बाह्य वायुमंडल

बाह्‍य वायुमंडल पृथ्वी के वायुमंडल में सीधे मध्यमंडल के ऊपर और  बर्हिमंडल के नीचे की परत है। वायुमंडल की इस परत के भीतर, पराबैंगनी विकिरण अणुओं के फोटोआयनीकरण / प्रकाशिक वियोजन  का कारण बनता है, जिससे आयन बनते हैं;  इस प्रकार बाह्‍य वायुमंडल आयनमंडल के बड़े हिस्से का गठन करता है।इसका नाम ग्रीक θερμός (उच्चारण थर्मस) से लिया गया है जिसका अर्थ है गर्मी, बाह्‍य वायुमंडल समुद्र तल से लगभग 80 किमी (50 मील) ऊपर शुरू होता है। इस उच्च ऊंचाई पर, अवशिष्ट वायुमंडलीय गैसें आणविक द्रव्यमान (टर्बोस्फीयर देखें) के अनुसार स्तरों में क्रमबद्ध होती हैं। अत्यधिक ऊर्जावान सौर विकिरण के अवशोषण के कारण बाह्‍य वायुमंडलीय तापमान ऊंचाई के साथ बढ़ता है।तापमान सौर गतिविधि पर अत्यधिक निर्भर हैं, और 2,000 डिग्री सेल्सियस (3,630 डिग्री फारेनहाइट) या इससे अधिक तक बढ़ सकता है। विकिरण इस परत में वायुमंडलीय कणों को विद्युत रूप से आवेशित करने का कारण बनता है, जिससे रेडियो तरंगों को अपवर्तित किया जा सकता है और इस प्रकार क्षितिज से परे प्राप्त किया जा सकता है।बर्हिमंडल में, समुद्र तल से लगभग 600 किमी (375 मील) से शुरू होकर, वातावरण अंतरिक्ष में बदल जाता है, यद्यपि, कर्मन लाइन (100 किमी) की परिभाषा के लिए निर्धारित निर्णायक मानदंड से, अधिकांश बाहय वायुमंडल के अंतरिक्ष का हिस्सा है। बाहय वायुमंडल और बर्हिमंडल के बीच की सीमा को थर्मोपॉज़ के रूप में जाना जाता है।

इस परत में अत्यधिक क्षीणित गैस 2,500 °C (4,530 °F) तक पहुँच सकती है। उच्च तापमान के बाद भी, एक प्रेक्षक या वस्तु बाह्‍य वायुमंडल में कम तापमान का अनुभव करेगी, क्योंकि गैस का बेहद कम घनत्व (व्यावहारिक रूप से एक कठिन निर्वात) अणुओं के लिए गर्मी का संचालन करने के लिए अपर्याप्त है। एक सामान्य थर्मामीटर कम से कम रात में 0 डिग्री सेल्सियस (32 डिग्री फारेनहाइट) से नीचे पढ़ेगा, क्योंकि उष्मीय विकिरण द्वारा खोई गई ऊर्जा सीधे वायुमंडलीय गैस से प्राप्त ऊर्जा से अधिक होगी।160 किलोमीटर (99 मील) से ऊपर के ध्वनिक क्षेत्र में, घनत्व इतना कम है कि ध्वनि के संचरण की अनुमति देने के लिए आणविक क्रिया  बहुत कम होती है। बाह्‍य वायुमंडल की गतिशीलता में वायुमंडलीय ज्वार का प्रभुत्व होता है, जो मुख्य रूप से दैनिक ताप द्वारा संचालित होते हैं। तटस्थ गैस और आयनमंडलीय प्लाज्मा के बीच टकराव के कारण वायुमंडलीय तरंगें इस स्तर से ऊपर फैल जाती हैं।

अंतर्राष्ट्रीय अंतरिक्ष स्टेशन के अपवाद के साथ बाह्‍य वायुमंडल निर्जन है, जो 408 और 410 किलोमीटर (254 और 255 मील) और तियांगोंग अंतरिक्ष स्टेशन के बीच बाह्‍य वायुमंडल के बीच में पृथ्वी की परिक्रमा करता है, जो 340 और 450 किलोमीटर (210 और 280 मील) के बीच परिक्रमा करता है।

तटस्थ गैस घटक
लगभग 12 किलोमीटर (7.5 मील) (ट्रोपोपॉज़) की ऊँचाई पर और लगभग 85 किलोमीटर (53 मील) (मेसोपॉज़) (चित्र 1) की ऊँचाई पर दो न्यूनतम तापमान के अनुसार वायुमंडलीय क्षेत्रों को अलग करना सुविधाजनक है।बाह्‍य वायुमंडल (या ऊपरी वायुमंडल) 85 किलोमीटर (53 मील) से ऊपर की ऊंचाई वाला क्षेत्र है, जबकि ट्रोपोपोज और मेसोपॉज के बीच का क्षेत्र मध्य वातावरण ((समताप मंडल और मध्य मंडल) है जहां सौर यूवी विकिरण का अवशोषण अधिकतम तापमान उत्पन्न करता है और 45 किमी पर ओजोन परत का कारण बनता है। ऊंचाई के साथ पृथ्वी के वायुमंडल का घनत्व लगभग तेजी से घटता है। वातावरण का कुल द्रव्यमान M = ρA H ≃ 1 kg/cm2 जमीन के ऊपर एक वर्ग सेंटीमीटर के एक स्तंभ के भीतर है (ρA = 1.29 kg/m3 के साथ z = 0 मीटर ऊंचाई पर जमीन पर वायुमंडलीय घनत्व, और H ≃ 8 किमी औसत वायुमंडलीय पैमाने की ऊंचाई)है।उस द्रव्यमान का 80 प्रतिशत क्षोभमंडल के भीतर केंद्रित है। लगभग 85 किलोमीटर (53 मील) से ऊपर बाह्‍य वायुमंडल का द्रव्यमान कुल द्रव्यमान का केवल 0.002% है। इसलिए, बाह्‍य वायुमंडल से निचले वायुमंडलीय क्षेत्रों में कोई महत्वपूर्ण ऊर्जावान अभिक्रिया की उम्मीद नहीं की जा सकती है।

विक्षोभ के कारण टर्बोपॉज के नीचे निचले वायुमंडलीय क्षेत्रों में हवा लगभग 90 किलोमीटर (56 मील) पर गैसों का मिश्रण बन जाती है जो इसकी संरचना को नहीं बदलती है। इसका औसत आणविक भार आणविक ऑक्सीजन (O2) और नाइट्रोजन (N2) के दो प्रमुख घटकों के साथ 29 g/mol है। यद्यपि, टर्बोपॉज के ऊपर, विभिन्न घटकों का विसारक पृथक्करण महत्वपूर्ण है, ताकि प्रत्येक घटक अपनी बैरोमेट्रिक ऊंचाई संरचना का अनुसरण करता है, जिसकी ऊंचाई व्युत्क्रमानुपाती होती है।हल्के घटक परमाणु ऑक्सीजन (O), हीलियम (He), और हाइड्रोजन (H) क्रमिक रूप से लगभग 200 किलोमीटर (124 मील) की ऊँचाई पर हावी होते हैं और भौगोलिक स्थिति, समय और सौर गतिविधि के साथ भिन्न होते हैं। अनुपात N2/O जो कि आयनमंडलीय F क्षेत्र में इलेक्ट्रॉन घनत्व का एक माप है, इन विविधताओं से अत्यधिक प्रभावित होता है। गतिशील प्रक्रियाओं के दौरान प्रमुख गैस घटक के माध्यम से छोटे घटकों के प्रसार से ये परिवर्तन होते हैं।

बाह्‍य वायुमंडल में 10 किलोमीटर (6.2 मील) के मोठे बंध में स्थित प्राथमिक सोडियम की एक सराहनीय सांद्रता होती है जो पृथ्वी की सतह से 80 से 100 किलोमीटर (50 से 62 मील) ऊपर मध्य मंडल के किनारे पर होती है। सोडियम की औसत सांद्रता प्रति घन सेंटीमीटर 400,000 परमाणुओं की होती है। आने वाले उल्काओं से सोडियम उर्ध्वपातन द्वारा इस बंध की नियमित रूप से भरपाई की जाती है। प्रोड में प्रकाशिक सुधार प्रक्रिया के हिस्से के रूप में खगोलविदों ने "गाइड सितारों" को बनाने के लिए इस सोडियम बंध का उपयोग करना शुरू कर दिया है।

ऊर्जा बजट
बाह्‍य वायुमंडलीय तापमान घनत्व अवलोकनों के साथ-साथ प्रत्यक्ष उपग्रह माप से भी निर्धारित किया जा सकता है। चित्र 1 में तापमान बनाम ऊँचाई z को तथाकथित बेट्स प्रोफ़ाइल द्वारा अनुरूपीय रूप से परिरक्षित किया जा सकता है:

(1) $$T = T_\infty - (T_\infty- T_0) e^{ -s(z - z_0)}$$

T∞ के साथ लगभग 400 किमी की ऊंचाई से ऊपर का बहिर्मंडलीय तापमान, To = 355 K, और zo = 120 किमी संदर्भ तापमान और ऊंचाई, और s एक अनुभवजन्य पैरामीटर है जो T∞ पर निर्भर करता है और T∞ के साथ घटता है। वह सूत्र ऊष्मा चालन के एक साधारण समीकरण से लिया गया है। एक अनुमान है कि zo = 120 किमी की ऊंचाई से ऊपर qo≃ 0.8 से 1.6 mW/m2 का कुल ताप इनपुट है। संतुलन की स्थिति प्राप्त करने के लिए, ऊष्मा इनपुट qo ज़ो से ऊपर ऊष्मा चालन द्वारा निचले वायुमंडलीय क्षेत्रों में खो जाता है।

बहिर्मंडलीय तापमान T∞ सौर XUV विकिरण का उचित माप है। चूँकि 10.7 सेमी तरंगदैर्घ्य पर सौर रेडियो उत्सर्जन F सौर गतिविधि का एक अच्छा संकेतक है, अतः यह किसी शांत चुंबकमंडलीय स्थितियों के लिए अनुभवजन्य सूत्र को लागू कर सकता है।

(2) $$T_\infty \simeq 500 + 3.4 F_0$$

K में T∞ के साथ, Fo in 10−2 W m−2 Hz−1 (कविन्ग्तों इंडेक्स ) F का मान कई सौर चक्रों पर औसत है। कविन्ग्तों सूचकांक प्रायः एक सौर चक्र के दौरान 70 और 250 के बीच भिन्न होता है, और लगभग 50 से नीचे कभी नहीं गिरता है। इस प्रकार, T∞ लगभग 740 और 1350 K के बीच भिन्न होता है। बहुत शांत चुंबकमंडल स्थितियों के दौरान, अभी भी लगातार बहने वाले चुंबकमंडल ऊर्जा इनपुट में K eq में 500 K के अवशिष्ट तापमान के लिएलगभग 250 का योगदान होता है।समीकरण (2) में बाकी 250 K को वायुमंडल के लिए उत्तरदायी ठहराया जा सकता है।

सौर एक्सयूवी विकिरण
तरंग दैर्ध्य <170 nm पर सौर एक्स-किरण और चरम पराबैंगनी विकिरण (XUV) बाह्य वायुमंडल के भीतर लगभग पूरी तरह से अवशोषित हो जाते हैं। यह विकिरण विभिन्न आयनमंडलीय परतों के साथ-साथ इन ऊंचाइयों पर तापमान में वृद्धि का कारण बनता है (चित्र 1)। जबकि सौर दृश्यमान प्रकाश (380 से 780nm) लगभग स्थिर है, सौर स्थिरांक के लगभग 0.1% से अधिक की परिवर्तनशीलता के साथ सौर XUV विकिरण समय और स्थान में अत्यधिक परिवर्तनशील है। उदाहरण के लिए,सौर ज्वालाओं से जुड़े एक्स- किरण के फटने की नाटकीय रूप से दसियों मिनट के कुछ समय में परिमाण के कई आदेशों द्वारा प्रीफ्लेयर स्तरों पर अपनी तीव्रता बढ़ा सकते हैं। अत्यधिक पराबैंगनी में, 121.6 nm पर लाइमन α रेखा आयनीकरण और पृथक्करण (रसायन विज्ञान) के एक महत्वपूर्ण स्रोत को आयनमंडलीय D परत की ऊंचाई पर दर्शाती है। सौर गतिविधि की शांत अवधि के दौरान, अकेले इसमें शेष XUV स्पेक्ट्रम की तुलना में अधिक ऊर्जा होती है। 27 दिनों और 11 वर्षों की अवधि के साथ 100% या उससे अधिक के अर्ध-आवधिक परिवर्तन, सौर XUV विकिरण के प्रमुख रूपों से संबंधित हैं।यद्यपि सभी समय के पैमाने पर अनियमित उतार-चढ़ाव हर समय उपस्थित रहते हैं। कम सौर गतिविधि के दौरान,बाह्य वायुमंडल में कुल ऊर्जा इनपुट का लगभग आधा सौर XUV विकिरण माना जाता है। वह सौर XUV ऊर्जा इनपुट केवल दिन के समय होता है, विषुवत के दौरान भूमध्य रेखा पर अधिकतम होता है।

सौर पवन
बाह्य वायुमंडल में ऊर्जा इनपुट का दूसरा स्रोत सौर पवन ऊर्जा है जो मैग्नेटोस्फीयर में उन तंत्रों द्वारा स्थानांतरित किया जाता है जो अच्छी तरह से समझ में नहीं आते हैं। ऊर्जा स्थानांतरित करने का एक संभावित तरीका हाइड्रोडायनामिक डायनेमो प्रक्रिया के माध्यम से होता है। सौर वायु कण मैग्नेटोस्फीयर के ध्रुवीय क्षेत्रों में प्रवेश करते हैं जहां भू-चुंबकीय क्षेत्र रेखाएं अनिवार्य रूप से लंबवत निर्देशित होती हैं। एक विद्युत क्षेत्र उत्पन्न होता है, जो सुबह से शाम तक निर्देशित होता है।ऑरोरल ज़ोन के भीतर अपने चरणचिन्ह के साथ अंतिम बंद भू-चुंबकीय क्षेत्र रेखाओं के साथ, क्षेत्र -संरेखित विद्युत धाराएँ आयनोस्फेरिक डायनेमो क्षेत्र में प्रवाहित हो सकती हैं जहाँ वे इलेक्ट्रिक पेडरसन और हॉल धाराओं द्वारा बंद की जाती हैं। पेडर्सन धाराओं के ओमिक नुकसान निचले बाह्य वायुमंडल को गर्म करते हैं (उदाहरण के लिए, मैग्नेटोस्फेरिक विद्युत संवहन क्षेत्र देखें)। इसके अतिरिक्त, मैग्नेटोस्फीयर से उच्च ऊर्जावान कणों का ऑरोरल क्षेत्रों में प्रवेश विद्युत चालकता को काफी हद तक बढ़ाता है, जिससे विद्युत धाराएं बढ़ती हैं और इस प्रकार जूल तपन होती है। शांत मैग्नेटोस्फेरिक गतिविधि के दौरान, मध्य मंडल बाह्य वायुमंडल के ऊर्जा बजट में शायद एक चौथाई योगदान देता है।यह समीकरण (2) में बहिर्मंडलीय तापमान का लगभग 250 K है। यद्यपि बहुत बड़ी गतिविधि के दौरान, यह ताप इनपुट काफी हद तक बढ़ सकता है पवन इनपुट मुख्य रूप से दिन और रात दोनों के दौरान अरोरल क्षेत्रों में होता है।

वायुमंडलीय तरंगें
निचले वायुमंडल के भीतर दो प्रकार की बड़े पैमाने की वायुमंडलीय तरंगें उपस्थित हैं: परिमित ऊर्ध्वाधर तरंग दैर्ध्य वाली आंतरिक तरंगें जो तरंग ऊर्जा को ऊपर की ओर ले जा सकती हैं, और बाहरी तरंगें असीम रूप से बड़ी तरंग दैर्ध्य के साथ होती हैं जो तरंग ऊर्जा का परिवहन नहीं कर सकती हैं। वायुमंडलीय गुरुत्व तरंगें और क्षोभमंडल के भीतर उत्पन्न अधिकांश वायुमंडलीय ज्वार आंतरिक तरंगों से संबंधित हैं। उनका घनत्व आयाम ऊंचाई के साथ तेजी से बढ़ता है जिससे मेसोपॉज पर ये तरंगें अशांत हो जाती हैं और उनकी ऊर्जा समाप्त हो जाती है (तट पर समुद्र की लहरों के टूटने के समान), इस प्रकार समतुल्य में बाह्य वायुमंडल को लगभग 250 K तक गर्म करने में योगदान देता है।दूसरी ओर, मूलभूत दैनिक ज्वार (1, -2) लेबल किया गया है जो सौर विकिरण से सबसे अधिक कुशलता से उत्साहित है, एक बाहरी लहर है और निचले और मध्य वातावरण में केवल एक सीमांत भूमिका निभाता है। यद्यपि बाह्य वायुमंडलीय ऊंचाई पर, यह प्रमुख तरंग बन जाती है। यह लगभग 100 और 200 किमी की ऊँचाई के बीच आयनमंडलीय डायनेमो क्षेत्र के भीतर विद्युत वर्ग-धारा को चलाता है।

ताप, मुख्य रूप से ज्वारीय तरंगों द्वारा, मुख्य रूप से निचले और मध्य अक्षांशों पर होता है। इस ताप की परिवर्तनशीलता क्षोभमंडल और मध्य वातावरण के भीतर मौसम संबंधी स्थितियों पर निर्भर करती है, और लगभग 50% से अधिक नहीं हो सकती है।

गतिकी
लगभग 150 किलोमीटर (93 मील) की ऊँचाई के ऊपर बाह्य वायुमंडल के भीतर, सभी वायुमंडलीय तरंगें क्रमिक रूप से बाहरी तरंगें बन जाती हैं, और कोई महत्वपूर्ण ऊर्ध्वाधर तरंग संरचना दिखाई नहीं देती है। वायुमंडलीय तरंग मोड के साथ गोलाकार कार्यों Pnm के लिए एक मध्याह्न तरंग संख्या और n जोनल तरंग संख्या (m = 0: जोनल औसत प्रवाह ; m = 1:दैनिक ज्वार  m = 2: सेमीडायरनल टाइड; आदि) के साथ अपह्रासित होता है।बाह्य वायुमंडल लो-पास फिल्टर विशेषताओं के साथ एक अवमंदित दोलक प्रणाली बन जाता है। इसका अर्थ यह है कि छोटे पैमाने की तरंगें (अधिक संख्या में (n, m) और उच्च आवृत्तियों को बड़े पैमाने की तरंगों और कम आवृत्तियों के पक्ष में दबा दिया जाता है। यदि कोई बहुत शांत मैग्नेटोस्फेरिक गड़बड़ी और एक निरंतर औसत एक्सोस्फेरिक तापमान (गोले के ऊपर औसत) पर विचार करता है, तो एक्सोस्फेरिक तापमान वितरण को गोलाकार वितरण के देखे गए अस्थायी और स्थानिक वितरण को गोलाकार कार्यों के योग द्वारा वर्णित किया जा सकता है: (3) $$T(\varphi, \lambda, t) = T_\infty \{ 1 + \Delta T_2^0 P_2^0(\varphi) + \Delta T_1^0 P_1^0(\varphi) \cos [ \omega_a (t - t_a) ] + \Delta T_1^1 P_1^1(\varphi) \cos (\tau - \tau_d) + \cdots \}$$यहाँ, यह φ अक्षांश, λ देशांतर, और t समय, ωa एक वर्ष की कोणीय आवृत्ति, ωd एक सौर दिन की कोणीय आवृत्ति, और τ = ωdt λ स्थानीय समय है। ta = 21 जून उत्तरी ग्रीष्म संक्रांति की तिथि है, और τd = 15:00 अधिकतम दैनिक तापमान का स्थानीय समय है।

दाईं ओर (3) में पहला पद बहिर्मंडलीय तापमान (1000 K के क्रम का) का वैश्विक माध्य है। दूसरा पद [P20 = 0.5(3 sin2(φ)−1) के साथ] निचले अक्षांशों पर ताप अधिशेष और एक संगति दर्शाता है। एक तापीय पवन प्रणाली ऊपरी स्तर में ध्रुवों की ओर हवा के साथ विकसित होती है और निचले स्तर में ध्रुवों से दूर हवाएं चलती हैं। गुणांक ΔT20 ≈ 0.004 छोटा है क्योंकि उरोरा क्षेत्रों में जूल तपन शांत मैग्नेटोस्फेरिक स्थितियों के दौरान भी गर्मी के अधिशेष की भरपाई करता है।. चौथा पद (P11(φ) = cos φ के साथ) प्रमुख दैनिक तरंग (ज्वारीय मोड (1,−2)) है। यह दिन के गोलार्ध से रात के गोलार्ध (चित्र 2d) में अतिरिक्त गर्मी के परिवहन के लिए उत्तरदायी है।इस प्रकार 150 K के क्रम पर इसका सापेक्षिक आयाम ΔT11≃ 0.15 है। अतिरिक्त शर्तें (जैसे, अर्धवार्षिक, अर्धदैनिक शब्द और उच्च-क्रम शब्द) को eq (3) में जोड़ा जाना चाहिए। यद्यपि, वे साधारण महत्व के हैं। घनत्व, दबाव और विभिन्न गाओं के लिए संगत रकम विकसित की जा सकती है।

थर्मोस्फेरिक तूफान
सौर XUV विकिरण के विपरीत, मैग्नेटोस्फेरिक गड़बड़ी, भू-चुंबकीय विविधताओं द्वारा जमीन पर संकेतित घंटों के क्रम की छोटी आवधिक गड़बड़ी से लेकर कई दिनों की अवधि के लंबे समय तक चलने वाले विशाल तूफान की एक अप्रत्याशित आवेगी स्थिति को दर्शाती है। थर्मोस्फीयर की एक बड़े मैग्नेटोस्फेरिक तूफान की प्रतिक्रिया को थर्मोस्फेरिक तूफान कहा जाता है। चूँकि बाह्य वायुमंडल में ऊष्मा इनपुट उच्च अक्षांशों(मुख्य रूप से औरोरल क्षेत्रों में), ताप परिवहन को समीकरण (3) में P20 शब्द द्वारा दर्शाया गया है। इसके अलावा, गड़बड़ी के आवेगी रूप के कारण, उच्च-क्रम की शर्तें उत्पन्न होती हैं, जो कि कम क्षय समय के साथ होती हैं और इस प्रकार ये जल्दी से गायब हो जाती हैं। इन तरीकों का योग निचले अक्षांशों में गड़बड़ी के "यात्रा समय" को निर्धारित करता है, और इस प्रकार मैग्नेटोस्फेरिक गड़बड़ी के संबंध में बाह्य वायुमंडल का अभिक्रिया समय को निर्धारित करता है।एक आयनमंडलीय तूफान के विकास के लिए मध्य और उच्च अक्षांश पर बाह्य वायुमंडलीय तूफान के दौरान N2/O के अनुपात में वृद्धि महत्वपूर्ण है।N2 की वृद्धि आयनमंडलीय प्लाज्मा की हानि प्रक्रिया को बढ़ाती है और इसलिए आयनमंडलीय F-परत (नकारात्मक आयनमंडलीय तूफान) के भीतर इलेक्ट्रॉन घनत्व में कमी का कारण बनती है।

जलवायु परिवर्तन
कार्बन डाइऑक्साइड सांद्रता में वृद्धि, सौर न्यूनतम के दौरान उस परत में होने वाली सबसे मजबूत शीतलन और संकुचन के कारण बाह्य वायुमंडल का एक संभावित परिणाम के रूप में देखा गया है। 2008-2009 में सबसे हालिया संकुचन कम से कम 1967 के बाद से सबसे बड़ा संकुचन था।

यह भी देखें

 * हवाई दृष्टिकोण
 * एरोनोमी
 * वायु (शास्त्रीय तत्व)
 * हवा की चमक
 * एयरशेड
 * वायुमंडलीय फैलाव मॉडलिंग
 * वायुमंडलीय बिजली
 * वायुमंडलीय विकिरण मापन जलवायु अनुसंधान सुविधा (एआरएम) (अमेरिका में)
 * #प्रिंसिपल लेयर्स
 * जीवमंडल
 * जलवायु प्रणाली
 * पृथ्वी का ऊर्जा बजट
 * COSPAR अंतर्राष्ट्रीय संदर्भ वातावरण (CIRA)
 * विमानन का पर्यावरणीय प्रभाव
 * ग्लोबल डिमिंग
 * वाद्य तापमान रिकॉर्ड
 * जलमंडल
 * अतिगतिशीलता (यात्रा)
 * क्योटो प्रोटोकोल
 * लीचिंग (कृषि)
 * स्थलमंडल
 * संदर्भ वायुमंडलीय मॉडल