistema de comunicaciones es interrumpido levemente por las atenuaciones (fadeouts), las tormentas ionosféricas y aún por los bloqueos polares. Las ondas no son absorbidas por la ionización extra que esta presente en la ionosfera baja en aquellas ocasiones, simplemente porque la frecuencia es muy alta; y los efectos de las tormentas en la ionosfera alta no son de importancia, porque las ondas son dispersadas mas abajo. Como sea, la señal dispersada usualmente es mas intensa durante una atenuación (fadeout) o tormenta, porque un aumento en la ionización general de fondo (background) acompaña al proceso de dispersión. Este método de transmisión ha sido utilizado principalmente en las regiones polares, donde los bloqueos son un gran problema. El segundo tipo especial de sistema de comunicaciones, utiliza a los meteoros que están entrando continuamente en nuestra atmósfera desde el exterior con velocidades de unos 30 kilómetros por segundo: ellos producen estelas rectas de iones y electrones a una altura de unos 90 kilómetros. Si la estela esta en la dirección correcta, puede reflejar ondas desde un transmisor dado a un dado receptor y como la concentración electrónica es mayor en las frecuencias de radio altas, se pueden usar frecuencias mas altas que las que son usadas normalmente. Pero las estelas decaen rápidamente y permanecen útiles como reflectores solamente durante la mitad de un segundo por lo que pueden ser utilizadas solamente en casos muy especiales de transmisión: es necesario esperar hasta que se forme nuevamente otra estela en la dirección adecuada para reflejar y entonces enviar un mensaje muy rápido, antes de que la cola estela desaparezca. El mensaje por lo tanto se guarda electrónicamente y mientras tanto se esta enviando una señal de prueba continuamente: cuando se forma una estela en el lugar conveniente y la señal de prueba se refleja con un una intensidad suficiente en el receptor, se envía una señal al transmisor donde se inicia una rápida transmisión del mensaje que ha sido guardado. Si todavía quedan mensajes para ser enviados después que la estela se haya ido, son transmitidas apenas se forme una nueva estela. Como la reflexión ocurre solamente cuando se forma la estela de un 14 Estas ondas dispersadas hacia delante, provienen de irregularidades en la ionósfera y no tienen que ser confundidas con la dispersión hacia atrás de la onda (utilizada en el sondeo de dispersión Thomson) que esta presente en una ionósfera completamente suave y regular. 122

128 meteorito en la posición adecuada, un sistema de este tipo se puede utilizar con una gran seguridad. Una gran ventaja del sistema es que las estelas ionizadas que han sido producidas por partículas que viajan en línea recta, son además muy rectas y las ondas se reflejan en ellas como si fuese un espejo liso. Aquí no existen ningunas de las dificultades asociadas con los reflectores rugosos ni con la transmisión por varias trayectorias y se pueden lograr velocidades de señales muy altas que tienen pocas posibilidades de contener errores. 123

129 124

130 Apéndice Algunas ideas físicas fundamentales P Uede que algunas de las ideas físicas fundamentales que han sido referidas en este libro, no sean familiares a todos los lectores. El propósito de este apéndice es explicarlas en términos simples. Ondas y movimiento ondulatorio En la naturaleza, ocurren varios tipos de movimientos ondulatorios. Algunos, como las ondas sobre la superficie del agua, se pueden observar cuando viajan, pero otras, como las ondas de radio o las ondas de sonido, son notorias solamente cuando producen un efecto en un receptor. Este libro está interesado principalmente con un tipo de movimiento ondulatorio denominado electromagnético; este incluye a las ondas de radio, infrarroja, visible, ultravioleta y a los rayos X; existe también una referencia a uno tipo de ondas relacionadas con el tema y que se denominan ondas hidromagnéticas y también las ondas de sonido. Debido a que todas estas ondas son invisibles, es conveniente describir primero algunas de las propiedades de las ondas en términos de aquellas que pueden verse en el agua cuando se hace caer sobre su superficie objeto que causa que ésta oscile hacia arriba y hacia abajo. Si la oscilación es producida por un cigüeñal montado sobre una barra que rota a velocidad constante como se muestra en la Figura A1, se denomina movimiento armónico simple. En un instante dado, la superficie del agua toma la forma mostrada en a) de la figura A1; si los tiempos siguientes los separamos en intervalos cortos, las formas que adoptará la superficie será como las mostradas en b) y c), etc. La forma senoidal parece viajar a través de la superficie del agua desde barra que oscila y mantiene la misma forma a medida que viaja mientras mantiene una velocidad finita. Nosotros decimos que el desplazamiento de la superficie que determina su forma, viaja a través de la superficie del agua como un movimiento ondulatorio; es la forma la que viaja, no el agua, que solamente soporta a la onda mientras se desplaza; al agua se le denomina el medio a través del cual viaja la onda. En términos generales, un movimiento ondulatorio es una perturbación que viaja a través de un medio sin que el medio lo haga propiamente tal. La longitud entre una cresta y la siguiente de una de estas oscilaciones, se denomina longitud de onda y el número de oscilaciones hechas por el objeto que las produce durante un segundo, se denomina frecuencia y su unidad es el Hertz, denominado así después del investigador que fue el primero en demostrar la existencia de las ondas radiales. Así, una onda en donde hay 10 oscilaciones por segundo, se dice que tiene una frecuencia de 10 Hertz y se escribe 10 Hz. Una onda con una frecuencia de un millón de oscilaciones por segundo se dice que tiene una frecuencia de un MegaHertz (MHz) y en este libro se hace frecuentemente mención de ondas de radio con frecuencias tales como 3 MHz, esto es, 3 millones de oscilaciones por segundo. 125

131 A medida que la onda se desplaza, cada punto sobre la superficie del agua oscila en la misma forma como lo hacen sus puntos en los extremos; ella tiene una oscilación armónica simple con la misma frecuencia, pero los puntos en las posiciones sucesivas ejecutan oscilaciones un tiempo después y por lo tanto se produce un tiempo de retraso entre ellos. Así por ejemplo, en el tiempo a) el punto 1 de la figura A2, está en el máximo su oscilación, el punto 2 se está aproximando al máximo y lo alcanzará en el tiempo (b); el punto 3 está pasando a través del punto medio de su oscilación y no alcanzará su valor máximo hasta el tiempo (c). Dos oscilaciones que no están a la misma altura, se dicen que tienen una diferencia de fase; el primero que llega al un punto dado está en una fase avanzada y el que llega después está en una fase retardada. Las oscilaciones como las mostradas en 1 y 4, están separadas por una longitud de onda, están siempre sobre una misma altura y se dice que están en fase:; las oscilaciones como las 1 y 5 que están separadas por media longitud de onda están siempre en alturas iguales y contrarias y cuando una está a una distancia hacia arriba el otro estará a una distancia similar pero hacia el otro extremo; se dice que tales puntos están en antifase. Figura A1. Si se hunde una tabla en el agua y se hace oscilar verticalmente en la forma mostrada, producirá ondas que viajarán a través de la superficie, aunque el agua misma no se mueva del lugar. Una línea que conecta todos los puntos de igual altura en la superficie, se llama frente de onda. Si la barra que se mueve es lo suficientemente largo, las ondas viajan de tal forma que cada cresta o cada valles es una línea recta perpendicular a la dirección de propagación momo se muestra en la figura A1. Cada uno de estas líneas se denomina frente de onda y a lo largo de ella todas las oscilaciones están en fase. Si el agua es mas somera (poco profunda) en un extremo del frente de onda, en el otro, la velocidad será distinta en los dos extremos y la onda tenderá a curvarse; algunas situaciones similares, pero donde se utilizan ondas de sonido, se describen en la sección1.2 y en la sección2.4 se muestran situaciones donde se utilizan ondas de radio. Si la frecuencia es la mayor (esto es, si existen además otras ondas que son emitidas o recibidas por segundo) dentro de una región donde existen otras ondas, su longitud de onda será la menor. Si las ondas de todas las frecuencias viajan con la misma velocidad, como ocurre con las ondas de radio en el espacio vacío, entonces la l longitud de onda es inversamente proporcional a la frecuencia. Así por ejemplo, como es de común conocimiento, las emisoras de onda mas corta radían en las frecuencias mas altas. El movimiento de la barra (figura A1) que produce una onda sobre la superficie del agua no necesita necesariamente se armónico simple, sino que puede consistir de un único pulso que consiste en un solo movimiento de ida y vuelta; la onda podría entonces comenzar con una forma como la que se muestra en a) de la Figura A3. Una onda de este tipo se va modificando a medida que viaja y en las va adoptando formas distintas en distancias sucesivas como en (b) y c); las oscilaciones aparecen estar mas juntas en el frente de onda (menor longitud de onda y mayor frecuencia) y parecen apartarse en la 126

132 parte trasera (longitudes de onda mayores y frecuencias menores). Las oscilaciones se desarrollan en esta manera desde una onda que inicialmente es un pulso, solamente si la velocidad de la onda depende de la frecuencia, como ocurre con las ondas en el agua; un ejemplo análogo ocurre cuando las ondas viaja a través de la ionósfera como se menciona en la sección.7.5. Figura A2. Si las ondas son producidas como en la figura A1, a lsuperficie del agua adopta las formas mostradas en (a), (b), (c), etc., en sucesivos intervalos de tiempo. Los puntos individuales sobre las superficies, tales como 1, 2, 3, 4, 5, ejecutarán oscilaciones cuyas fases son distintas. Los puntos 1 y 4 oscilarán coordinadas o en fase ; los puntos 1 y 5 estarán en antifase ; la oscilación del punto 2 está retrasada respecto a la del punto 1, es decir, tiene un retraso en fase. La distancia entre una oscilación y la la mas cercana que está en fase, se denomina longitud de onda. Las ondas electromagnéticas Antes de describir las ondas electromagnéticas es conveniente explicar cual es el significado de un campo eléctrico. Si una partícula cargada experimenta una fuerza cuando se la ubica en un punto particular, se dice entonces que hay un campo eléctrico en ese punto y la intensidad del campo se mide en términos de la magnitud de la fuerza. Nosotros podemos, imaginariamente, definir una región en particular para ser explorada, midiendo las fuerzas que se ejercen sobre una gran cantidad de pequeñas cargas de test de este tipo, con lo cual que logramos conocer la intensidad del campo en cualquier lugar. Se pueden dibujar entonces algunas líneas para indicar la dirección del campo en cada punto: estas líneas se denominan líneas de fuerza eléctrica y nos proveen de un esquema que es útil para representar el campo sobre la región que queremos explorar. Ya que un electrón debiera repeler (o atraer) a una de estas pequeñas carga de prueba en una dirección radial a partir de ella misma, las líneas de fuerza que rodean a un electrón serán líneas retas que se moverán radialmente. El campo magnético en un punto se describe de manera similar, imaginando que la exploración se hace ahora utilizando pequeñas brújulas que se ubican en cada punto y entonces la dirección del campo se define por la dirección de las brújulas. Se pueden dibujar entonces las líneas de fuerza magnética 127

133 para mostrar cual es la dirección del campo en cada punto. Las líneas de fuerza que rodean una esfera magnetizada, se mueven como se indica en la figura A4 y su forma se puede construir dejando caer limaduras de hierro sobre un pedazo de papel que se ubique simétricamente y que rodee a la esfera. La tierra, que es una esfera magnetizada, está rodeada por líneas de fuerza que son de este tipo. Figura A3. Si se tiene una pulso de onda como el mostrado en (a), este se propaga sobre la superficie del agua produciendo oscilaciones y en tiempos sucesivos, adopta las formas como las mostradas en (b) y (c) donde se observa que las oscilaciones son más rápidas en el frente. En 1865 Maxwell mostró teóricamente que si la intensidad del campo eléctrico en un punto podía hacerse oscilar en la forma de una oscilación armónica simple, entonces se podía hacer viajar una onda de campo eléctrico de tal forma que en aquellos puntos que estuvieran distantes, el campo eléctrico oscilaría también con la misma frecuencia pero con un retraso en la fase que aumentaba con la distancia. Estas oscilaciones del campo podrían entonces ser exploradas con la ayuda de pequeñas cargas de prueba que estuvieran ubicadas en forma sucesiva cada vez a mayores distancias. Las fuerzas sobre las cargas y las posiciones que ellas adoptarían, seguirían un patrón que se movería de manera similar a la que tiene una onda cuando se desplaza sobre el agua. Mawell mostró que en estas ondas, las oscilaciones del campo eléctrico eran acompañadas por oscilaciones magnéticas y por lo tanto él las llamó ondas electromagnéticas: aquí nosotros nos ocuparemos solamente de sus campos eléctricos. Figura A4. Las líneas de fuerza magnética rodean una esfera magnetizada. Si se ubica una pequeña brújula en cualquier punto, esta se alineará a lo largo de la dirección que la línea de fuerza tiene allí. La tierra es una esfera magnetizada de este tipo. Cuando Maxwell se dio cuenta que el movimiento electromagnético era posible, sugirió que la luz y las radiaciones invisibles en el ultravioleta y en el infrarrojo eran movimientos ondulatorios de 128

134 este tipo y que debería por lo tanto ser posible producir ondas electromagnéticas con equipos eléctricos. Estas ondas tendrían que tener además la misma velocidad de la luz y podrían además compartir muchas otras propiedades. En 1887 Hertz fue el primero que transmitió las ondas de radio y entonces rápidamente se llegó a aceptar que ellas tenían la misma naturaleza de la luz, fuera esta visible o invisible; todas ellas son electromagnéticas y todas viajan a través del espacio vació con la misma velocidad, la única diferencia es que ellas tienen frecuencias muy distintas, o dicho de otra manera, ellas tienen distintas longitudes de onda. Figura A5. El espectro de las ondas electromagnéticas. Las longitudes de onda cubren un enorme intervalo y son convenientemente medidas, en distintas partes del espectro, ya sea en metros, centímetros o en unidades de Angstrom (Â). Una unidad de Angstrom es igual a 10-8 cm. Cuando se describen las propiedades de las ondas electromagnéticas en términos de sus longitudes de onda, es usual hablar de un espectro y nombrar las distintas partes de éste como se muestra en la Figura A5. En orden decreciente de longitudes de onda ellas son del tipo radio, infrarrojo, visible, ultravioleta y de rayos X. Las longitudes de onda cubren un intervalo muy amplio. Las ondas de radio se miden en metros o en centímetros; las de la luz son de del orden de los 10-5 centímetros y la de los rayos X del orden de 10-8 centímetros. A menudo es conveniente medir la longitud de onda de la luz, la radiación ultravioleta y de los rayos X en términos de una unidad igual a a10-8 centímetros que se denomina unidad Ángstrom, después que un espectroscopista las denotara por Ä. La luz visible tiene longitudes de onda en el intervalo desde los 6000A en el rojo hasta los 3900A en el violeta; la radiación ultravioleta tiene longitudes de onda menores que 3600A. La división entre la luz ultravioleta corta y los rayos X largos es arbitraria y en este libro se considera que ella están en la vecindad de los 100A. Figura A6. El efecto Doppler. Una fuente estacionaria en A, emite cinco ondas en una distancia AB en un segundo. Si la fuente se está moviendo hacia B, después de un segundo estará en C y las cinco ondas tendrían que ocupar la distancia CB; para que ello ocurra, su longitud de onda tiene que ser menor y por lo tanto, la frecuencia que se observa en B tendrá que ser mayor, aunque la frecuencia de la fuente no haya sido alterada. 129

135 Fotones Aunque la descripción de las ondas electromagnéticas dada por Maxwell y que ha sido presentada recientemente es suficiente para comprender su propagación, alrededor de 1900 se entendió que cuando las ondas se encontraban con la materia, se comportaban en muchos aspectos como las partículas. A estas partículas equivalentes se le dio el nombre de fotón y su comportamiento fue descrito por la teoría cuántica. Para el propósito de este libro, el punto importante es que la energía de un fotón es inversamente proporcional a su longitud de onda y es por lo tanto la mayor para los rayos X y la menor para las ondas de radio donde termina el espectro. Esta energía es de importancia cuando se decide sobre cual radiación electromagnética en particular puede producir cambios en los átomos o moléculas donde el fotón incide. Tales cambios se pueden producir solamente si la energía del fotón es lo suficientemente grande; así por ejemplo, los rayos X que tienen una longitud de onda corta, pueden remover fácilmente a los electrones de todos los átomos y por lo tanto pueden ionizarlos, pero las ondas de radio, que tienen una longitud de onda mucho mayor, no los pueden ionizar, mientras que los fotones ultravioleta de longitud de onda intermedia pueden ionizar a algunos átomos y a otros no. Los fotones deben que ser considerados como partículas solamente un sentido muy especial, ya que no poseen masa ni carga ni pueden ser reflectados por los campos eléctricos o magnéticos. Sus trayectorias son definidas por las ondas electromagnéticos con las cuales están asociados; si ellos llegan simultáneamente a un punto por dos o mas trayectorias, éstas a veces se pueden sumar (como se describirá en la siguiente sección) para cancelarse entre sí y como resultado ningún fotón llegará allí. Superposición de ondas Si se consideran dos trenes de ondas de la misma frecuencia en el agua, ellos alcanzarán un punto por trayectorias que tienen distinta longitud y los movimientos que ellos producen en el agua se sumaran y la oscilación que resulta dependerá de su diferencia de fase. Si las oscilaciones están en fase, entonces ambos trenes de onda se moverán en la superficie del aguan en la misma dirección durante todo el tiempo y resultará una oscilación grande. En cambio, si ellos están en antifase, un tren tenderá a mover a la superficie hacia arriba y el otro hacia abajo y ambos efectos se cancelarán y como consecuencia no habrá movimiento. Si dos ondas se producen por dos transmisores oscilan en forma de pulso, la respuesta a la pregunta de si ellos llegarán a un punto dado en fase o antifase, dependerá de la diferencia en las longitudes de las dos trayectorias que sigan los trenes de onda. Si la diferencia en trayectoria contiene un número entero de longitudes de ondas, las alturas estas se añadirán y si contiene un número total de longitudes de onda más la mitad de una de ellas, los trenes de onda llegarán en antifase y se cancelarán el uno con el otro. Fenómenos similares ocurren también en otros tipos de movimientos ondulatorios; un ejemplo son las ondas de radio que se discuten en la sección 2.1. El efecto Doppler Cuando una fuente de ondas se mueve o se aleja de un observador, éste encuentra que la frecuencia ha aumentado o decrecido: el fenómeno se denomina efecto Doppler (Figura A6) después de su descubridor y el cambio en frecuencia se denomina corrimiento Doppler. Este efecto es muy notorio cuando un tren o un automóvil hacen sonar una alarma y pasan cerca de un observador: El efecto se escucha como un cambio en el aumento o decrecimiento del tono. Consideremos las ondas de agua de la Figura A6 y supongamos que la fuente permanece estacionaria en A y que emite cinco ondas por segundo. La cresta de la onda que fue emitida al comienzo del intervalo de un segundo alcanza B (donde AB es la distancia que viajan las ondas en un segundo) al final del intervalo y hay un número de ondas iguales a la de la frecuencia (5 ) en la longitud AB. Suponga ahora que la barra se mueve con su mecanismo el cual viaja también hacia B: durante un segundo ése emitirá el mismo número de ondas 130