اطلاعات و حقایق در مورد جو. جو زمین. لایه های جو به ترتیب از سطح زمین جو زمین از 78 لایه تشکیل شده است

نقش جو در حیات زمین

جو منبع اکسیژنی است که مردم تنفس می کنند. با این حال، با افزایش ارتفاع، فشار کل اتمسفر کاهش می یابد که منجر به کاهش فشار جزئی اکسیژن می شود.

ریه های انسان تقریباً سه لیتر هوای آلوئولی دارند. اگر فشار اتمسفر نرمال باشد، فشار جزئی اکسیژن در هوای آلوئولی 11 میلی متر جیوه خواهد بود. هنر، فشار دی اکسید کربن - 40 میلی متر جیوه. هنر، و بخار آب - 47 میلی متر جیوه. هنر با افزایش ارتفاع، فشار اکسیژن کاهش می یابد و فشار کل بخار آب و دی اکسید کربن در ریه ها ثابت می ماند - تقریباً 87 میلی متر جیوه. هنر وقتی فشار هوا با این مقدار برابر شود، جریان اکسیژن به داخل ریه ها متوقف می شود.

به دلیل کاهش فشار اتمسفر در ارتفاع 20 کیلومتری، آب و مایع میان بافتی بدن انسان در اینجا می جوشد. اگر از کابین تحت فشار استفاده نکنید، در چنین ارتفاعی یک فرد تقریباً فوراً می میرد. بنابراین، از نقطه نظر ویژگی های فیزیولوژیکی بدن انسان، "فضا" از ارتفاع 20 کیلومتری از سطح دریا سرچشمه می گیرد.

نقش جو در حیات زمین بسیار زیاد است. به عنوان مثال، به لطف لایه های هوای متراکم - تروپوسفر و استراتوسفر، مردم از قرار گرفتن در معرض تابش محافظت می شوند. در فضا، در هوای کمیاب، در ارتفاع بیش از 36 کیلومتر، پرتوهای یونیزان عمل می کنند. در ارتفاع بیش از 40 کیلومتر - ماوراء بنفش.

هنگامی که از سطح زمین تا ارتفاع بیش از 90-100 کیلومتر بالا می رود، تضعیف تدریجی و سپس ناپدید شدن کامل پدیده های آشنا برای انسان مشاهده شده در لایه پایین جو مشاهده می شود:

هیچ صدایی حرکت نمی کند.

هیچ نیروی آیرودینامیکی یا درگ وجود ندارد.

گرما با همرفت و غیره منتقل نمی شود.

لایه اتمسفر زمین و همه موجودات زنده را در برابر تشعشعات کیهانی، از شهاب سنگ ها محافظت می کند و وظیفه تنظیم نوسانات دمایی فصلی، متعادل کردن و تسطیح چرخه های روزانه را بر عهده دارد. در غیاب جو روی زمین، دمای روزانه در حدود +/-200 درجه سانتیگراد در نوسان است. لایه اتمسفر یک "بافر" حیات بخش بین سطح زمین و فضا است، یک حامل رطوبت و گرما است که فرآیندهای فتوسنتز و تبادل انرژی در جو اتفاق می افتد - مهمترین فرآیندهای زیست کره.

لایه های جو به ترتیب از سطح زمین

جو یک ساختار لایه ای است که از لایه های زیر به ترتیب از سطح زمین تشکیل شده است:

تروپوسفر.

استراتوسفر.

مزوسفر.

ترموسفر.

اگزوسفر

هر لایه مرزهای مشخصی بین یکدیگر ندارد و ارتفاع آنها تحت تأثیر عرض جغرافیایی و فصول است. این ساختار لایه ای در نتیجه تغییرات دما در ارتفاعات مختلف شکل گرفته است. به لطف جو است که ما ستاره های چشمک زن را می بینیم.

ساختار جو زمین بر اساس لایه ها:

جو زمین از چه چیزی تشکیل شده است؟

هر لایه اتمسفر از نظر دما، چگالی و ترکیب متفاوت است. ضخامت کل جو 1.5-2.0 هزار کیلومتر است. جو زمین از چه چیزی تشکیل شده است؟ در حال حاضر مخلوطی از گازها با ناخالصی های مختلف است.

تروپوسفر

ساختار جو زمین با تروپوسفر شروع می شود که قسمت پایین جو با ارتفاع تقریبی 10-15 کیلومتر است. بخش عمده هوای جو در اینجا متمرکز شده است. یکی از ویژگی های تروپوسفر افت دمای 0.6 درجه سانتیگراد است که هر 100 متر افزایش می یابد. تروپوسفر تقریباً تمام بخار آب اتمسفر را متمرکز می کند و اینجاست که ابرها تشکیل می شوند.

ارتفاع تروپوسفر روزانه تغییر می کند. علاوه بر این، مقدار متوسط ​​آن بسته به عرض جغرافیایی و فصل سال متفاوت است. ارتفاع متوسط ​​تروپوسفر بالای قطب ها 9 کیلومتر، بالای استوا - حدود 17 کیلومتر است. میانگین دمای سالانه هوا در بالای خط استوا نزدیک به +26 درجه سانتیگراد و بالای قطب شمال -23 درجه سانتیگراد است. خط بالایی مرز تروپوسفر بالای استوا دمای متوسط ​​سالانه حدود 70 درجه سانتیگراد و بالای قطب شمال در تابستان -45 درجه سانتیگراد و در زمستان -65 درجه سانتیگراد است. بنابراین، هر چه ارتفاع بیشتر باشد، دما کمتر می شود. پرتوهای خورشید بدون مانع از تروپوسفر عبور می کنند و سطح زمین را گرم می کنند. گرمای ساطع شده از خورشید توسط دی اکسید کربن، متان و بخار آب حفظ می شود.

استراتوسفر

در بالای لایه تروپوسفر استراتوسفر قرار دارد که 50-55 کیلومتر ارتفاع دارد. ویژگی این لایه این است که دما با ارتفاع افزایش می یابد. بین تروپوسفر و استراتوسفر یک لایه گذار به نام تروپوپوز قرار دارد.

از ارتفاع تقریبی 25 کیلومتری، دمای لایه استراتوسفر شروع به افزایش می کند و با رسیدن به حداکثر ارتفاع 50 کیلومتری، مقادیری از 10+ تا 30+ درجه سانتی گراد به دست می آورد.

بخار آب بسیار کمی در استراتوسفر وجود دارد. گاهی اوقات در ارتفاع حدود 25 کیلومتری می توانید ابرهای نسبتاً نازکی را پیدا کنید که به آنها "ابرهای مروارید" می گویند. در روز آنها قابل توجه نیستند، اما در شب به دلیل نور خورشید که در زیر افق است می درخشند. ترکیب ابرهای ناکرئوس از قطرات آب فوق سرد تشکیل شده است. استراتوسفر عمدتاً از ازن تشکیل شده است.

مزوسفر

ارتفاع لایه مزوسفر تقریباً 80 کیلومتر است. در اینجا، همانطور که به سمت بالا می رود، دما کاهش می یابد و در بالای آن به مقادیر چند ده درجه سانتیگراد زیر صفر می رسد. در مزوسفر نیز می توان ابرهایی را مشاهده کرد که احتمالاً از کریستال های یخ تشکیل شده اند. به این ابرها «شفاف» می گویند. مزوسفر با سردترین دما در جو مشخص می شود: از -2 تا -138 درجه سانتیگراد.

ترموسفر

این لایه جوی نام خود را به دلیل دمای بالای آن به خود اختصاص داده است. ترموسفر شامل موارد زیر است:

یون کره.

اگزوسفر.

یونوسفر با هوای کمیاب مشخص می شود که هر سانتی متر آن در ارتفاع 300 کیلومتری از 1 میلیارد اتم و مولکول تشکیل شده است و در ارتفاع 600 کیلومتری - بیش از 100 میلیون.

یونوسفر نیز با یونیزاسیون هوای بالا مشخص می شود. این یون ها از اتم های اکسیژن باردار، مولکول های باردار اتم های نیتروژن و الکترون های آزاد تشکیل شده اند.

اگزوسفر

لایه اگزوسفریک از ارتفاع 800-1000 کیلومتری شروع می شود. ذرات گاز، به ویژه ذرات سبک، با سرعت فوق العاده ای در اینجا حرکت می کنند و بر نیروی گرانش غلبه می کنند. چنین ذرات به دلیل حرکت سریع خود از جو به فضای بیرون پرواز می کنند و پراکنده می شوند. بنابراین اگزوسفر را کره پراکندگی می نامند. عمدتاً اتم‌های هیدروژن که بالاترین لایه‌های اگزوسفر را تشکیل می‌دهند، به فضا پرواز می‌کنند. به لطف ذرات موجود در اتمسفر فوقانی و ذرات باد خورشیدی، ما می توانیم شفق های شمالی را ببینیم.

ماهواره ها و موشک های ژئوفیزیکی امکان حضور در لایه های بالایی جو کمربند تشعشعی سیاره را که متشکل از ذرات باردار الکتریکی - الکترون ها و پروتون ها است، فراهم کرده اند.

اتمسفر همراه با شکل گیری زمین شروع به شکل گیری کرد. در طول تکامل سیاره و با نزدیک شدن پارامترهای آن به مقادیر مدرن، تغییرات اساسی کیفی در ترکیب شیمیایی و خواص فیزیکی آن رخ داد. بر اساس مدل تکاملی، در مراحل اولیه زمین در حالت مذاب قرار داشت و حدود 4.5 میلیارد سال پیش به صورت یک جسم جامد شکل گرفت. این نقطه عطف به عنوان آغاز گاهشماری زمین شناسی در نظر گرفته شده است. از آن زمان به بعد، تکامل آهسته جو آغاز شد. برخی از فرآیندهای زمین شناسی (به عنوان مثال، ریزش گدازه در طول فوران های آتشفشانی) با انتشار گازها از روده های زمین همراه بود. آنها شامل نیتروژن، آمونیاک، متان، بخار آب، اکسید CO و دی اکسید کربن CO2 بودند. بخار آب تحت تأثیر تابش فرابنفش خورشیدی به هیدروژن و اکسیژن تجزیه می شود، اما اکسیژن آزاد شده با مونوکسید کربن واکنش داده و دی اکسید کربن تشکیل می دهد. آمونیاک به نیتروژن و هیدروژن تجزیه می شود. در طی فرآیند انتشار، هیدروژن به سمت بالا بالا رفت و اتمسفر را ترک کرد و نیتروژن سنگین‌تر نتوانست تبخیر شود و به تدریج انباشته شد و تبدیل به جزء اصلی شد، اگرچه برخی از آن در نتیجه واکنش‌های شیمیایی به مولکول‌ها متصل شد. سانتی متر. شیمی اتمسفر). تحت تأثیر پرتوهای فرابنفش و تخلیه های الکتریکی، مخلوطی از گازهای موجود در جو اصلی زمین وارد واکنش های شیمیایی می شود که منجر به تشکیل مواد آلی به ویژه اسیدهای آمینه می شود. با ظهور گیاهان اولیه، فرآیند فتوسنتز آغاز شد که با آزاد شدن اکسیژن همراه بود. این گاز، به ویژه پس از انتشار در لایه های بالایی جو، شروع به محافظت از لایه های پایینی خود و سطح زمین در برابر تشعشعات خطرناک ماوراء بنفش و اشعه ایکس کرد. بر اساس برآوردهای نظری، محتوای اکسیژن، 25000 برابر کمتر از اکنون، می تواند منجر به تشکیل لایه اوزون با تنها نیمی از غلظت فعلی شود. با این حال، این در حال حاضر برای محافظت بسیار قابل توجهی از موجودات در برابر اثرات مخرب پرتوهای فرابنفش کافی است.

این احتمال وجود دارد که جو اولیه حاوی مقدار زیادی دی اکسید کربن باشد. در طول فتوسنتز مصرف شد و غلظت آن باید با تکامل جهان گیاهی و همچنین به دلیل جذب طی فرآیندهای زمین شناسی خاص کاهش یافته باشد. از آنجا که اثر گلخانه ایدر ارتباط با حضور دی اکسید کربن در جو، نوسانات غلظت آن یکی از دلایل مهم تغییرات اقلیمی در مقیاس بزرگ در تاریخ زمین است. عصر یخبندان.

هلیوم موجود در اتمسفر مدرن عمدتاً محصول تجزیه رادیواکتیو اورانیوم، توریم و رادیوم است. این عناصر رادیواکتیو ذره ای را ساطع می کنند که هسته اتم های هلیوم هستند. از آنجایی که در هنگام واپاشی رادیواکتیو، بار الکتریکی نه تشکیل می شود و نه از بین می رود، با تشکیل هر ذره a دو الکترون ظاهر می شود که با ترکیب مجدد با ذرات a، اتم های هلیوم خنثی را تشکیل می دهند. عناصر رادیواکتیو در مواد معدنی پراکنده در سنگ ها وجود دارند، بنابراین بخش قابل توجهی از هلیوم تشکیل شده در نتیجه فروپاشی رادیواکتیو در آنها باقی می ماند و بسیار آهسته به جو می گریزد. مقدار مشخصی هلیوم به دلیل انتشار به سمت اگزوسفر بالا می رود، اما به دلیل هجوم مداوم از سطح زمین، حجم این گاز در جو تقریباً بدون تغییر باقی می ماند. بر اساس تجزیه و تحلیل طیفی نور ستارگان و مطالعه شهاب سنگ ها، می توان فراوانی نسبی عناصر شیمیایی مختلف در کیهان را تخمین زد. غلظت نئون در فضا تقریباً ده میلیارد برابر بیشتر از روی زمین، کریپتون - ده میلیون بار و زنون - یک میلیون بار بیشتر است. نتیجه این است که غلظت این گازهای بی اثر، که ظاهراً در ابتدا در جو زمین وجود داشتند و در طی واکنش های شیمیایی دوباره پر نشدند، احتمالاً حتی در مرحله از دست دادن جو اولیه زمین به شدت کاهش یافت. یک استثنا گاز خنثی آرگون است، زیرا در قالب ایزوتوپ 40 Ar هنوز در طی واپاشی رادیواکتیو ایزوتوپ پتاسیم تشکیل می شود.

توزیع فشار بارومتریک

وزن کل گازهای اتمسفر تقریباً 4.5 10 15 تن است. فشار برابر با P 0 = 1033.23 g/cm 2 = 1013.250 mbar = 760 mm Hg. هنر = 1 اتمسفر، به عنوان فشار متوسط ​​اتمسفر استاندارد. برای اتمسفر در حالت تعادل هیدرواستاتیکی داریم: d پ= –rgd ساعت، به این معنی است که در فاصله ارتفاع از ساعتقبل از ساعت+ د ساعترخ می دهد برابری بین تغییر فشار اتمسفر د پو وزن عنصر متناظر جو با واحد سطح، چگالی r و ضخامت d ساعتبه عنوان یک رابطه بین فشار آرو دما تیاز معادله حالت یک گاز ایده آل با چگالی r که برای جو زمین کاملاً قابل استفاده است استفاده می شود: پ= r R تی/m که m وزن مولکولی است و R = 8.3 J/(K mol) ثابت گاز جهانی است. سپس وارد شوید پ= - (متر g/RT) د ساعت= – bd ساعت= - د ساعت/H، که در آن گرادیان فشار در مقیاس لگاریتمی است. مقدار معکوس آن H را مقیاس ارتفاع اتمسفر می نامند.

هنگام ادغام این معادله برای یک اتمسفر همدما ( تی= const) یا برای بخشی از آن که چنین تقریبی مجاز است، قانون فشار سنجی توزیع فشار با ارتفاع به دست می آید: پ = پ 0 exp(- ساعت/اچ 0)، جایی که مرجع ارتفاع است ساعتتولید شده از سطح اقیانوس، جایی که میانگین فشار استاندارد است پ 0 . اصطلاح اچ 0 = R تی/ میلی گرم، مقیاس ارتفاع نامیده می شود که وسعت جو را مشخص می کند، مشروط بر اینکه دمای موجود در آن در همه جا یکسان باشد (اتمسفر همدما). اگر اتمسفر همدما نباشد، لازم است با در نظر گرفتن تغییر دما با ارتفاع و پارامتر ادغام شود. ن- برخی از ویژگی های محلی لایه های جوی، بسته به دمای آنها و ویژگی های محیط.

جو استاندارد

مدل (جدول مقادیر پارامترهای اصلی) مربوط به فشار استاندارد در پایه جو آر 0 و ترکیب شیمیایی را جو استاندارد می نامند. به طور دقیق تر، این یک مدل شرطی از جو است که برای آن مقادیر متوسط ​​دما، فشار، چگالی، ویسکوزیته و سایر مشخصات هوا در ارتفاعات از 2 کیلومتر زیر سطح دریا تا مرز بیرونی جو زمین مشخص شده است. برای عرض جغرافیایی 45 درجه 32 ¢ 33 І. پارامترهای جو میانی در تمام ارتفاعات با استفاده از معادله حالت گاز ایده آل و قانون فشارسنجی محاسبه شد. با فرض اینکه فشار در سطح دریا 1013.25 hPa (760 mm Hg) و دما 288.15 K (15.0 درجه سانتیگراد) باشد. با توجه به ماهیت توزیع عمودی دما، اتمسفر متوسط ​​از چندین لایه تشکیل شده است که در هر یک از آنها دما با تابع خطی ارتفاع تقریبی می شود. در پایین ترین لایه - تروپوسفر (h Ј 11 کیلومتر) با هر کیلومتر افزایش دما 6.5 درجه سانتیگراد کاهش می یابد. در ارتفاعات، مقدار و علامت گرادیان دما عمودی از لایه ای به لایه دیگر تغییر می کند. در بالای 790 کیلومتر دما حدود 1000 کلوین است و عملاً با ارتفاع تغییر نمی کند.

فضای استاندارد استانداردی است که به طور دوره ای به روز شده و قانونی شده است که در قالب جداول صادر می شود.

تروپوسفر.

پایین ترین و متراکم ترین لایه اتمسفر که در آن دما به سرعت با ارتفاع کاهش می یابد، تروپوسفر نامیده می شود. تا 80 درصد از کل جرم جو را شامل می شود و در عرض های جغرافیایی قطبی و میانی تا ارتفاع 8-10 کیلومتری و در مناطق استوایی تا 16-18 کیلومتر گسترش می یابد. تقریباً تمام فرآیندهای آب و هوا در اینجا توسعه می یابد ، تبادل گرما و رطوبت بین زمین و جو آن رخ می دهد ، ابرها تشکیل می شوند ، پدیده های مختلف هواشناسی رخ می دهند ، مه و بارش رخ می دهد. این لایه‌های جو زمین در تعادل همرفتی هستند و به لطف اختلاط فعال، ترکیب شیمیایی همگنی دارند که عمدتاً از نیتروژن مولکولی (78٪) و اکسیژن (21٪) تشکیل شده است. اکثریت قریب به اتفاق آلاینده های ذرات معلق در هوا و گاز طبیعی و مصنوعی در هوا در تروپوسفر متمرکز شده اند. دینامیک قسمت پایین تروپوسفر، تا ضخامت 2 کیلومتر، به شدت به ویژگی های سطح زیرین زمین بستگی دارد، که حرکات افقی و عمودی هوا (بادها) ناشی از انتقال گرما از زمین های گرمتر را تعیین می کند. از طریق تشعشعات مادون قرمز سطح زمین، که در تروپوسفر، عمدتاً توسط بخار آب و دی اکسید کربن (اثر گلخانه ای) جذب می شود. توزیع دما با ارتفاع در نتیجه اختلاط آشفته و همرفتی ایجاد می شود. به طور متوسط، مربوط به افت دما با ارتفاع تقریبی 5/6 K/km است.

سرعت باد در لایه مرزی سطح در ابتدا به سرعت با ارتفاع افزایش می‌یابد و در بالای آن بین ۲ تا ۳ کیلومتر بر ثانیه در هر کیلومتر افزایش می‌یابد. گاهی اوقات جریان های سیاره ای باریک (با سرعت بیش از 30 کیلومتر بر ثانیه) در تروپوسفر، غربی در عرض های جغرافیایی میانی و شرقی نزدیک استوا ظاهر می شوند. به آنها جت استریم می گویند.

تروپوپوز.

در مرز فوقانی تروپوسفر (تروپوپوز)، دما به حداقل مقدار خود برای پایین اتمسفر می رسد. این لایه گذار بین تروپوسفر و استراتوسفر واقع در بالای آن است. ضخامت tropopause از صدها متر تا 1.5-2 کیلومتر و دما و ارتفاع به ترتیب از 190 تا 220 کلوین و از 8 تا 18 کیلومتر بسته به عرض جغرافیایی و فصل متغیر است. در عرض های جغرافیایی معتدل و بالا در زمستان 1-2 کیلومتر کمتر از تابستان و 8-15 K گرم تر است. در مناطق استوایی، تغییرات فصلی بسیار کمتر است (ارتفاع 16-18 کیلومتر، درجه حرارت 180-200 K). در بالا جریان های جتوقفه های تروپوپوز ممکن است.

آب در جو زمین.

مهمترین ویژگی جو زمین وجود مقادیر قابل توجهی بخار آب و آب به صورت قطره ای است که به راحتی به صورت ابرها و ساختارهای ابری مشاهده می شود. درجه پوشش ابری آسمان (در یک لحظه معین یا به طور متوسط ​​در یک بازه زمانی معین) که در مقیاس 10 یا به صورت درصد بیان می شود، ابری نامیده می شود. شکل ابرها بر اساس طبقه بندی بین المللی تعیین می شود. به طور متوسط، ابرها حدود نیمی از کره زمین را می پوشانند. ابری بودن عامل مهمی است که آب و هوا و آب و هوا را مشخص می کند. در زمستان و در شب، ابری شدن از کاهش دمای سطح زمین و لایه هوای زمین در تابستان و در طول روز، باعث تضعیف گرم شدن سطح زمین توسط پرتوهای خورشید و نرم شدن آب و هوا در داخل قاره ها می شود. .

ابرها

ابرها تجمع قطرات آب معلق در جو (ابرهای آب)، بلورهای یخ (ابرهای یخی) یا هر دو با هم (ابرهای مخلوط) هستند. با بزرگتر شدن قطرات و کریستال ها، به شکل بارش از ابرها می ریزند. ابرها عمدتاً در تروپوسفر تشکیل می شوند. آنها در نتیجه تراکم بخار آب موجود در هوا ایجاد می شوند. قطر قطرات ابر در حد چند میکرون است. محتوای آب مایع در ابرها از کسری تا چند گرم در متر مکعب متغیر است. ابرها بر اساس ارتفاع طبقه بندی می شوند: طبق طبقه بندی بین المللی، 10 نوع ابر وجود دارد: سیروس، سیروکومولوس، سیرواستراتوس، آلتوکومولوس، آلتواستراتوس، نیمبوستراتوس، استراتوس، استراتوکومولوس، کومولونیمبوس، کومولوس.

ابرهای مرواریدی نیز در استراتوسفر و ابرهای شب تاب در مزوسفر مشاهده می شوند.

ابرهای سیروس ابرهای شفافی هستند که به شکل رشته‌ها یا حجاب‌های سفید نازک با درخشندگی ابریشمی هستند که سایه ایجاد نمی‌کنند. ابرهای سیروس از بلورهای یخ تشکیل شده اند و در دمای بسیار پایین در تروپوسفر فوقانی تشکیل می شوند. برخی از انواع ابرهای سیروس به عنوان منادی تغییرات آب و هوا هستند.

ابرهای سیروکومولوس پشته ها یا لایه هایی از ابرهای سفید نازک در تروپوسفر فوقانی هستند. ابرهای سیروکومولوس از عناصر کوچکی ساخته شده‌اند که شبیه دانه‌ها، موج‌ها، توپ‌های کوچک بدون سایه هستند و عمدتاً از کریستال‌های یخ تشکیل شده‌اند.

ابرهای سیروستراتوس یک حجاب شفاف مایل به سفید در تروپوسفر فوقانی، معمولا فیبری، گاهی تار، متشکل از بلورهای یخ سوزنی شکل یا ستونی کوچک است.

ابرهای آلتوکومولوس ابرهای سفید، خاکستری یا خاکستری سفید در لایه های پایین و میانی تروپوسفر هستند. ابرهای آلتوکومولوس ظاهری لایه‌ها و برآمدگی دارند، گویی از صفحات، توده‌های گرد، شفت‌ها، پوسته‌های روی هم ساخته شده‌اند. ابرهای آلتوکومولوس در طول فعالیت های همرفتی شدید تشکیل می شوند و معمولاً از قطرات آب فوق سرد تشکیل می شوند.

ابرهای آلتوستراتوس ابرهایی مایل به خاکستری یا آبی با ساختار فیبری یا یکنواخت هستند. ابرهای آلتوستراتوس در تروپوسفر میانی مشاهده می شوند که چندین کیلومتر در ارتفاع و گاهی هزاران کیلومتر در جهت افقی امتداد دارند. به طور معمول، ابرهای آلتواستراتوس بخشی از سیستم های ابری پیشانی هستند که با حرکت رو به بالا توده های هوا مرتبط هستند.

ابرهای نیمبوستراتوس یک لایه کم شکل (از 2 کیلومتر و بالاتر) از ابرهای یکنواخت خاکستری هستند که باعث بارش مداوم باران یا برف می شوند. ابرهای نیمبوستراتوس به صورت عمودی (تا چندین کیلومتر) و افقی (چند هزار کیلومتر) توسعه یافته اند و از قطرات آب فوق خنک مخلوط با دانه های برف تشکیل شده اند که معمولاً با جبهه های جوی مرتبط هستند.

ابرهای استراتوس ابرهای لایه پایینی به شکل یک لایه همگن بدون خطوط مشخص و به رنگ خاکستری هستند. ارتفاع ابرهای استراتوس بالای سطح زمین 0.5-2 کیلومتر است. گاهی از ابرهای استراتوس نم نم نم نم باران می بارد.

ابرهای کومولوس ابرهای سفید متراکم و روشن در طول روز با توسعه عمودی قابل توجه (تا 5 کیلومتر یا بیشتر) هستند. قسمت های بالایی ابرهای کومولوس شبیه گنبدها یا برج هایی با خطوط گرد است. به طور معمول، ابرهای کومولوس به صورت ابرهای همرفتی در توده های هوای سرد به وجود می آیند.

ابرهای استراتوکومولوس ابرهای کم ارتفاع (زیر 2 کیلومتر) به شکل لایه‌های غیر فیبری خاکستری یا سفید یا برآمدگی‌های بلوک‌های بزرگ گرد هستند. ضخامت عمودی ابرهای استراتوکومولوس کم است. گاهی اوقات، ابرهای استراتوکومولوس بارش خفیفی تولید می کنند.

ابرهای کومولونیمبوس ابرهای قدرتمند و متراکم با توسعه عمودی قوی (تا ارتفاع 14 کیلومتر) هستند که بارندگی شدید همراه با رعد و برق، تگرگ و رگبار ایجاد می کنند. ابرهای کومولونیمبوس از ابرهای کومولوس قدرتمند ایجاد می‌شوند که در قسمت بالایی که از کریستال‌های یخ تشکیل شده‌اند، متفاوت هستند.

استراتوسفر.

از طریق تروپوپوز، به طور متوسط ​​در ارتفاعات 12 تا 50 کیلومتری، تروپوسفر به داخل استراتوسفر می رود. در قسمت پایین، برای حدود 10 کیلومتر، i.e. تا ارتفاعات حدود 20 کیلومتری همدما (دمای حدود 220 کلوین) است. سپس با افزایش ارتفاع افزایش می یابد و در ارتفاع 50 تا 55 کیلومتری به حداکثر 270 کلوین می رسد. در اینجا مرز بین استراتوسفر و مزوسفر پوشاننده است که استراتوپوز نامیده می شود. .

بخار آب به میزان قابل توجهی در استراتوسفر کمتر است. با این حال، گاهی اوقات ابرهای نازک مروارید نیمه شفاف مشاهده می شوند که گاهی در استراتوسفر در ارتفاع 20 تا 30 کیلومتری ظاهر می شوند. ابرهای مرواریدی پس از غروب و قبل از طلوع خورشید در آسمان تاریک قابل مشاهده هستند. از نظر شکل، ابرهای ناکرئوس شبیه ابرهای سیروس و سیروکومولوس هستند.

جو میانی (مزوکره).

در ارتفاع حدود 50 کیلومتری، مزوسفر از اوج حداکثر دمای گسترده شروع می شود. . دلیل افزایش دما در منطقه این حداکثر است یک واکنش گرمازا (یعنی همراه با آزاد شدن گرما) در تجزیه ازن است: O 3 + hv® O 2 + O. ازن در نتیجه تجزیه فتوشیمیایی اکسیژن مولکولی O 2 به وجود می آید.

O 2 + hv® O + O و واکنش متعاقب آن برخورد سه گانه اتم و مولکول اکسیژن با مولکول سوم M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

ازن تابش فرابنفش منطقه را از 2000 تا 3000 Å به شدت جذب می کند و این تابش جو را گرم می کند. ازن که در اتمسفر بالایی قرار دارد، به عنوان نوعی سپر عمل می کند که از ما در برابر تأثیرات اشعه ماوراء بنفش خورشید محافظت می کند. بدون این سپر، توسعه حیات بر روی زمین به اشکال مدرن آن به سختی امکان پذیر بود.

به طور کلی، در سراسر مزوسفر، دمای اتمسفر به حداقل مقدار خود در حدود 180 کلوین در مرز بالایی مزوسفر (به نام مزوپوز، ارتفاع حدود 80 کیلومتر) کاهش می یابد. در مجاورت مزوپوز، در ارتفاعات 70 تا 90 کیلومتری، ممکن است یک لایه بسیار نازک از کریستال های یخ و ذرات گرد و غبار آتشفشانی و شهاب سنگی ظاهر شود که به شکل منظره ای زیبا از ابرهای شب تاب مشاهده می شود. کمی بعد از غروب آفتاب

در مزوسفر، ذرات کوچک جامد شهاب سنگی که بر روی زمین می افتند و باعث پدیده شهاب سنگ می شوند، بیشتر می سوزند.

شهاب سنگ ها، شهاب سنگ ها و گلوله های آتشین.

شعله ها و سایر پدیده های موجود در اتمسفر بالایی زمین که در اثر نفوذ ذرات یا اجسام جامد کیهانی به داخل آن با سرعت 11 کیلومتر بر ثانیه یا بیشتر ایجاد می شوند، شهاب سنگ نامیده می شوند. یک دنباله شهاب سنگ روشن قابل مشاهده ظاهر می شود. قوی ترین پدیده ها که اغلب با سقوط شهاب سنگ ها همراه است، نامیده می شوند گلوله های آتشین; ظاهر شهاب ها با بارش شهابی همراه است.

بارش شهابی:

1) پدیده سقوط چندین شهاب در طول چند ساعت یا چند روز از یک تابش.

2) دسته ای از شهاب سنگ ها که در یک مدار به دور خورشید حرکت می کنند.

ظهور سیستماتیک شهاب‌ها در منطقه خاصی از آسمان و در روزهای خاصی از سال، ناشی از تلاقی مدار زمین با مدار مشترک بسیاری از شهاب‌سنگ‌ها که با سرعت تقریباً یکسان و یکسانی حرکت می‌کنند، به دلیل که به نظر می رسد مسیرهای آنها در آسمان از یک نقطه مشترک (تابشی) بیرون می آید. نام آنها برگرفته از صورت فلکی است که تابش در آن قرار دارد.

بارش شهابی با تأثیرات نوری خود تأثیر عمیقی بر جای می گذارد، اما تک تک شهاب ها به ندرت قابل مشاهده هستند. تعداد بسیار بیشتری شهاب های نامرئی هستند که وقتی جذب جو می شوند بسیار کوچک تر از آن هستند که قابل مشاهده باشند. برخی از کوچک‌ترین شهاب‌ها احتمالاً اصلاً گرم نمی‌شوند، بلکه فقط توسط جو گرفته می‌شوند. این ذرات کوچک با اندازه‌های بین چند میلی‌متر تا ده هزارم میلی‌متر، میکروشهاب‌سنگ نامیده می‌شوند. مقدار ماده شهاب سنگی که هر روز وارد اتمسفر می شود بین 100 تا 10000 تن است که اکثریت این مواد از ریزشهاب سنگ ها می آید.

از آنجایی که ماده شهاب سنگی تا حدی در جو می سوزد، ترکیب گاز آن با آثاری از عناصر شیمیایی مختلف پر می شود. برای مثال، شهاب سنگی، لیتیوم را وارد جو می کند. احتراق شهاب های فلزی منجر به تشکیل آهن کروی کوچک، آهن نیکل و سایر قطرات می شود که از جو عبور کرده و در سطح زمین می نشینند. آنها را می توان در گرینلند و قطب جنوب یافت، جایی که ورقه های یخی برای سال ها تقریباً بدون تغییر باقی می مانند. اقیانوس شناسان آنها را در رسوبات کف اقیانوس پیدا می کنند.

بیشتر ذرات شهاب سنگی که وارد جو می شوند در عرض 30 روز ته نشین می شوند. برخی از دانشمندان معتقدند که این غبار کیهانی نقش مهمی در شکل گیری پدیده های جوی مانند باران دارد زیرا به عنوان هسته های تراکم بخار آب عمل می کند. بنابراین فرض بر این است که بارش از نظر آماری با بارش های شهابی بزرگ مرتبط است. با این حال، برخی کارشناسان بر این باورند که از آنجایی که مقدار کل مواد شهاب‌سنگ ده‌ها برابر بیشتر از حتی بزرگترین بارش شهابی است، می‌توان از تغییر مقدار کل این مواد ناشی از یک چنین باران چشم‌پوشی کرد.

با این حال، شکی نیست که بزرگترین میکروشهاب‌سنگ‌ها و شهاب‌سنگ‌های مرئی آثار طولانی یونیزاسیون را در لایه‌های مرتفع جو، عمدتاً در یونوسفر، به جای می‌گذارند. چنین ردیابی را می توان برای ارتباطات رادیویی از راه دور استفاده کرد، زیرا آنها امواج رادیویی با فرکانس بالا را منعکس می کنند.

انرژی شهاب هایی که وارد جو می شوند عمدتاً و شاید به طور کامل صرف گرمایش آن می شود. این یکی از اجزای جزئی تعادل حرارتی جو است.

شهاب سنگ یک جسم جامد طبیعی است که از فضا به سطح زمین سقوط کرده است. معمولاً بین شهاب سنگ های سنگی، سنگی-آهنی و آهنی تمایز قائل می شود. دومی عمدتاً از آهن و نیکل تشکیل شده است. در میان شهاب سنگ های یافت شده، وزن بیشتر آنها از چند گرم تا چند کیلوگرم است. بزرگ‌ترین شهاب‌سنگ آهنی گوبا، وزنی حدود 60 تن دارد و هنوز در همان جایی که کشف شد، در آفریقای جنوبی قرار دارد. بیشتر شهاب‌سنگ‌ها قطعاتی از سیارک‌ها هستند، اما برخی از شهاب‌سنگ‌ها ممکن است از ماه و حتی مریخ به زمین آمده باشند.

بولید یک شهاب بسیار درخشان است که گاهی اوقات حتی در طول روز نیز قابل مشاهده است و اغلب یک دنباله دودی از خود به جای می گذارد و با پدیده های صوتی همراه است. اغلب با سقوط شهاب سنگ ها به پایان می رسد.

ترموسفر.

بالاتر از حداقل دمای مزوپوز، ترموسفر شروع می شود، که در آن دما ابتدا به آرامی و سپس به سرعت دوباره شروع به افزایش می کند. دلیل آن جذب پرتوهای فرابنفش خورشید در ارتفاعات 150-300 کیلومتری به دلیل یونیزاسیون اکسیژن اتمی است: O + hv® O + + ه.

در ترموسفر، دما به طور مداوم تا ارتفاع حدود 400 کیلومتری افزایش می‌یابد، جایی که در طول روز در دوره حداکثر فعالیت خورشیدی به 1800 کلوین می‌رسد، این دمای محدودکننده می‌تواند کمتر از 1000 کلوین باشد. در بالای 400 کیلومتر، جو به یک اگزوسفر همدما تبدیل می شود. سطح بحرانی (پایه اگزوسفر) در ارتفاع حدود 500 کیلومتری قرار دارد.

نورهای قطبی و بسیاری از مدارهای ماهواره های مصنوعی و همچنین ابرهای شب تاب - همه این پدیده ها در مزوسفر و ترموسفر رخ می دهند.

چراغ های قطبی

در عرض های جغرافیایی بالا، شفق های قطبی در هنگام اختلالات میدان مغناطیسی مشاهده می شوند. آنها ممکن است چند دقیقه طول بکشند، اما اغلب برای چندین ساعت قابل مشاهده هستند. شفق های قطبی از نظر شکل، رنگ و شدت بسیار متفاوت هستند، که همه آنها گاهی اوقات به سرعت در طول زمان تغییر می کنند. طیف شفق‌های قطبی از خطوط و نوارهای انتشار تشکیل شده است. برخی از انتشارات آسمان شب در طیف شفق، عمدتاً خطوط سبز و قرمز l 5577 Å و l 6300 Å اکسیژن افزایش یافته است. این اتفاق می افتد که یکی از این خطوط چندین برابر شدیدتر از دیگری است و این رنگ قابل مشاهده شفق را تعیین می کند: سبز یا قرمز. اختلالات میدان مغناطیسی نیز با اختلال در ارتباطات رادیویی در مناطق قطبی همراه است. علت اختلال، تغییرات در یونوسفر است، به این معنی که در طول طوفان های مغناطیسی یک منبع قدرتمند یونیزاسیون وجود دارد. مشخص شده است که طوفان های مغناطیسی قوی زمانی رخ می دهد که گروه های بزرگی از لکه های خورشیدی در نزدیکی مرکز قرص خورشیدی وجود داشته باشد. مشاهدات نشان داده است که طوفان‌ها با خود لکه‌های خورشیدی مرتبط نیستند، بلکه با شراره‌های خورشیدی مرتبط هستند که در حین ایجاد گروهی از لکه‌های خورشیدی ظاهر می‌شوند.

شفق های قطبی طیفی از نور با شدت های مختلف با حرکات سریع مشاهده شده در مناطق با عرض جغرافیایی بالا از زمین هستند. شفق بصری شامل خطوط انتشار اکسیژن اتمی سبز (5577Å) و قرمز (6300/6364Å) و نوارهای مولکولی N2 است که توسط ذرات پرانرژی منشأ خورشیدی و مغناطیسی برانگیخته می‌شوند. این انتشارات معمولاً در ارتفاعات حدود 100 کیلومتری و بالاتر ظاهر می شوند. اصطلاح شفق نوری برای اشاره به شفق های بصری و طیف گسیل آنها از ناحیه مادون قرمز به ناحیه فرابنفش استفاده می شود. انرژی تابش در قسمت مادون قرمز طیف به طور قابل توجهی از انرژی در ناحیه مرئی بیشتر است. هنگامی که شفق های قطبی ظاهر شدند، انتشار گازهای گلخانه ای در محدوده ULF مشاهده شد (

طبقه بندی اشکال واقعی شفق ها دشوار است. رایج ترین اصطلاحات مورد استفاده عبارتند از:

1. کمان یا راه راه آرام و یکنواخت. کمان معمولاً 1000 کیلومتر در جهت موازی ژئومغناطیسی (به سمت خورشید در مناطق قطبی) گسترش می یابد و عرض آن از یک تا چند ده کیلومتر است. راه راه تعمیم مفهوم قوس است. قوس ها و راه راه ها در ارتفاعات 100-150 کیلومتری قرار دارند.

2. پرتوهای شفق . این اصطلاح به یک ساختار شفق دراز در امتداد خطوط میدان مغناطیسی، با وسعت عمودی چند ده تا چند صد کیلومتری اشاره دارد. وسعت افقی پرتوها کم است، از چند ده متر تا چند کیلومتر. پرتوها معمولاً به صورت کمان یا به صورت ساختارهای جداگانه مشاهده می شوند.

3. لکه ها یا سطوح . اینها نواحی جدا شده ای از درخشش هستند که شکل خاصی ندارند. نقاط منفرد ممکن است به یکدیگر متصل شوند.

4. حجاب. شکل غیرمعمول شفق، که درخشش یکنواختی است که مناطق وسیعی از آسمان را می پوشاند.

شفق های قطبی بر اساس ساختارشان به دو دسته همگن، توخالی و تابشی تقسیم می شوند. اصطلاحات مختلفی استفاده می شود؛ قوس ضربانی، سطح ضربان دار، سطح منتشر، نوار تابشی، پارچه و غیره. شفق های قطبی بر اساس رنگ آنها طبقه بندی می شود. بر اساس این طبقه بندی، شفق های قطبی از نوع آ. قسمت بالایی یا کل قسمت قرمز است (6300-6364 Å). آنها معمولا در ارتفاعات 300-400 کیلومتری با فعالیت ژئومغناطیسی بالا ظاهر می شوند.

نوع شفق قطبی که درقرمز رنگ در قسمت پایین و همراه با درخشش نوارهای اولین سیستم مثبت N 2 و اولین سیستم منفی O 2. چنین اشکالی از شفق‌های قطبی در فعال‌ترین مراحل شفق‌های قطبی ظاهر می‌شوند.

مناطق چراغ های قطبی – به گفته ناظران در یک نقطه ثابت در سطح زمین، این مناطق بیشترین فراوانی شفق های قطبی در شب هستند. این مناطق در عرض جغرافیایی 67 درجه شمالی و جنوبی قرار دارند و عرض آنها حدود 6 درجه است. حداکثر وقوع شفق ها، مربوط به یک لحظه معین از زمان محلی ژئومغناطیسی، در کمربندهای بیضی شکل (یک بیضی شفق) رخ می دهد که به طور نامتقارن در اطراف قطب های ژئومغناطیسی شمال و جنوب قرار دارند. بیضی شفق در طول جغرافیایی - مختصات زمانی ثابت است، و منطقه شفق قطبی مکان هندسی نقاط منطقه نیمه شب بیضی در مختصات طول - عرض جغرافیایی است. کمربند بیضی شکل تقریباً 23 درجه از قطب ژئومغناطیسی در بخش شب و 15 درجه در بخش روز قرار دارد.

مناطق بیضی و شفق قطبی.محل بیضی شفق به فعالیت ژئومغناطیسی بستگی دارد. بیضی با فعالیت ژئومغناطیسی زیاد گسترده تر می شود. نواحی شفق یا مرزهای بیضی شفق با L 6.4 بهتر از مختصات دوقطبی نشان داده می شوند. خطوط میدان ژئومغناطیسی در مرز بخش روزانه شفق قطبی منطبق با مگنتوپوزتغییر در موقعیت بیضی شفق بسته به زاویه بین محور ژئومغناطیسی و جهت زمین-خورشید مشاهده می شود. بیضی شفق نیز بر اساس داده های مربوط به بارش ذرات (الکترون ها و پروتون ها) از انرژی های خاص تعیین می شود. موقعیت آن را می توان به طور مستقل از داده های موجود تعیین کرد کاسپاخدر روز و در دم مگنتوسفر.

تغییرات روزانه در فراوانی وقوع شفق های قطبی در ناحیه شفق حداکثر در نیمه شب ژئومغناطیسی و حداقل در ظهر ژئومغناطیسی است. در سمت نزدیک به استوایی بیضی، فراوانی وقوع شفق ها به شدت کاهش می یابد، اما شکل تغییرات روزانه حفظ می شود. در سمت قطبی بیضی، فراوانی شفق ها به تدریج کاهش می یابد و با تغییرات پیچیده روزانه مشخص می شود.

شدت شفق های قطبی.

شدت شفق قطبی با اندازه گیری روشنایی سطح ظاهری تعیین می شود. سطح درخشندگی منشفق قطبی در یک جهت خاص با انتشار کل 4p تعیین می شود منفوتون/(cm 2 s). از آنجایی که این مقدار روشنایی سطح واقعی نیست، بلکه نشان دهنده انتشار از ستون است، واحد فوتون/(cm 2 ستون s) معمولاً هنگام مطالعه شفق ها استفاده می شود. واحد معمول برای اندازه‌گیری گسیل کل، ریلی (Rl) برابر با 106 فوتون/(cm2 ستون s) است. واحدهای عملی تر شدت شفق توسط انتشار یک خط یا باند منفرد تعیین می شود. به عنوان مثال، شدت شفق ها توسط ضرایب روشنایی بین المللی (IBRs) تعیین می شود. با توجه به شدت خط سبز (5577 Å)؛ 1 kRl = I MKY، 10 kRl = II MKY، 100 kRl = III MKY، 1000 kRl = IV MKY (حداکثر شدت شفق). این طبقه بندی را نمی توان برای شفق های قرمز رنگ استفاده کرد. یکی از اکتشافات این دوره (1957-1958) ایجاد توزیع فضایی و زمانی شفق ها به شکل بیضی شکل بود که نسبت به قطب مغناطیسی جابجا شده بود. از ایده های ساده در مورد شکل دایره ای توزیع شفق های قطبی نسبت به قطب مغناطیسی وجود داشت گذار به فیزیک مدرن مگنتوسفر کامل شده است. افتخار این کشف متعلق به O. Khorosheva است، و توسعه فشرده ایده ها برای بیضی شفق توسط G. Starkov، Y. Feldstein، S. I. Akasofu و تعدادی از محققان دیگر انجام شد. بیضی شفق ناحیه ای است که شدیدترین تأثیر باد خورشیدی بر جو فوقانی زمین است. شدت شفق در بیضی شکل است و دینامیک آن به طور مداوم با استفاده از ماهواره ها بررسی می شود.

کمان های قرمز شفق پایدار.

کمان قرمز شفق ثابت، در غیر این صورت قوس قرمز عرض جغرافیایی میانی نامیده می شود یا M-arc، یک قوس عریض زیربصری (زیر حد حساسیت چشم) است که هزاران کیلومتر از شرق به غرب کشیده شده و احتمالاً کل زمین را احاطه کرده است. طول عرضی قوس 600 کیلومتر است. انتشار کمان قرمز شفق پایدار تقریباً تک رنگ در خطوط قرمز l 6300 Å و l 6364 Å است. اخیراً خطوط انتشار ضعیف l 5577 Å (OI) و l 4278 Å (N + 2) نیز گزارش شده است. کمان های قرمز پایدار به عنوان شفق های قطبی طبقه بندی می شوند، اما در ارتفاعات بسیار بالاتر ظاهر می شوند. حد پایین در ارتفاع 300 کیلومتری قرار دارد، حد بالایی حدود 700 کیلومتر است. شدت کمان قرمز شفق آرام در گسیل l 6300 Å از 1 تا 10 kRl (مقدار معمولی 6 kRl) است. آستانه حساسیت چشم در این طول موج حدود 10 kRl است، بنابراین کمان ها به ندرت به صورت بصری مشاهده می شوند. با این حال، مشاهدات نشان داده است که روشنایی آنها بیش از 50 kRL در 10٪ از شب ها است. طول عمر معمول کمان ها حدود یک روز است و به ندرت در روزهای بعدی ظاهر می شوند. امواج رادیویی از ماهواره‌ها یا منابع رادیویی که از کمان‌های قرمز شفق ثابت عبور می‌کنند، در معرض سوسوزن قرار می‌گیرند که نشان‌دهنده وجود ناهمگونی‌های چگالی الکترونی است. توضیح نظری برای کمان قرمز این است که الکترون های گرم شده منطقه افیونوسفر باعث افزایش اتم های اکسیژن می شود. مشاهدات ماهواره ای افزایش دمای الکترون را در امتداد خطوط میدان ژئومغناطیسی نشان می دهد که کمان های قرمز ثابت شفق را قطع می کنند. شدت این کمان‌ها با فعالیت ژئومغناطیسی (طوفان‌ها) و فراوانی وقوع کمان‌ها با فعالیت لکه‌های خورشیدی همبستگی مثبت دارد.

تغییر شفق قطبی

برخی از اشکال شفق‌های قطبی تغییرات زمانی شبه تناوبی و منسجم در شدت را تجربه می‌کنند. این شفق‌ها با هندسه تقریباً ثابت و تغییرات تناوبی سریع که در فاز رخ می‌دهند، شفق‌های متغیر نامیده می‌شوند. آنها به عنوان شفق های قطبی طبقه بندی می شوند تشکیل می دهد آربا توجه به اطلس بین المللی شفق های قطبی یک زیربخش دقیق تر از شفق های در حال تغییر:

آر 1 (شفق ضربانی) درخششی با تغییرات فاز یکنواخت در روشنایی در سراسر شکل شفق است. طبق تعریف، در یک شفق تپنده ایده آل، بخش های مکانی و زمانی نبض را می توان از هم جدا کرد، یعنی. روشنایی من(r,t)= من(r)· آی تی(تی). در یک شفق معمولی آر 1 ضربان با فرکانس 0.01 تا 10 هرتز با شدت کم (1-2 kRl) رخ می دهد. بیشتر شفق های قطبی آر 1- لکه ها یا قوس هایی هستند که با یک دوره چند ثانیه ای تپش دارند.

آر 2 (شفق آتشین). این اصطلاح معمولاً برای اشاره به حرکاتی مانند شعله های آتش که آسمان را پر می کند، به جای توصیف یک شکل متمایز استفاده می شود. شفق ها شکل کمانی دارند و معمولاً از ارتفاع 100 کیلومتری به سمت بالا حرکت می کنند. این شفق ها نسبتا نادر هستند و بیشتر در خارج از شفق رخ می دهند.

آر 3 (شفق قطبی درخشان). این شفق‌ها با تغییرات سریع، نامنظم یا منظم در روشنایی هستند که تصور شعله‌های سوسوزن را در آسمان ایجاد می‌کنند. آنها اندکی قبل از تجزیه شفق ظاهر می شوند. به طور معمول فراوانی تغییرات مشاهده شده است آر 3 برابر است با 10 ± 3 هرتز.

اصطلاح شفق جریانی که برای دسته دیگری از شفق های تپنده استفاده می شود، به تغییرات نامنظم در روشنایی اشاره دارد که به سرعت به صورت افقی در کمان ها و رگه های شفق حرکت می کنند.

شفق در حال تغییر یکی از پدیده های خورشیدی-زمینی است که با تپش های میدان ژئومغناطیسی و تابش اشعه ایکس شفق ناشی از بارش ذرات منشأ خورشیدی و مگنتوسفری همراه است.

درخشش کلاهک قطبی با شدت بالای باند اولین سیستم منفی N + 2 (l 3914 Å) مشخص می شود. به طور معمول، این نوارهای N + 2 پنج برابر شدیدتر از خط سبز OI l 5577 Å هستند. در طول این شفق‌های قطبی که در دوره‌های PCA ظاهر می‌شوند، یک درخشش یکنواخت کل کلاهک قطبی را تا عرض جغرافیایی 60 درجه در ارتفاعات 30 تا 80 کیلومتری می‌پوشاند. عمدتاً توسط پروتون های خورشیدی و ذرات d با انرژی 10-100 مگا ولت تولید می شود و حداکثر یونیزاسیون را در این ارتفاعات ایجاد می کند. نوع دیگری از درخشش در مناطق شفق قطبی وجود دارد که شفق های جبه ای نامیده می شود. برای این نوع درخشش شفق، حداکثر شدت روزانه، که در ساعات صبح اتفاق می‌افتد، 1-10 kRL است و حداقل شدت آن پنج برابر ضعیف‌تر است. مشاهدات شفق های جبه ای بسیار اندک است و شدت آنها به فعالیت ژئومغناطیسی و خورشیدی بستگی دارد.

درخشش اتمسفربه عنوان تشعشعات تولید و ساطع شده توسط جو یک سیاره تعریف می شود. این تابش غیر حرارتی جو است، به استثنای انتشار شفق‌های قطبی، تخلیه رعد و برق و انتشار دنباله‌های شهاب‌سنگ. این اصطلاح در رابطه با جو زمین (درخشش شب، درخشش گرگ و میش و درخشش روز) استفاده می شود. درخشش اتمسفر تنها بخشی از نور موجود در جو را تشکیل می دهد. منابع دیگر عبارتند از نور ستارگان، نور زودیاک و نور پراکنده در روز از خورشید. گاهی اوقات، درخشش اتمسفر می تواند تا 40٪ از کل مقدار نور را تشکیل دهد. درخشش اتمسفر در لایه های جوی با ارتفاع و ضخامت متفاوت رخ می دهد. طیف درخشش اتمسفر طول موج های 1000 Å تا 22.5 میکرون را پوشش می دهد. خط اصلی انتشار در درخشش اتمسفر l 5577 Å است که در ارتفاع 90-100 کیلومتری در لایه ای به ضخامت 30-40 کیلومتر ظاهر می شود. ظهور لومینسانس به دلیل مکانیسم چاپمن است که بر اساس ترکیب مجدد اتم های اکسیژن است. خطوط انتشار دیگر l 6300 Å هستند که در مورد بازترکیب تفکیکی O + 2 و انتشار NI l 5198/5201 Å و NI l 5890/5896 Å ظاهر می شوند.

شدت درخشش هوا بر حسب ریلی اندازه گیری می شود. روشنایی (در ریلی) برابر با 4 rv است، جایی که b روشنایی سطح زاویه‌ای لایه گسیل‌کننده در واحدهای 106 فوتون/(cm2 ster·s) است. شدت درخشش به عرض جغرافیایی (برای انتشار مختلف متفاوت است) و همچنین در طول روز با حداکثر نزدیک به نیمه شب متفاوت است. یک همبستگی مثبت برای درخشش هوا در انتشار l 5577 با تعداد لکه‌های خورشیدی و شار تابش خورشیدی در طول موج 10.7 سانتی‌متر مشاهده شد. از فضای بیرونی، به صورت حلقه ای از نور در اطراف زمین ظاهر می شود و رنگی مایل به سبز دارد.

اوزونوسفر.

در ارتفاعات 20-25 کیلومتری، حداکثر غلظت ناچیز ازن O 3 به دست می آید (تا 2×10-7 از محتوای اکسیژن!)، که تحت تأثیر تابش فرابنفش خورشیدی در ارتفاعات تقریباً 10 ایجاد می شود. تا 50 کیلومتر، سیاره را از تابش یونیزه کننده خورشید محافظت می کند. علیرغم تعداد بسیار کم مولکول های اوزون، آنها از تمام حیات روی زمین در برابر اثرات مضر تشعشعات موج کوتاه (فرابنفش و اشعه ایکس) خورشید محافظت می کنند. اگر تمام مولکول ها را در پایه جو قرار دهید، لایه ای با ضخامت بیش از 3-4 میلی متر خواهید داشت! در ارتفاعات بالای 100 کیلومتر، نسبت گازهای سبک افزایش می یابد و در ارتفاعات بسیار بالا هلیوم و هیدروژن غالب است. بسیاری از مولکول ها به اتم های منفرد تجزیه می شوند که تحت تأثیر تابش سخت خورشید یونیزه می شوند و یونوسفر را تشکیل می دهند. فشار و چگالی هوا در جو زمین با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. بسته به توزیع دما، جو زمین به تروپوسفر، استراتوسفر، مزوسفر، ترموسفر و اگزوسفر تقسیم می شود. .

در ارتفاع 20-25 کیلومتری وجود دارد لایه اوزون. ازن به دلیل تجزیه مولکول های اکسیژن هنگام جذب پرتوهای فرابنفش خورشید با طول موج های کوتاه تر از 0.1-0.2 میکرون تشکیل می شود. اکسیژن آزاد با مولکول های O 2 ترکیب می شود و ازن O 3 را تشکیل می دهد که با حرص تمام اشعه ماوراء بنفش کمتر از 0.29 میکرون را جذب می کند. مولکول های ازن O3 به راحتی توسط تابش موج کوتاه از بین می روند. بنابراین، لایه اوزون علیرغم کمیاب شدن آن، به طور موثر پرتوهای فرابنفش خورشید را که از لایه های بالاتر و شفاف اتمسفر عبور کرده است، جذب می کند. به همین دلیل، موجودات زنده روی زمین از اثرات مضر نور فرابنفش خورشید محافظت می شوند.

یون کره.

تابش خورشید اتم ها و مولکول های جو را یونیزه می کند. درجه یونیزاسیون در ارتفاع 60 کیلومتری قابل توجه است و با فاصله از زمین به طور پیوسته افزایش می یابد. در ارتفاعات مختلف جو، فرآیندهای متوالی تفکیک مولکول های مختلف و متعاقب آن یونیزاسیون اتم ها و یون های مختلف رخ می دهد. اینها عمدتاً مولکولهای اکسیژن O 2، نیتروژن N 2 و اتمهای آنها هستند. بسته به شدت این فرآیندها، لایه‌های مختلف اتمسفر که بالای 60 کیلومتر قرار دارند، لایه‌های یونوسفر نامیده می‌شوند. , و کلیت آنها یونوسفر است . لایه زیرین که یونیزاسیون آن ناچیز است، نوتروسفر نامیده می شود.

حداکثر غلظت ذرات باردار در یونوسفر در ارتفاعات 300-400 کیلومتری به دست می آید.

تاریخچه مطالعه یونوسفر.

فرضیه وجود یک لایه رسانا در جو فوقانی در سال 1878 توسط دانشمند انگلیسی استوارت برای توضیح ویژگی های میدان ژئومغناطیسی مطرح شد. سپس در سال 1902، کندی در ایالات متحده آمریکا و هیوساید در انگلستان، مستقل از یکدیگر اشاره کردند که برای توضیح انتشار امواج رادیویی در فواصل طولانی، وجود مناطقی با رسانایی بالا در لایه‌های مرتفع جو ضروری است. در سال 1923، آکادمیک M.V. Shuleikin، با توجه به ویژگی های انتشار امواج رادیویی با فرکانس های مختلف، به این نتیجه رسید که حداقل دو لایه بازتابنده در یونوسفر وجود دارد. سپس در سال 1925، محققان انگلیسی اپلتون و بارنت، و همچنین بریت و توو، برای اولین بار وجود مناطقی را که امواج رادیویی را منعکس می‌کنند به صورت تجربی اثبات کردند و پایه و اساس مطالعه سیستماتیک خود را گذاشتند. از آن زمان به بعد، یک مطالعه سیستماتیک در مورد خواص این لایه‌ها، که عموماً یونوسفر نامیده می‌شوند، انجام شده است که نقش مهمی در تعدادی از پدیده‌های ژئوفیزیکی که بازتاب و جذب امواج رادیویی را تعیین می‌کنند، ایفا می‌کنند، که برای عملی بسیار مهم است. اهداف، به ویژه برای اطمینان از ارتباطات رادیویی قابل اعتماد.

در دهه 1930، مشاهدات سیستماتیک از وضعیت یونوسفر آغاز شد. در کشور ما، به ابتکار M.A. Bonch-Bruevich، تاسیساتی برای کاوش پالس آن ایجاد شد. بسیاری از خواص کلی یونوسفر، ارتفاعات و غلظت الکترون لایه‌های اصلی آن مورد مطالعه قرار گرفت.

در ارتفاعات 60 تا 70 کیلومتری لایه D و در ارتفاعات 100 تا 120 کیلومتری لایه مشاهده می شود. E، در ارتفاعات، در ارتفاعات 180-300 کیلومتری دو لایه اف 1 و اف 2. پارامترهای اصلی این لایه ها در جدول 4 آورده شده است.

مقادیر متوسط ​​داده می شود زیرا بسته به زمان روز و فصول در عرض های جغرافیایی مختلف متفاوت است. چنین داده هایی برای اطمینان از ارتباطات رادیویی از راه دور ضروری هستند. آنها در انتخاب فرکانس های عملیاتی برای پیوندهای رادیویی موج کوتاه مختلف استفاده می شوند. آگاهی از تغییرات آنها بسته به وضعیت یونوسفر در زمان های مختلف روز و در فصول مختلف برای اطمینان از قابلیت اطمینان ارتباطات رادیویی بسیار مهم است. یونوسفر مجموعه ای از لایه های یونیزه شده جو زمین است که از ارتفاعات حدود 60 کیلومتری شروع شده و تا ارتفاعات ده ها هزار کیلومتری گسترش می یابد. منبع اصلی یونیزاسیون جو زمین تابش اشعه ماوراء بنفش و اشعه ایکس خورشید است که عمدتاً در کروموسفر خورشیدی و تاج رخ می دهد. بعلاوه، درجه یونیزاسیون جو فوقانی تحت تأثیر جریانهای جسمی خورشیدی است که در طی شراره های خورشیدی رخ می دهد و همچنین پرتوهای کیهانی و ذرات شهاب سنگ.

لایه های یونوسفر

- اینها مناطقی در جو هستند که در آنها حداکثر غلظت الکترون های آزاد (یعنی تعداد آنها در واحد حجم) به دست می آید. الکترون‌های آزاد باردار الکتریکی و (به میزان کمتر، یون‌های متحرک کمتر) ناشی از یونیزاسیون اتم‌های گازهای اتمسفر، در تعامل با امواج رادیویی (یعنی نوسانات الکترومغناطیسی)، می‌توانند جهت خود را تغییر دهند، آنها را منعکس یا شکست دهند و انرژی آنها را جذب کنند. . در نتیجه، هنگام دریافت ایستگاه های رادیویی دور، اثرات مختلفی ممکن است رخ دهد، به عنوان مثال، محو شدن ارتباطات رادیویی، افزایش قابلیت شنیداری ایستگاه های راه دور، خاموشی هاو غیره پدیده ها.

روش های پژوهش.

روش‌های کلاسیک مطالعه یونوسفر از زمین به صدای پالس - ارسال پالس‌های رادیویی و مشاهده انعکاس آنها از لایه‌های مختلف یونوسفر، اندازه‌گیری زمان تأخیر و مطالعه شدت و شکل سیگنال‌های بازتابیده می‌شود. با اندازه‌گیری ارتفاع انعکاس پالس‌های رادیویی در فرکانس‌های مختلف، تعیین فرکانس‌های بحرانی نواحی مختلف (فرکانس بحرانی فرکانس حامل یک پالس رادیویی است که یک ناحیه معین از یونوسفر برای آن شفاف می‌شود)، می‌توان تعیین کرد. مقدار غلظت الکترون در لایه ها و ارتفاعات موثر برای فرکانس های داده شده و فرکانس های بهینه برای مسیرهای رادیویی داده شده را انتخاب کنید. با توسعه فناوری موشک و ظهور عصر فضایی ماهواره های مصنوعی زمین (AES) و سایر فضاپیماها، اندازه گیری مستقیم پارامترهای پلاسمای فضایی نزدیک به زمین که قسمت پایینی آن یونوسفر است امکان پذیر شد.

اندازه‌گیری‌های غلظت الکترون، که روی موشک‌های پرتاب شده ویژه و در امتداد مسیرهای پرواز ماهواره‌ای انجام شد، داده‌هایی را که قبلاً با روش‌های زمینی در مورد ساختار یونوسفر، توزیع غلظت الکترون با ارتفاع بالاتر از مناطق مختلف زمین به‌دست آمده بود، تأیید و شفاف‌سازی کرد. به دست آوردن مقادیر غلظت الکترون بالاتر از حداکثر اصلی - لایه را ممکن کرد اف. پیش از این، انجام این کار با استفاده از روش های صداگذاری مبتنی بر مشاهدات پالس های رادیویی موج کوتاه منعکس شده غیرممکن بود. کشف شده است که در برخی از مناطق کره زمین مناطق کاملاً پایدار با غلظت الکترون کاهش یافته وجود دارد، "بادهای یونوسفری" منظم، فرآیندهای موجی عجیب و غریب در یونوسفر به وجود می آیند که اختلالات یونوسفری محلی را هزاران کیلومتر از محل برانگیختگی خود حمل می کنند. و خیلی بیشتر. ایجاد دستگاه‌های دریافتی بسیار حساس، دریافت سیگنال‌های پالسی را که تا حدی از پایین‌ترین مناطق یونوسفر (ایستگاه‌های بازتاب جزئی) در ایستگاه‌های صدای پالس یونوسفر منعکس می‌شوند، ممکن می‌سازد. استفاده از تاسیسات پالسی قدرتمند در محدوده طول موج متر و دسی متر با استفاده از آنتن هایی که امکان غلظت بالایی از انرژی ساطع شده را فراهم می کند، مشاهده سیگنال های پراکنده شده توسط یونوسفر در ارتفاعات مختلف را ممکن می سازد. مطالعه ویژگی‌های طیف این سیگنال‌ها که به طور نامنسجم توسط الکترون‌ها و یون‌های پلاسمای یونوسفر پراکنده شده‌اند (برای این کار از ایستگاه‌های پراکندگی نامنسجم امواج رادیویی استفاده شد) امکان تعیین غلظت الکترون‌ها و یون‌ها، معادل آنها را فراهم کرد. درجه حرارت در ارتفاعات مختلف تا ارتفاعات چند هزار کیلومتری. معلوم شد که یونوسفر برای فرکانس های مورد استفاده کاملاً شفاف است.

غلظت بارهای الکتریکی (غلظت الکترون برابر با غلظت یون است) در یونوسفر زمین در ارتفاع 300 کیلومتری حدود 10 6 سانتی متر -3 در طول روز است. پلاسمای با چنین چگالی امواج رادیویی را با طول بیش از 20 متر منعکس می کند و امواج کوتاه تر را ارسال می کند.

توزیع عمودی معمول غلظت الکترون در یونوسفر برای شرایط روز و شب.

انتشار امواج رادیویی در یونوسفر.

دریافت پایدار ایستگاه های پخش از راه دور به فرکانس های مورد استفاده و همچنین به زمان روز، فصل و علاوه بر آن به فعالیت خورشیدی بستگی دارد. فعالیت خورشیدی به طور قابل توجهی بر وضعیت یونوسفر تأثیر می گذارد. امواج رادیویی ساطع شده از یک ایستگاه زمینی مانند همه انواع امواج الکترومغناطیسی در یک خط مستقیم حرکت می کنند. با این حال، باید در نظر گرفت که هم سطح زمین و هم لایه های یونیزه شده جو آن به عنوان صفحات یک خازن عظیم عمل می کنند و مانند تأثیر آینه ها بر نور بر روی آنها عمل می کنند. امواج رادیویی با انعکاس از آنها می توانند هزاران کیلومتر را طی کنند و در جهش های عظیم صدها و هزاران کیلومتری کره زمین را بچرخانند و به طور متناوب از لایه ای از گاز یونیزه شده و از سطح زمین یا آب منعکس شوند.

در دهه 20 قرن گذشته، اعتقاد بر این بود که امواج رادیویی کوتاهتر از 200 متر به دلیل جذب قوی معمولاً برای ارتباطات از راه دور مناسب نیستند. اولین آزمایش‌ها بر روی دریافت امواج کوتاه از راه دور در سراسر اقیانوس اطلس بین اروپا و آمریکا توسط فیزیکدان انگلیسی الیور هیوساید و مهندس برق آمریکایی آرتور کنلی انجام شد. آنها به طور مستقل از یکدیگر پیشنهاد کردند که جایی در اطراف زمین یک لایه یونیزه شده از جو وجود دارد که قادر به بازتاب امواج رادیویی است. آن را لایه هویساید-کنلی و سپس یونوسفر نامیدند.

طبق مفاهیم مدرن، یونوسفر از الکترون‌های آزاد با بار منفی و یون‌های با بار مثبت، عمدتاً اکسیژن مولکولی O + و اکسید نیتریک NO + تشکیل شده است. یون ها و الکترون ها در نتیجه تفکیک مولکول ها و یونیزاسیون اتم های گاز خنثی توسط اشعه ایکس خورشید و اشعه ماوراء بنفش تشکیل می شوند. برای یونیزه کردن یک اتم، لازم است انرژی یونیزاسیون به آن منتقل شود که منبع اصلی آن برای یونوسفر تابش فرابنفش، اشعه ایکس و تابش هسته ای خورشید است.

در حالی که پوسته گازی زمین توسط خورشید روشن می شود، الکترون های بیشتری به طور مداوم در آن تشکیل می شوند، اما در همان زمان برخی از الکترون ها، با برخورد با یون ها، دوباره ترکیب می شوند و دوباره ذرات خنثی را تشکیل می دهند. پس از غروب خورشید، تشکیل الکترون های جدید تقریبا متوقف می شود و تعداد الکترون های آزاد شروع به کاهش می کند. هر چه الکترون های آزاد در یونوسفر بیشتر باشد، امواج با فرکانس بالا بهتر از آن منعکس می شود. با کاهش غلظت الکترون، عبور امواج رادیویی تنها در محدوده های فرکانس پایین امکان پذیر است. به همین دلیل است که در شب، به عنوان یک قاعده، می توان ایستگاه های دور را تنها در محدوده های 75، 49، 41 و 31 متر دریافت کرد. در ارتفاعات 50 تا 400 کیلومتری چندین لایه یا ناحیه با افزایش غلظت الکترون وجود دارد. این مناطق به آرامی به یکدیگر تبدیل می شوند و اثرات متفاوتی بر انتشار امواج رادیویی HF دارند. لایه بالایی یونوسفر با حرف مشخص می شود اف. در اینجا بالاترین درجه یونیزاسیون (کسری از ذرات باردار حدود 10-4 است). در ارتفاع بیش از 150 کیلومتری از سطح زمین قرار دارد و نقش بازتابی اصلی را در انتشار امواج رادیویی با فرکانس بالا HF در فواصل طولانی ایفا می کند. در ماه های تابستان، منطقه F به دو لایه تقسیم می شود - اف 1 و اف 2. لایه F1 می تواند ارتفاعات از 200 تا 250 کیلومتر و لایه را اشغال کند افبه نظر می رسد 2 در محدوده ارتفاعی 300-400 کیلومتر "شناور" است. معمولا لایه اف 2 بسیار قوی تر از لایه یونیزه می شود اف 1 . لایه شب اف 1 ناپدید می شود و لایه اف 2 باقی می ماند و به آرامی تا 60 درصد از درجه یونیزاسیون خود را از دست می دهد. در زیر لایه F در ارتفاعات 90 تا 150 کیلومتری یک لایه وجود دارد Eیونیزاسیون آن تحت تأثیر تابش اشعه ایکس نرم از خورشید رخ می دهد. درجه یونیزاسیون لایه E کمتر از لایه است افدر طول روز، زمانی که سیگنال‌ها از لایه منعکس می‌شوند، دریافت ایستگاه‌ها در محدوده HF فرکانس پایین 31 و 25 متر اتفاق می‌افتد. E. معمولاً اینها ایستگاه هایی هستند که در فاصله 1000-1500 کیلومتری قرار دارند. در شب در لایه Eیونیزاسیون به شدت کاهش می یابد، اما حتی در این زمان همچنان نقش مهمی در دریافت سیگنال از ایستگاه های محدوده 41، 49 و 75 متر ایفا می کند.

برای دریافت سیگنال‌های فرکانس بالای 16، 13 و 11 متر، سیگنال‌هایی که در منطقه به‌وجود می‌آیند، مورد توجه قرار می‌گیرند. Eلایه ها (ابرها) یونیزاسیون بسیار افزایش یافته است. مساحت این ابرها می تواند از چند تا صدها کیلومتر مربع متغیر باشد. این لایه افزایش یونیزاسیون، لایه پراکنده نامیده می شود. Eو تعیین شده است Es. ابرهای Es می توانند تحت تأثیر باد در یونوسفر حرکت کنند و به سرعت 250 کیلومتر در ساعت برسند. در تابستان در عرض های جغرافیایی میانی در طول روز، منشأ امواج رادیویی ناشی از ابرهای Es به مدت 15 تا 20 روز در ماه رخ می دهد. در نزدیکی خط استوا تقریباً همیشه وجود دارد و در عرض های جغرافیایی بالا معمولاً در شب ظاهر می شود. گاهی اوقات در طول سال‌های فعالیت کم خورشیدی که هیچ انتقالی روی باندهای HF فرکانس بالا وجود ندارد، ناگهان ایستگاه‌های دوردست روی باندهای ۱۶، ۱۳ و ۱۱ متری با حجم مناسب ظاهر می‌شوند که سیگنال‌های آن بارها از Es منعکس می‌شود.

پایین ترین ناحیه یونوسفر منطقه است Dدر ارتفاعات بین 50 تا 90 کیلومتری قرار دارد. در اینجا الکترون های آزاد نسبتا کمی وجود دارد. از منطقه Dامواج بلند و متوسط ​​به خوبی منعکس می شوند و سیگنال های ایستگاه های HF با فرکانس پایین به شدت جذب می شوند. پس از غروب خورشید، یونیزاسیون خیلی سریع از بین می رود و دریافت ایستگاه های دور در محدوده های 41، 49 و 75 متر امکان پذیر می شود که سیگنال های آنها از لایه ها منعکس می شود. اف 2 و E. لایه های جداگانه یونوسفر نقش مهمی در انتشار سیگنال های رادیویی HF دارند. تأثیر بر امواج رادیویی عمدتاً به دلیل حضور الکترون‌های آزاد در یونوسفر رخ می‌دهد، اگرچه مکانیسم انتشار امواج رادیویی با حضور یون‌های بزرگ مرتبط است. مورد دوم نیز هنگام مطالعه خواص شیمیایی اتمسفر مورد توجه است، زیرا آنها فعال تر از اتم ها و مولکول های خنثی هستند. واکنش های شیمیایی که در یونوسفر رخ می دهد نقش مهمی در تعادل انرژی و الکتریکی آن ایفا می کند.

یونوسفر نرمال مشاهدات انجام شده با استفاده از موشک ها و ماهواره های ژئوفیزیکی، اطلاعات جدیدی را ارائه کرده است که نشان می دهد یونیزاسیون جو تحت تأثیر طیف گسترده ای از تابش خورشیدی رخ می دهد. بخش اصلی آن (بیش از 90٪) در قسمت مرئی طیف متمرکز است. تابش فرابنفش که طول موج کوتاه‌تر و انرژی بالاتری نسبت به پرتوهای نور بنفش دارد، توسط هیدروژن در جو درونی خورشید (کروموسفر) منتشر می‌شود و پرتوهای ایکس که حتی انرژی بالاتری دارند، از گازهای موجود در پوسته بیرونی خورشید ساطع می‌شوند. (کرونا).

حالت طبیعی (متوسط) یونوسفر به دلیل تابش قوی ثابت است. تغییرات منظمی در یونوسفر عادی به دلیل چرخش روزانه زمین و اختلاف فصلی در زاویه تابش پرتوهای خورشید در ظهر رخ می دهد، اما تغییرات غیرقابل پیش بینی و ناگهانی در وضعیت یونوسفر نیز رخ می دهد.

اختلالات در یونوسفر.

همانطور که مشخص است، تظاهرات چرخه ای قدرتمندی از فعالیت در خورشید رخ می دهد که هر 11 سال به حداکثر می رسد. مشاهدات تحت برنامه سال بین المللی ژئوفیزیک (IGY) با دوره بالاترین فعالیت خورشیدی برای کل دوره مشاهدات سیستماتیک هواشناسی، یعنی. از آغاز قرن 18. در دوره‌های فعالیت زیاد، روشنایی برخی از مناطق خورشید چندین برابر افزایش می‌یابد و قدرت پرتوهای فرابنفش و اشعه ایکس به شدت افزایش می‌یابد. چنین پدیده هایی را شراره های خورشیدی می نامند. آنها از چند دقیقه تا یک تا دو ساعت طول می کشند. در طول شعله، پلاسمای خورشیدی (عمدتاً پروتون ها و الکترون ها) فوران می کند و ذرات بنیادی به سمت فضای بیرونی سرازیر می شوند. تشعشعات الکترومغناطیسی و هسته ای خورشید در طی چنین شعله هایی تأثیر شدیدی بر جو زمین دارد.

واکنش اولیه 8 دقیقه پس از شعله ور شدن، زمانی که تشعشعات شدید فرابنفش و اشعه ایکس به زمین می رسد مشاهده می شود. در نتیجه، یونیزاسیون به شدت افزایش می یابد. اشعه ایکس به اتمسفر تا مرز زیرین یونوسفر نفوذ می کند. تعداد الکترون ها در این لایه ها به قدری افزایش می یابد که سیگنال های رادیویی تقریباً به طور کامل جذب می شوند ("خاموش"). جذب اضافی تشعشع باعث گرم شدن گاز می شود که به توسعه بادها کمک می کند. گاز یونیزه یک رسانای الکتریکی است و هنگامی که در میدان مغناطیسی زمین حرکت می کند، اثر دینام رخ می دهد و جریان الکتریکی ایجاد می شود. چنین جریان هایی به نوبه خود می توانند اختلالات قابل توجهی در میدان مغناطیسی ایجاد کنند و خود را به شکل طوفان های مغناطیسی نشان دهند.

ساختار و دینامیک اتمسفر بالایی به طور قابل توجهی توسط فرآیندهای غیر تعادلی در مفهوم ترمودینامیکی مرتبط با یونیزاسیون و تفکیک توسط تابش خورشیدی، فرآیندهای شیمیایی، تحریک مولکول ها و اتم ها، غیرفعال شدن آنها، برخوردها و سایر فرآیندهای ابتدایی تعیین می شود. در این حالت، با کاهش چگالی، درجه عدم تعادل با ارتفاع افزایش می‌یابد. تا ارتفاعات 500 تا 1000 کیلومتری و اغلب بالاتر، درجه عدم تعادل برای بسیاری از ویژگی های جو فوقانی بسیار کم است، که استفاده از هیدرودینامیک کلاسیک و هیدرومغناطیسی را با در نظر گرفتن واکنش های شیمیایی برای توصیف آن ممکن می سازد.

اگزوسفر لایه بیرونی جو زمین است که از ارتفاعات چند صد کیلومتری شروع می‌شود و اتم‌های هیدروژن سبک و سریع می‌توانند از آن به فضا فرار کنند.

ادوارد کونوویچ

ادبیات:

پودوفکین M.I. مبانی فیزیک خورشیدی. سن پترزبورگ، 2001
اریس چایسون، استیو مک میلان نجوم امروز. Prentice-Hall, Inc. رودخانه زین بالایی، 2002
مطالب موجود در اینترنت: http://ciencia.nasa.gov/

او نامرئی است، اما ما نمی توانیم بدون او زندگی کنیم.

هر یک از ما درک می کنیم که چقدر هوا برای زندگی ضروری است. وقتی در مورد چیزی بسیار مهم برای زندگی یک فرد صحبت می شود، عبارت "به اندازه هوا لازم است" شنیده می شود. ما از کودکی می دانیم که زندگی و تنفس عملاً یکسان هستند.

آیا می دانید یک انسان چقدر می تواند بدون هوا زندگی کند؟

همه مردم نمی دانند چقدر هوا تنفس می کنند. معلوم می شود که در یک روز، با گرفتن حدود 20000 نفس و بازدم، یک فرد 15 کیلوگرم هوا را از طریق ریه های خود عبور می دهد، در حالی که تنها حدود 1.5 کیلوگرم غذا و 2-3 کیلوگرم آب جذب می کند. در عین حال، هوا چیزی است که ما آن را بدیهی می دانیم، مانند طلوع هر روز صبح. متأسفانه، ما فقط زمانی آن را احساس می کنیم که به اندازه کافی وجود نداشته باشد، یا زمانی که آلوده باشد. ما فراموش می کنیم که تمام حیات روی زمین، که طی میلیون ها سال توسعه یافته، با زندگی در جوی با ترکیب طبیعی خاص سازگار شده است.

بیایید ببینیم هوا از چه چیزی تشکیل شده است.

و بیایید نتیجه بگیریم: هوا مخلوطی از گازها است. اکسیژن موجود در آن حدود 21٪ (تقریباً 1/5 حجمی) است، نیتروژن حدود 78٪ است. اجزای مورد نیاز باقیمانده گازهای بی اثر (در درجه اول آرگون)، دی اکسید کربن و سایر ترکیبات شیمیایی هستند.

مطالعه ترکیب هوا در قرن 18 آغاز شد، زمانی که شیمیدانان یاد گرفتند که گازها را جمع آوری کنند و با آنها آزمایش کنند. اگر به تاریخ علم علاقه دارید، فیلم کوتاهی را که به تاریخ کشف هوا اختصاص دارد تماشا کنید.

اکسیژن موجود در هوا برای تنفس موجودات زنده مورد نیاز است. ماهیت فرآیند تنفس چیست؟ همانطور که می دانید، بدن در فرآیند تنفس، اکسیژن هوا را مصرف می کند. اکسیژن هوا برای واکنش های شیمیایی متعددی که به طور مداوم در تمام سلول ها، بافت ها و اندام های موجودات زنده رخ می دهد مورد نیاز است. در طی این واکنش ها، با مشارکت اکسیژن، موادی که با غذا می آیند به آرامی می سوزند و دی اکسید کربن تشکیل می دهند. در همان زمان، انرژی موجود در آنها آزاد می شود. با توجه به این انرژی، بدن وجود دارد و از آن برای تمام عملکردها استفاده می کند - سنتز مواد، انقباض ماهیچه ها، عملکرد همه اندام ها و غیره.

در طبیعت، میکروارگانیسم هایی نیز وجود دارند که می توانند از نیتروژن در فرآیند زندگی استفاده کنند. به دلیل دی اکسید کربن موجود در هوا، فرآیند فتوسنتز اتفاق می افتد و زیست کره زمین به عنوان یک کل زندگی می کند.

همانطور که می دانید پوشش هوای زمین را جو می نامند. اتمسفر تقریباً 1000 کیلومتر از زمین امتداد دارد - این یک نوع مانع بین زمین و فضا است. با توجه به ماهیت تغییرات دما در جو، چندین لایه وجود دارد:

جو- این یک نوع مانع بین زمین و فضا است. اثرات تشعشعات کیهانی را نرم می کند و شرایطی را برای توسعه و وجود حیات در زمین فراهم می کند. این جو اولین پوسته زمین است که با پرتوهای خورشید برخورد می کند و تابش سخت فرابنفش خورشید را جذب می کند که تأثیر مخربی بر همه موجودات زنده دارد.

یکی دیگر از شایستگی های جو به این واقعیت مربوط می شود که تقریباً به طور کامل تابش حرارتی نامرئی (مادون قرمز) خود زمین را جذب می کند و بیشتر آن را برمی گرداند. یعنی اتمسفر شفاف به پرتوهای خورشید، در عین حال نمایانگر یک "پتو" هوایی است که اجازه نمی دهد زمین خنک شود. بنابراین، سیاره ما دمای مطلوبی را برای زندگی انواع موجودات زنده حفظ می کند.

ترکیب جو مدرن منحصر به فرد است، تنها جو در منظومه سیاره ای ما.

جو اولیه زمین متان، آمونیاک و گازهای دیگر بود. همراه با توسعه سیاره، جو به طور قابل توجهی تغییر کرد. موجودات زنده نقش اصلی را در تشکیل ترکیب هوای جوی ایفا کردند که با مشارکت آنها در زمان حاضر به وجود آمد و حفظ می شود. می توانید با جزئیات بیشتری به تاریخچه شکل گیری جو روی زمین نگاه کنید.

فرآیندهای طبیعی مصرف و تشکیل اجزای جوی تقریباً یکدیگر را متعادل می کنند، یعنی ترکیب ثابتی از گازهای تشکیل دهنده جو را تضمین می کنند.

بدون فعالیت اقتصادی انسان، طبیعت با پدیده هایی مانند ورود گازهای آتشفشانی به جو، دود ناشی از آتش سوزی های طبیعی و گرد و غبار ناشی از طوفان های گرد و غبار طبیعی مقابله می کند. این انتشارات در جو پراکنده می شوند، ته نشین می شوند یا به صورت بارش به سطح زمین می افتند. میکروارگانیسم های خاک برای آنها گرفته می شود و در نهایت آنها را به ترکیبات دی اکسید کربن، گوگرد و نیتروژن خاک، یعنی به اجزای "معمولی" هوا و خاک تبدیل می کنند. به همین دلیل است که هوای اتمسفر به طور متوسط ​​ترکیب ثابتی دارد. با ظهور انسان بر روی زمین، ابتدا به تدریج، سپس به سرعت و اکنون به صورت تهدیدآمیز، روند تغییر ترکیب گازی هوا و از بین بردن پایداری طبیعی جو آغاز شد.حدود 10000 سال پیش، مردم یاد گرفتند که از آتش استفاده کنند. محصولات احتراق انواع سوخت به منابع طبیعی آلودگی اضافه شده است. در ابتدا چوب و انواع دیگر مواد گیاهی بود.

در حال حاضر، بیشترین مضرات برای اتمسفر توسط سوخت تولید شده مصنوعی - فرآورده های نفتی (بنزین، نفت سفید، روغن دیزل، نفت کوره) و سوخت مصنوعی ایجاد می شود. هنگام سوزاندن، اکسیدهای نیتروژن و گوگرد، مونوکسید کربن، فلزات سنگین و سایر مواد سمی با منشاء غیر طبیعی (آلاینده ها) را تشکیل می دهند.

با توجه به مقیاس عظیم استفاده از فناوری این روزها، می توان تصور کرد که در هر ثانیه چه تعداد موتور خودرو، هواپیما، کشتی و سایر تجهیزات تولید می شود.جو را کشتند Aleksashina I.Yu.، Kosmodamiansky A.V.، Oreshchenko N.I. علوم طبیعی: کتاب درسی پایه ششم موسسات آموزش عمومی. – سن پترزبورگ: SpetsLit, 2001. – 239 p. .

چرا ترولی‌بوس‌ها و ترامواها در مقایسه با اتوبوس‌ها به عنوان روش‌های حمل‌ونقل سازگار با محیط زیست در نظر گرفته می‌شوند؟

سیستم‌های آئروسل پایداری که همراه با ضایعات اسیدی و بسیاری دیگر از زباله‌های صنعتی گازی در اتمسفر تشکیل می‌شوند، برای همه موجودات زنده بسیار خطرناک هستند. اروپا یکی از پرجمعیت ترین و صنعتی ترین نقاط جهان است. سیستم حمل و نقل قدرتمند، صنعت بزرگ، مصرف بالای سوخت های فسیلی و مواد خام معدنی منجر به افزایش قابل توجه غلظت آلاینده ها در هوا می شود. تقریباً در تمام شهرهای بزرگ اروپا وجود داردمه دود مه دود آئروسل متشکل از دود، مه و غبار یکی از انواع آلودگی هوا در شهرهای بزرگ و مراکز صنعتی است. برای جزئیات بیشتر به: http://ru.wikipedia.org/wiki/Smog مراجعه کنید و افزایش سطح آلاینده های خطرناک مانند اکسیدهای نیتروژن و گوگرد، مونوکسید کربن، بنزن، فنل ها، ریزگردها و غیره به طور مرتب در هوا ثبت می شود.

شکی نیست که ارتباط مستقیمی بین افزایش محتوای مواد مضر در جو و افزایش بیماری های آلرژیک و تنفسی و همچنین تعدادی از بیماری های دیگر وجود دارد.

اقدامات جدی در ارتباط با افزایش تعداد خودروها در شهرها و توسعه صنعتی برنامه ریزی شده در تعدادی از شهرهای روسیه مورد نیاز است که به ناچار میزان انتشار آلاینده ها را در جو افزایش می دهد.

ببینید چگونه مشکلات خلوص هوا در "پایتخت سبز اروپا" - استکهلم حل می شود.

مجموعه ای از اقدامات برای بهبود کیفیت هوا باید لزوماً شامل بهبود عملکرد زیست محیطی خودروها باشد. ساخت سیستم های تصفیه گاز در شرکت های صنعتی؛ استفاده از گاز طبیعی، به جای زغال سنگ، به عنوان سوخت در شرکت های انرژی. اکنون در هر کشور پیشرفته ای سرویسی برای نظارت بر وضعیت پاکی هوا در شهرها و مراکز صنعتی وجود دارد که تا حدودی وضعیت بد فعلی را بهبود بخشیده است. بنابراین، در سن پترزبورگ یک سیستم خودکار برای نظارت بر هوای جوی سنت پترزبورگ (ASM) وجود دارد. به لطف آن، نه تنها مقامات ایالتی و محلی، بلکه ساکنان شهر نیز می توانند از وضعیت هوای جوی مطلع شوند.

سلامت ساکنان سن پترزبورگ - کلانشهری با شبکه توسعه یافته بزرگراه های حمل و نقل - قبل از هر چیز تحت تأثیر آلاینده های اصلی است: مونوکسید کربن، اکسید نیتروژن، دی اکسید نیتروژن، مواد معلق (گرد و غبار)، دی اکسید گوگرد، که از انتشار گازهای گلخانه ای از نیروگاه های حرارتی، صنعت و حمل و نقل وارد هوای جوی شهر شوید. در حال حاضر سهم آلاینده های ناشی از وسایل نقلیه موتوری 80 درصد از کل انتشار آلاینده های اصلی است. (طبق برآوردهای کارشناسان، در بیش از 150 شهر روسیه، حمل و نقل موتوری بیشترین تأثیر را بر آلودگی هوا دارد).

اوضاع در شهر شما چگونه پیش می رود؟ به نظر شما برای تمیزتر شدن هوای شهرهایمان چه کاری می توان و باید انجام داد؟

اطلاعاتی در مورد میزان آلودگی هوا در مناطقی که ایستگاه های AFM در سن پترزبورگ قرار دارند ارائه شده است.

باید گفت که در سنت پترزبورگ تمایل به کاهش انتشار آلاینده ها در جو وجود داشته است، اما دلایل این پدیده عمدتاً با کاهش تعداد شرکت های فعال مرتبط است. واضح است که از نظر اقتصادی این بهترین راه برای کاهش آلودگی نیست.

بیایید نتیجه گیری کنیم.

پوسته هوای زمین - جو - برای وجود حیات ضروری است. گازهای تشکیل دهنده هوا در فرآیندهای مهمی مانند تنفس و فتوسنتز نقش دارند. جو تابش خورشید را منعکس و جذب می کند و در نتیجه از موجودات زنده در برابر پرتوهای مضر ایکس و اشعه ماوراء بنفش محافظت می کند. دی اکسید کربن تشعشعات حرارتی از سطح زمین را به دام می اندازد. جو زمین بی نظیر است! سلامتی و زندگی ما به آن بستگی دارد.

انسان بدون فکر زباله های ناشی از فعالیت های خود را در جو انباشته می کند که باعث ایجاد مشکلات زیست محیطی جدی می شود. همه ما نه تنها نیاز داریم که مسئولیت خود را در قبال وضعیت جوی بدانیم، بلکه در حد توان خود، برای حفظ پاکیزگی هوا، اساس زندگی خود، هر چه در توان داریم انجام دهیم.

جو مخلوطی از گازهای مختلف است. از سطح زمین تا ارتفاع 900 کیلومتری امتداد می یابد و از سیاره در برابر طیف مضر تابش خورشیدی محافظت می کند و حاوی گازهای لازم برای تمام حیات روی این سیاره است. جو گرمای خورشید را به دام می اندازد و سطح زمین را گرم می کند و آب و هوای مطلوبی ایجاد می کند.

ترکیب اتمسفر

جو زمین عمدتاً از دو گاز - نیتروژن (78٪) و اکسیژن (21٪) تشکیل شده است. علاوه بر این، حاوی ناخالصی های دی اکسید کربن و گازهای دیگر است. در جو به شکل بخار، قطرات رطوبت در ابرها و بلورهای یخ وجود دارد.

لایه های جو

جو از لایه های زیادی تشکیل شده است که هیچ مرز مشخصی بین آنها وجود ندارد. دمای لایه های مختلف به طور قابل توجهی با یکدیگر متفاوت است.

• مگنتوسفر بدون هوا اینجاست که بیشتر ماهواره های زمین در خارج از جو زمین پرواز می کنند.
• اگزوسفر (450-500 کیلومتر از سطح). تقریبا بدون گاز. برخی از ماهواره های هواشناسی در اگزوسفر پرواز می کنند. ترموسفر (80-450 کیلومتر) با درجه حرارت بالا مشخص می شود که در لایه بالایی به 1700 درجه سانتیگراد می رسد.
• مزوسفر (50-80 کیلومتر). در این منطقه با افزایش ارتفاع، دما کاهش می یابد. اینجاست که بیشتر شهاب سنگ ها (قطعاتی از سنگ های فضایی) که وارد جو می شوند می سوزند.
• استراتوسفر (15-50 کیلومتر). حاوی لایه ازن، یعنی لایه ای از ازن که تابش فرابنفش خورشید را جذب می کند. این باعث می شود دمای نزدیک به سطح زمین افزایش یابد. هواپیماهای جت معمولاً اینجا پرواز می کنند زیرا دید در این لایه بسیار خوب است و تقریبا هیچ تداخلی ناشی از شرایط آب و هوایی وجود ندارد.
• تروپوسفر. ارتفاع آن از 8 تا 15 کیلومتر از سطح زمین متغیر است. در اینجا است که آب و هوای سیاره شکل می گیرد، زیرا در این لایه حاوی بیشترین بخار آب، گرد و غبار و باد است. دما با فاصله از سطح زمین کاهش می یابد.

فشار اتمسفر

اگرچه ما آن را احساس نمی کنیم، اما لایه هایی از جو بر سطح زمین فشار وارد می کنند. در نزدیکی سطح بالاترین سطح است و با دور شدن از آن به تدریج کاهش می یابد. این بستگی به تفاوت دمای بین خشکی و اقیانوس دارد و بنابراین در مناطقی که در همان ارتفاع از سطح دریا قرار دارند، اغلب فشارهای متفاوتی وجود دارد. فشار کم آب و هوای مرطوب را به ارمغان می آورد، در حالی که فشار بالا معمولاً هوای صاف را به ارمغان می آورد.

حرکت توده های هوا در جو

و فشارها لایه های پایینی جو را مجبور به مخلوط شدن می کنند. به این ترتیب بادها به وجود می آیند که از مناطق پرفشار به مناطق کم فشار می وزند. در بسیاری از مناطق، بادهای محلی نیز به دلیل اختلاف دمای بین خشکی و دریا به وجود می آیند. کوه ها نیز تأثیر بسزایی در جهت بادها دارند.

اثر گلخانه ای

دی اکسید کربن و سایر گازهایی که جو زمین را تشکیل می دهند گرمای خورشید را به دام می اندازند. این فرآیند معمولاً اثر گلخانه ای نامیده می شود، زیرا از بسیاری جهات شبیه به گردش گرما در گلخانه است. اثر گلخانه ای باعث گرم شدن کره زمین در کره زمین می شود. در مناطق پرفشار - پاد سیکلون - هوای آفتابی صاف غروب می کند. مناطق کم فشار - طوفان - معمولاً هوای ناپایدار را تجربه می کنند. گرما و نور وارد جو می شود. گازها گرمای منعکس شده از سطح زمین را به دام می اندازند و در نتیجه باعث افزایش دما در زمین می شوند.

لایه اوزون خاصی در استراتوسفر وجود دارد. ازن بیشتر تابش فرابنفش خورشید را مسدود می کند و از زمین و تمام حیات روی آن در برابر آن محافظت می کند. دانشمندان دریافته اند که علت تخریب لایه اوزون گازهای دی اکسید کلروفلوئوروکربن ویژه موجود در برخی از آئروسل ها و تجهیزات تبرید است. بر فراز قطب شمال و قطب جنوب، حفره های عظیمی در لایه اوزون کشف شده است که به افزایش میزان تشعشعات فرابنفش مؤثر بر سطح زمین کمک می کند.

ازن در اتمسفر پایین در نتیجه بین تشعشعات خورشیدی و دودها و گازهای مختلف خروجی تشکیل می شود. معمولاً در سراسر جو پراکنده می شود، اما اگر یک لایه بسته از هوای سرد زیر یک لایه هوای گرم تشکیل شود، ازن متمرکز شده و مه دود ایجاد می شود. متأسفانه، این نمی تواند جایگزین ازن از دست رفته در سوراخ های ازن شود.

در این عکس ماهواره ای سوراخی در لایه اوزون بر فراز قطب جنوب به وضوح قابل مشاهده است. اندازه سوراخ متفاوت است، اما دانشمندان معتقدند که به طور مداوم در حال رشد است. تلاش هایی برای کاهش سطح گازهای خروجی در جو انجام می شود. آلودگی هوا باید کاهش یابد و از سوخت های بدون دود در شهرها استفاده شود. دود برای بسیاری از افراد باعث تحریک چشم و خفگی می شود.

پیدایش و تکامل جو زمین

جو مدرن زمین نتیجه تکامل طولانی مدت است. این در نتیجه اقدامات ترکیبی عوامل زمین شناسی و فعالیت حیاتی موجودات به وجود آمد. در طول تاریخ زمین شناسی، جو زمین دستخوش چندین تغییر عمیق شده است. بر اساس داده های زمین شناسی و مقدمات نظری، جو اولیه زمین جوان، که حدود 4 میلیارد سال پیش وجود داشته است، می تواند از مخلوطی از گازهای بی اثر و نجیب با مقدار کمی نیتروژن غیر فعال تشکیل شده باشد (N.A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987؛ O. G. Sorokhtin, 1991, 1993 در حال حاضر 4.2 میلیارد سال است که از ترکیب متان و دی اکسید کربن تشکیل شده است گاز زدایی گوشته و فرآیندهای هوازدگی فعال در سطح زمین، بخار آب، ترکیبات کربن به شکل CO 2 و CO، گوگرد و ترکیبات آن شروع به ورود به اتمسفر و همچنین اسیدهای هالوژن قوی - HCI، HF کردند HI و اسید بوریک که توسط متان، آمونیاک، هیدروژن، آرگون و برخی دیگر از گازهای نجیب موجود در جو تکمیل می شدند. بنابراین، دمای سطح زمین نزدیک به دمای تعادل تابشی بود (A. S. Monin، 1977).

با گذشت زمان، ترکیب گاز اتمسفر اولیه تحت تأثیر فرآیندهای هوازدگی سنگ های بیرون زده روی سطح زمین، فعالیت سیانوباکتری ها و جلبک های سبز آبی، فرآیندهای آتشفشانی و عمل نور خورشید شروع به تغییر کرد. این منجر به تجزیه متان به دی اکسید کربن، آمونیاک به نیتروژن و هیدروژن شد. دی اکسید کربن که به آرامی به سطح زمین فرو رفت و نیتروژن شروع به تجمع در جو ثانویه کرد. به لطف فعالیت حیاتی جلبک های سبز آبی، اکسیژن در فرآیند فتوسنتز شروع به تولید کرد، اما در ابتدا عمدتاً صرف "اکسیداسیون گازهای جوی و سپس سنگ ها" شد. در همان زمان، آمونیاک اکسید شده به نیتروژن مولکولی، شروع به تجمع شدید در جو کرد. فرض بر این است که مقدار قابل توجهی از نیتروژن در جو مدرن باقی مانده است. متان و مونوکسید کربن به دی اکسید کربن اکسید شدند. گوگرد و سولفید هیدروژن به SO 2 و SO 3 اکسید شدند که به دلیل تحرک و سبکی بالا به سرعت از جو حذف شدند. بنابراین، جو حاصل از یک جو کاهنده، همانطور که در دوره آرکئن و پروتروزوییک اولیه بود، به تدریج به یک اتمسفر اکسید کننده تبدیل شد.

دی اکسید کربن هم در نتیجه اکسیداسیون متان و هم در نتیجه گاززدایی گوشته و هوازدگی سنگ ها وارد جو شد. در صورتی که تمام دی اکسید کربن آزاد شده در کل تاریخ زمین در اتمسفر حفظ شود، فشار جزئی آن در حال حاضر می تواند مانند زهره شود (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). اما روی زمین روند معکوس در کار بود. بخش قابل توجهی از دی اکسید کربن اتمسفر در هیدروسفر حل شد که در آن توسط هیدروبیونت ها برای ساختن پوسته هایشان استفاده شد و به طور بیوژن به کربنات تبدیل شد. متعاقباً لایه های ضخیمی از کربنات های شیمیایی و آلی از آنها تشکیل شد.

اکسیژن از سه منبع وارد جو شد. برای مدت طولانی، از لحظه ای که زمین ظاهر شد، در جریان گاز زدایی از گوشته آزاد شد و عمدتاً در فرآیندهای اکسیداتیو صرف شد. ظواهر؛ اکسیژن آزاد در جو منجر به مرگ بیشتر پروکاریوت هایی شد که در شرایط کاهشی زندگی می کردند. موجودات پروکاریوتی زیستگاه خود را تغییر دادند. آنها سطح زمین را در اعماق و مناطقی که شرایط بازیابی هنوز در آنجا باقی مانده بود، رها کردند. یوکاریوت ها جایگزین آنها شدند، که شروع به تبدیل انرژیک دی اکسید کربن به اکسیژن کردند.

در طول دوره آرکئن و بخش قابل توجهی از پروتروزوئیک، تقریباً تمام اکسیژن حاصل از هر دو روش بیوژنیک و بیوژنیک عمدتاً صرف اکسیداسیون آهن و گوگرد می شد. در پایان پروتروزوئیک، تمام آهن های دو ظرفیتی فلزی واقع در سطح زمین یا اکسید شده یا به درون هسته زمین حرکت کردند. این باعث شد که فشار جزئی اکسیژن در جو پروتروزوییک اولیه تغییر کند.

در اواسط پروتروزوییک، غلظت اکسیژن در جو به نقطه ژوری رسید و به 0.01٪ از سطح مدرن رسید. از این زمان، اکسیژن شروع به انباشته شدن در جو کرد و احتمالاً در پایان ریفین محتوای آن به نقطه پاستور (0.1٪ از سطح مدرن) رسیده است. این احتمال وجود دارد که لایه اوزون در دوره وندیان ظاهر شده و دیگر هرگز ناپدید نشده باشد.

ظهور اکسیژن آزاد در اتمسفر زمین، تکامل حیات را تحریک کرد و منجر به پیدایش اشکال جدیدی با متابولیسم پیشرفته‌تر شد. اگر جلبک‌های تک سلولی یوکاریوتی و سیانیا که در ابتدای پروتروزوئیک ظاهر شدند، تنها به 3-10 درصد از غلظت امروزی آن نیاز به اکسیژن در آب داشتند، پس با ظهور متازوآهای غیراسکلتی در پایان وندیان اولیه، یعنی حدود 650 میلیون سال پیش، غلظت اکسیژن در جو باید به طور قابل توجهی بالاتر باشد. از این گذشته، Metazoa از تنفس اکسیژن استفاده کرد و این مستلزم آن بود که فشار جزئی اکسیژن به یک سطح بحرانی برسد - نقطه پاستور. در این مورد، فرآیند تخمیر بی‌هوازی با یک متابولیسم اکسیژن امیدوارکننده‌تر و پیشرونده‌تر جایگزین شد.

پس از این، تجمع بیشتر اکسیژن در جو زمین بسیار سریع اتفاق افتاد. افزایش تدریجی حجم جلبک های سبز آبی به دستیابی به سطح اکسیژن لازم برای حمایت از زندگی دنیای حیوانات در جو کمک کرد. تثبیت خاصی از محتوای اکسیژن در جو از لحظه ای که گیاهان به زمین رسیدند - تقریباً 450 میلیون سال پیش - رخ داد. ظهور گیاهان در خشکی، که در دوره سیلورین رخ داد، منجر به تثبیت نهایی سطح اکسیژن در جو شد. از آن زمان به بعد، غلظت آن در محدوده های نسبتاً باریکی در نوسان بود و هرگز از محدودیت های وجود زندگی فراتر نمی رفت. غلظت اکسیژن در جو از زمان ظهور گیاهان گلدار به طور کامل تثبیت شده است. این رویداد در اواسط دوره کرتاسه، یعنی. حدود 100 میلیون سال پیش

بخش عمده ای از نیتروژن در مراحل اولیه توسعه زمین، عمدتا به دلیل تجزیه آمونیاک، تشکیل شد. با ظهور موجودات، فرآیند اتصال نیتروژن جو به مواد آلی و دفن آن در رسوبات دریایی آغاز شد. پس از رسیدن ارگانیسم ها به خشکی، نیتروژن شروع به دفن در رسوبات قاره ای کرد. فرآیندهای پردازش نیتروژن آزاد به ویژه با ظهور گیاهان زمینی تشدید شد.

در نوبت کریپتوزوئیک و فانوزوئیک، یعنی حدود 650 میلیون سال پیش، محتوای دی اکسید کربن در اتمسفر به یک دهم درصد کاهش یافت و اخیراً تقریباً 10 تا 20 میلیون سال به مقداری نزدیک به سطح مدرن رسیده است. پیش.

بنابراین، ترکیب گاز اتمسفر نه تنها فضای زندگی را برای موجودات فراهم می کرد، بلکه ویژگی های فعالیت زندگی آنها را تعیین کرد و به سکونت و تکامل کمک کرد. اختلالات نوظهور در توزیع ترکیب گاز جو برای موجودات مطلوب، هم به دلایل کیهانی و هم به دلایل سیاره ای، منجر به انقراض دسته جمعی جهان آلی شد که بارها و بارها در طول کریپتوزوئیک و در مرزهای خاصی از تاریخ فانروزوئیک رخ داد.

توابع قومی اتمسفر

جو زمین مواد، انرژی لازم را فراهم می کند و جهت و سرعت فرآیندهای متابولیک را تعیین می کند. ترکیب گاز جو مدرن برای وجود و توسعه حیات بهینه است. به عنوان منطقه ای که آب و هوا و اقلیم در آن شکل می گیرد، جو باید شرایط راحتی را برای زندگی مردم، حیوانات و پوشش گیاهی ایجاد کند. انحراف در یک جهت یا جهت دیگر در کیفیت هوای جوی و شرایط آب و هوایی شرایط شدیدی را برای زندگی گیاهان و جانوران از جمله انسان ایجاد می کند.

جو زمین نه تنها شرایط موجودیت بشر را فراهم می کند، بلکه عامل اصلی تکامل قوم کره است. در عین حال، معلوم می شود که منبع انرژی و مواد خام برای تولید است. به طور کلی اتمسفر عاملی است که سلامت انسان را حفظ می کند و برخی از مناطق به دلیل شرایط فیزیکی-جغرافیایی و کیفیت هوای جوی به عنوان مناطق تفریحی و مناطقی برای درمان و تفریح ​​مردم آسایشگاه- تفرجگاه در نظر گرفته شده است. بنابراین، فضا عامل تأثیرگذاری زیبایی شناختی و احساسی است.

توابع قوم‌کره و تکنوسفر جو که اخیراً تعریف شده‌اند (E. D. Nikitin, N. A. Yasamanov, 2001) نیاز به مطالعه مستقل و عمیق دارند. بنابراین، مطالعه توابع انرژی اتمسفر، هم از نقطه نظر وقوع و عملکرد فرآیندهایی که به محیط زیست آسیب می رسانند و هم از نقطه نظر تأثیر بر سلامت و رفاه مردم بسیار مرتبط است. در این مورد، ما در مورد انرژی طوفان ها و پادسیکلون ها، گرداب های جوی، فشار اتمسفر و سایر پدیده های شدید جوی صحبت می کنیم که استفاده موثر از آنها به حل موفقیت آمیز مشکل دستیابی به منابع انرژی جایگزین که آلودگی را ایجاد نمی کنند کمک می کند. محیط. به هر حال، محیط هوا، به ویژه آن قسمت از آن که در بالای اقیانوس جهانی قرار دارد، منطقه ای است که در آن مقدار عظیمی از انرژی آزاد آزاد می شود.

به عنوان مثال، مشخص شده است که طوفان های استوایی با قدرت متوسط ​​انرژی معادل انرژی 500 هزار بمب اتمی را که فقط در یک روز بر روی هیروشیما و ناکازاکی انداخته شده است، آزاد می کنند. در 10 روز از وجود چنین طوفانی انرژی به اندازه ای آزاد می شود که برای 600 سال تمام نیازهای انرژی کشوری مانند آمریکا را تامین کند.

در سال‌های اخیر، آثار زیادی از دانشمندان علوم طبیعی منتشر شده است که به نوعی به جنبه‌های مختلف فعالیت و تأثیر جو بر فرآیندهای زمینی می‌پردازند که نشان‌دهنده تشدید تعاملات میان رشته‌ای در علوم طبیعی مدرن است. در عین حال، نقش یکپارچه برخی از جهات آن آشکار می شود که در این میان باید به جهت عملکردی-اکولوژیکی در ژئواکولوژی اشاره کرد.

این جهت باعث تحریک تجزیه و تحلیل و تعمیم نظری در مورد عملکردهای اکولوژیکی و نقش سیاره ای ژئوسفرهای مختلف می شود و این به نوبه خود یک پیش نیاز مهم برای توسعه روش شناسی و مبانی علمی برای مطالعه جامع سیاره ما، استفاده منطقی و حفاظت از سیاره ما است. منابع طبیعی آن

جو زمین از چندین لایه تشکیل شده است: تروپوسفر، استراتوسفر، مزوسفر، ترموسفر، یونوسفر و اگزوسفر. در بالای تروپوسفر و پایین استراتوسفر یک لایه غنی شده با ازن وجود دارد که به آن سپر ازن می گویند. الگوهای خاصی (روزانه، فصلی، سالانه و غیره) در توزیع ازن ایجاد شده است. جو از زمان پیدایش خود بر روند فرآیندهای سیاره ای تأثیر گذاشته است. ترکیب اولیه جو کاملاً متفاوت از زمان حاضر بود، اما با گذشت زمان سهم و نقش نیتروژن مولکولی به طور پیوسته افزایش یافت، حدود 650 میلیون سال پیش اکسیژن آزاد ظاهر شد که مقدار آن به طور مداوم افزایش یافت، اما غلظت دی اکسید کربن بر این اساس کاهش یافت. تحرک بالای جو، ترکیب گاز آن و حضور ذرات معلق در هوا نقش برجسته و مشارکت فعال آن را در انواع فرآیندهای زمین شناسی و بیوسفر تعیین می کند. جو نقش زیادی در توزیع مجدد انرژی خورشیدی و توسعه پدیده ها و بلایای طبیعی فاجعه بار ایفا می کند. گرداب های جوی - گردبادها (گردبادها)، طوفان ها، طوفان ها، طوفان ها و سایر پدیده ها تأثیر منفی بر جهان ارگانیک و سیستم های طبیعی دارند. منابع اصلی آلودگی در کنار عوامل طبیعی، اشکال مختلف فعالیت اقتصادی انسان است. تأثیرات انسانی بر جو نه تنها در ظاهر ذرات معلق در هوا و گازهای گلخانه ای مختلف، بلکه در افزایش مقدار بخار آب نیز بیان می شود و خود را به صورت مه دود و باران اسیدی نشان می دهد. گازهای گلخانه ای رژیم دمایی سطح زمین را تغییر می دهند. نقش قوم کره جو زمین بسیار زیاد است.

نقش جو در فرآیندهای طبیعی

اتمسفر سطحی، در حالت میانی خود بین لیتوسفر و فضای بیرونی و ترکیب گاز آن، شرایطی را برای زندگی موجودات ایجاد می کند. در عین حال، هوازدگی و شدت تخریب سنگ ها، انتقال و تجمع مواد آواری به مقدار، ماهیت و فراوانی بارندگی، فراوانی و قدرت بادها و به ویژه دمای هوا بستگی دارد. جو یکی از اجزای اصلی سیستم آب و هوایی است. دما و رطوبت هوا، ابری و بارندگی، باد - همه اینها آب و هوا را مشخص می کند، یعنی تغییر مداوم وضعیت جو. در عین حال، همین مؤلفه‌ها آب و هوا را مشخص می‌کنند، به عنوان مثال، متوسط ​​رژیم بلند مدت آب و هوا.

ترکیب گازها، وجود ابرها و ناخالصی‌های مختلف که ذرات آئروسل (خاکستر، غبار، ذرات بخار آب) نامیده می‌شوند، ویژگی‌های عبور تابش خورشید از جو را تعیین می‌کنند و از فرار تشعشعات حرارتی زمین جلوگیری می‌کنند. به فضای بیرونی

جو زمین بسیار متحرک است. فرآیندهایی که در آن به وجود می آیند و تغییر در ترکیب گاز، ضخامت، کدر بودن، شفافیت و وجود ذرات معین آئروسل در آن، هم بر آب و هوا و هم بر اقلیم تأثیر می گذارد.

عمل و جهت فرآیندهای طبیعی و همچنین حیات و فعالیت روی زمین توسط تابش خورشید تعیین می شود. 99.98 درصد از گرمای تامین شده به سطح زمین را تامین می کند. هر سال این مقدار 134 * 10 19 کیلو کالری است. این میزان گرما را می توان با سوزاندن 200 میلیارد تن زغال سنگ به دست آورد. ذخایر هیدروژنی که این جریان انرژی گرما هسته‌ای را در جرم خورشید ایجاد می‌کند، حداقل تا 10 میلیارد سال دیگر، یعنی برای مدتی دو برابر بیشتر از زمان وجود سیاره ما و خودش، باقی خواهد ماند.

حدود 1/3 از مقدار کل انرژی خورشیدی که به مرز بالایی جو می رسد به فضا بازتاب می شود، 13٪ توسط لایه اوزون جذب می شود (تقریباً تمام اشعه ماوراء بنفش). 7٪ - بقیه جو و تنها 44٪ به سطح زمین می رسد. کل تابش خورشیدی که در روز به زمین می رسد برابر با انرژی است که بشر در نتیجه سوزاندن انواع سوخت در هزاره گذشته دریافت کرده است.

میزان و ماهیت توزیع تابش خورشیدی در سطح زمین به شدت به ابری بودن و شفافیت جو بستگی دارد. میزان تابش پراکنده تحت تأثیر ارتفاع خورشید از افق، شفافیت جو، محتوای بخار آب، گرد و غبار، مقدار کل دی اکسید کربن و غیره است.

حداکثر مقدار تابش پراکنده به مناطق قطبی می رسد. هر چه خورشید بالاتر از افق پایین تر باشد، گرمای کمتری وارد یک منطقه معین از زمین می شود.

شفافیت جوی و ابری بودن از اهمیت بالایی برخوردار است. در یک روز تابستانی ابری معمولا سردتر از یک روز صاف است، زیرا ابری شدن روز از گرم شدن سطح زمین جلوگیری می کند.

غبارآلودگی جو نقش عمده ای در توزیع گرما دارد. ذرات جامد ریز پراکنده گرد و غبار و خاکستر موجود در آن که بر شفافیت آن تأثیر می گذارد، بر توزیع تابش خورشیدی تأثیر منفی می گذارد که بیشتر آن منعکس می شود. ذرات ریز از دو طریق وارد جو می شوند: یا خاکستری که در طی فوران های آتشفشانی ساطع می شود، یا گرد و غبار صحرا که توسط بادهای مناطق خشک استوایی و نیمه گرمسیری حمل می شود. به خصوص مقدار زیادی از چنین گرد و غباری در هنگام خشکسالی تشکیل می شود، زمانی که جریان هوای گرم آن را به لایه های بالایی جو می برد و می تواند برای مدت طولانی در آنجا بماند. پس از فوران آتشفشان کراکاتوآ در سال 1883، گرد و غباری که ده ها کیلومتر به جو پرتاب شد، حدود 3 سال در استراتوسفر باقی ماند. در نتیجه فوران آتشفشان El Chichon (مکزیک) در سال 1985، گرد و غبار به اروپا رسید و بنابراین دمای سطح کمی کاهش یافت.

جو زمین حاوی مقادیر متغیر بخار آب است. به صورت مطلق وزن یا حجم، مقدار آن از 2 تا 5 درصد متغیر است.

بخار آب، مانند دی اکسید کربن، اثر گلخانه ای را افزایش می دهد. در ابرها و مه هایی که در جو به وجود می آیند، فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی عجیبی رخ می دهد.

منبع اصلی بخار آب به جو سطح اقیانوس جهانی است. سالانه یک لایه آب به ضخامت 95 تا 110 سانتی متر از آن تبخیر می شود، بخشی از رطوبت پس از تراکم به اقیانوس برمی گردد و دیگری توسط جریان های هوا به سمت قاره ها هدایت می شود. در مناطق با اقلیم مرطوب متغیر، بارش خاک را مرطوب می کند و در اقلیم مرطوب، ذخایر آب زیرزمینی ایجاد می کند. بنابراین، جو یک تجمع کننده رطوبت و یک مخزن بارش است. و مه هایی که در اتمسفر تشکیل می شوند رطوبت پوشش خاک را تامین می کنند و در نتیجه نقش تعیین کننده ای در توسعه گیاهان و جانوران ایفا می کنند.

رطوبت اتمسفر به دلیل تحرک جو در سطح زمین پخش می شود. با سیستم بسیار پیچیده بادها و توزیع فشار مشخص می شود. با توجه به اینکه جو در حرکت مداوم است، ماهیت و مقیاس توزیع جریان و فشار باد دائماً در حال تغییر است. مقیاس گردش از ریزهواشناسی، با اندازه تنها چند صد متر، تا مقیاس جهانی چند ده هزار کیلومتری متفاوت است. گردابه های جوی عظیم در ایجاد سیستم های جریان هوا در مقیاس بزرگ شرکت می کنند و گردش کلی جو را تعیین می کنند. علاوه بر این، آنها منابع پدیده های جوی فاجعه بار هستند.

توزیع آب و هوا و شرایط آب و هوایی و عملکرد مواد زنده به فشار اتمسفر بستگی دارد. اگر فشار اتمسفر در محدوده های کوچک نوسان داشته باشد، نقش تعیین کننده ای در رفاه مردم و رفتار حیوانات ندارد و بر عملکرد فیزیولوژیکی گیاهان تأثیر نمی گذارد. تغییرات فشار معمولاً با پدیده های پیشانی و تغییرات آب و هوایی همراه است.

فشار اتمسفر برای تشکیل باد از اهمیت اساسی برخوردار است که به عنوان یک عامل تسکین دهنده، تأثیر شدیدی بر دنیای حیوانات و گیاهان دارد.

باد می تواند رشد گیاه را سرکوب کند و در عین حال انتقال بذر را تقویت کند. نقش باد در شکل دادن به شرایط آب و هوایی و آب و هوایی بسیار زیاد است. همچنین به عنوان تنظیم کننده جریان های دریا عمل می کند. باد به عنوان یکی از عوامل برون زا در فرسایش و کاهش تورم مواد هوازده در فواصل طولانی نقش دارد.

نقش اکولوژیکی و زمین شناسی فرآیندهای جوی

کاهش شفافیت اتمسفر به دلیل ظهور ذرات آئروسل و گرد و غبار جامد در آن بر توزیع تابش خورشیدی، افزایش آلبدو یا بازتابش تأثیر می گذارد. واکنش‌های شیمیایی مختلفی که باعث تجزیه ازن و تولید ابرهای مرواریدی متشکل از بخار آب می‌شوند به همین نتیجه منجر می‌شوند. تغییرات جهانی در بازتاب، و همچنین تغییرات در گازهای جوی، عمدتا گازهای گلخانه ای، مسئول تغییرات آب و هوایی هستند.

گرمای ناهموار که باعث اختلاف فشار اتمسفر در قسمت‌های مختلف سطح زمین می‌شود، منجر به گردش اتمسفر می‌شود که مشخصه تروپوسفر است. هنگامی که اختلاف فشار رخ می دهد، هوا از مناطق پرفشار به مناطق کم فشار می رود. این حرکات توده های هوا، همراه با رطوبت و دما، ویژگی های اصلی اکولوژیکی و زمین شناسی فرآیندهای جوی را تعیین می کنند.

باد بسته به سرعت، کارهای زمین شناسی مختلفی را روی سطح زمین انجام می دهد. با سرعت 10 متر بر ثانیه، شاخه های ضخیم درختان را تکان می دهد و گرد و غبار و ماسه های ریز را بلند و حمل می کند. شاخه های درخت را با سرعت 20 متر بر ثانیه می شکند، شن و ماسه را حمل می کند. با سرعت 30 متر بر ثانیه (طوفان) سقف خانه ها را می شکند، درختان را از ریشه می کند، تیرها را می شکند، سنگریزه ها را جابجا می کند و قلوه سنگ ها را با خود حمل می کند و باد طوفانی با سرعت 40 متر بر ثانیه خانه ها را ویران می کند، برق را می شکند و خراب می کند. قطب های خط، درختان بزرگ را ریشه کن می کند.

گردبادها و گردبادها (گردبادها) - گرداب های جوی که در فصل گرم در جبهه های جوی قدرتمند، با سرعت تا 100 متر بر ثانیه به وجود می آیند، تأثیرات منفی زیادی بر محیط زیست با عواقب فاجعه بار دارند. Squalls گردبادهای افقی با سرعت باد طوفانی (تا 60-80 متر بر ثانیه) هستند. آنها اغلب با باران های شدید و رعد و برق همراه هستند که از چند دقیقه تا نیم ساعت طول می کشد. اسکال ها مناطقی به عرض 50 کیلومتر را پوشش می دهند و مسافتی بین 200 تا 250 کیلومتر را طی می کنند. طوفان شدید در مسکو و منطقه مسکو در سال 1998 به سقف بسیاری از خانه ها آسیب رساند و درختان را فرو ریخت.

گردبادها که در آمریکای شمالی گردباد نامیده می‌شوند، گرداب‌های قوی قیفی‌شکل جوی هستند که اغلب با ابرهای رعد و برق همراه هستند. اینها ستون هایی از هوا هستند که در وسط با قطر چند ده تا صدها متر کاهش می یابند. گردباد ظاهری شبیه قیف دارد که بسیار شبیه به خرطوم فیل است که از ابرها پایین می آید یا از سطح زمین بالا می آید. گردباد با دارا بودن نادر شدن شدید و سرعت چرخش بالا تا چند صد کیلومتر حرکت می کند و گرد و غبار، آب از مخازن و اجسام مختلف را به داخل می کشد. گردبادهای قدرتمند با رعد و برق، باران همراه هستند و قدرت تخریب زیادی دارند.

گردبادها به ندرت در نواحی زیرقطبی یا استوایی که دائماً سرد یا گرم است رخ می دهند. گردبادهای کمی در اقیانوس باز وجود دارد. گردبادها در اروپا، ژاپن، استرالیا، ایالات متحده آمریکا و در روسیه به ویژه در منطقه مرکزی زمین سیاه، در مناطق مسکو، یاروسلاول، نیژنی نووگورود و ایوانوو شایع هستند.

گردبادها اتومبیل ها، خانه ها، کالسکه ها و پل ها را بلند و جابه جا می کنند. گردبادهای مخرب مخصوصاً در ایالات متحده مشاهده می شوند. هر ساله از 450 تا 1500 گردباد با میانگین تلفات حدود 100 نفر رخ می دهد. گردبادها فرآیندهای فاجعه بار جوی سریع الاثر هستند. آنها فقط در 20-30 دقیقه تشکیل می شوند و طول عمر آنها 30 دقیقه است. بنابراین، پیش بینی زمان و مکان گردبادها تقریبا غیرممکن است.

گرداب های مخرب دیگر اما طولانی مدت جوی، طوفان ها هستند. آنها به دلیل اختلاف فشار تشکیل می شوند که در شرایط خاص به ظهور یک حرکت دایره ای جریان هوا کمک می کند. گرداب های جوی در اطراف جریان های قدرتمند هوای گرم مرطوب به سمت بالا سرچشمه می گیرند و با سرعت بالا در جهت عقربه های ساعت در نیمکره جنوبی و در خلاف جهت عقربه های ساعت در نیمکره شمالی می چرخند. سیکلون ها بر خلاف گردبادها از اقیانوس ها سرچشمه می گیرند و اثرات مخرب خود را بر روی قاره ها ایجاد می کنند. عوامل مخرب اصلی وزش باد شدید، بارش شدید به صورت بارش برف، رگبار، تگرگ و سیلاب می باشد. بادهایی با سرعت 19 تا 30 متر بر ثانیه طوفان، 30 تا 35 متر بر ثانیه طوفان و بیش از 35 متر بر ثانیه طوفان تشکیل می دهند.

طوفان های استوایی - طوفان ها و طوفان ها - دارای عرض متوسط ​​چند صد کیلومتر هستند. سرعت باد در داخل طوفان به نیروی طوفان می رسد. طوفان های استوایی از چند روز تا چند هفته طول می کشند و با سرعت 50 تا 200 کیلومتر در ساعت حرکت می کنند. طوفان های عرض جغرافیایی متوسط ​​قطر بیشتری دارند. ابعاد عرضی آنها از هزار تا چند هزار کیلومتر است و سرعت باد طوفانی است. آنها در نیمکره شمالی از غرب حرکت می کنند و همراه با تگرگ و بارش برف هستند که طبیعت فاجعه باری دارند. از نظر تعداد قربانیان و خسارات وارده، طوفان‌ها و طوفان‌ها و طوفان‌های مرتبط، بزرگترین پدیده‌های جوی طبیعی پس از سیل هستند. در مناطق پرجمعیت آسیا، تعداد تلفات ناشی از طوفان ها هزاران نفر است. در سال 1991، طوفان در بنگلادش، که باعث تشکیل امواج دریا به ارتفاع 6 متر شد، 125 هزار نفر جان خود را از دست دادند. طوفان خسارات زیادی به ایالات متحده وارد می کند. در همان زمان، ده ها و صدها نفر می میرند. در اروپای غربی، طوفان خسارت کمتری ایجاد می کند.

رعد و برق یک پدیده جوی فاجعه بار در نظر گرفته می شود. آنها زمانی رخ می دهند که هوای گرم و مرطوب خیلی سریع بالا می رود. در مرز مناطق گرمسیری و نیمه گرمسیری، رعد و برق 90-100 روز در سال، در منطقه معتدل 10-30 روز رخ می دهد. در کشور ما بیشترین تعداد رعد و برق در قفقاز شمالی رخ می دهد.

رعد و برق معمولا کمتر از یک ساعت طول می کشد. به ویژه خطرات شدید باران، تگرگ، صاعقه، وزش باد و جریان های عمودی هوا هستند. خطر تگرگ با توجه به اندازه تگرگ تعیین می شود. در قفقاز شمالی، جرم تگرگ یک بار به 0.5 کیلوگرم می رسید و در هند، تگرگ به وزن 7 کیلوگرم ثبت شد. شهری-خطرناک ترین مناطق کشور ما در قفقاز شمالی قرار دارد. در جولای 1992، تگرگ به 18 هواپیما در فرودگاه Mineralnye Vody آسیب رساند.

از پدیده های خطرناک جوی می توان به رعد و برق اشاره کرد. آنها مردم، دام ها را می کشند، باعث آتش سوزی می شوند و به شبکه برق آسیب می رسانند. سالانه حدود 10000 نفر بر اثر رعد و برق و عواقب آن در سراسر جهان جان خود را از دست می دهند. علاوه بر این، در برخی مناطق آفریقا، فرانسه و ایالات متحده آمریکا، تعداد قربانیان صاعقه بیشتر از سایر پدیده های طبیعی است. خسارت اقتصادی سالانه طوفان های تندری در ایالات متحده حداقل 700 میلیون دلار است.

خشکسالی برای مناطق بیابانی، استپی و جنگلی-استپی معمول است. کمبود بارندگی باعث خشک شدن خاک، کاهش سطح آب های زیرزمینی و مخازن تا خشک شدن کامل آنها می شود. کمبود رطوبت منجر به مرگ گیاهان و محصولات می شود. خشکسالی به ویژه در آفریقا، خاور نزدیک و میانه، آسیای مرکزی و جنوب آمریکای شمالی شدید است.

خشکسالی از طریق فرآیندهایی مانند شور شدن خاک، بادهای خشک، طوفان های گرد و غبار، فرسایش خاک و آتش سوزی جنگل ها، شرایط زندگی انسان را تغییر می دهد و بر محیط طبیعی تأثیر نامطلوب می گذارد. آتش‌سوزی‌ها به ویژه در هنگام خشکسالی در مناطق تایگا، جنگل‌های گرمسیری و نیمه گرمسیری و ساوانا شدیدتر می‌شوند.

خشکسالی فرآیندهای کوتاه مدتی است که یک فصل به طول می انجامد. هنگامی که خشکسالی بیش از دو فصل طول می کشد، خطر قحطی و مرگ و میر دسته جمعی وجود دارد. به طور معمول، خشکسالی یک یا چند کشور را تحت تاثیر قرار می دهد. خشکسالی های طولانی مدت با پیامدهای غم انگیز به ویژه اغلب در منطقه ساحل آفریقا رخ می دهد.

پدیده‌های جوی مانند بارش برف، باران‌های شدید کوتاه‌مدت و باران‌های طولانی مدت خسارات زیادی به بار می‌آورند. بارش برف باعث ریزش بهمن های عظیم در کوه ها می شود و آب شدن سریع برف های ریزش شده و بارندگی های طولانی منجر به سیل می شود. ریزش توده عظیم آب بر سطح زمین به ویژه در مناطق بدون درخت باعث فرسایش شدید خاک می شود. رشد شدیدی از سیستم های پرتو خندقی وجود دارد. سیل ها در نتیجه سیل های بزرگ در طول دوره های بارش شدید یا آب زیاد پس از گرم شدن ناگهانی یا ذوب شدن بهاره برف رخ می دهند و بنابراین، منشأ پدیده های جوی هستند (در فصل نقش اکولوژیکی هیدروسفر مورد بحث قرار می گیرند).

تغییرات جوی انسانی

در حال حاضر، منابع انسانی مختلفی وجود دارد که باعث آلودگی هوا شده و منجر به اختلالات جدی در تعادل اکولوژیکی می شود. از نظر مقیاس، دو منبع بیشترین تأثیر را بر جو دارند: حمل و نقل و صنعت. به طور متوسط، حمل و نقل حدود 60٪ از کل میزان آلودگی جوی را تشکیل می دهد، صنعت - 15، انرژی حرارتی - 15، فن آوری برای از بین بردن زباله های خانگی و صنعتی - 10٪.

حمل و نقل بسته به سوخت مصرفی و انواع اکسید کننده ها، اکسیدهای نیتروژن، گوگرد، اکسیدها و دی اکسیدهای کربن، سرب و ترکیبات آن، دوده، بنزوپیرن (ماده ای از گروه هیدروکربن های آروماتیک چند حلقه ای را در جو منتشر می کند. یک سرطان زا قوی که باعث سرطان پوست می شود).

صنعت دی اکسید گوگرد، اکسیدها و دی اکسیدهای کربن، هیدروکربن ها، آمونیاک، سولفید هیدروژن، اسید سولفوریک، فنل، کلر، فلوئور و سایر ترکیبات شیمیایی را در جو منتشر می کند. اما جایگاه غالب در بین انتشار گازهای گلخانه ای (تا 85٪) توسط گرد و غبار اشغال شده است.

در نتیجه آلودگی، شفافیت اتمسفر تغییر می کند و باعث ایجاد ذرات معلق در هوا، مه دود و باران اسیدی می شود.

آئروسل ها سیستم های پراکنده ای هستند که از ذرات جامد یا قطرات مایع معلق در یک محیط گازی تشکیل شده اند. اندازه ذرات فاز پراکنده معمولاً 10 -3 -10 -7 سانتی متر است بسته به ترکیب فاز پراکنده، آئروسل ها به دو گروه تقسیم می شوند. یکی شامل آئروسل های متشکل از ذرات جامد پراکنده در یک محیط گازی، دوم شامل آئروسل هایی است که مخلوطی از فازهای گازی و مایع هستند. اولی دود نامیده می شود، و دومی - مه. در روند تشکیل آنها، مراکز تراکم نقش مهمی ایفا می کنند. خاکستر آتشفشانی، گرد و غبار کیهانی، محصولات انتشاری صنعتی، باکتری های مختلف و غیره به عنوان هسته های تراکم عمل می کنند. بنابراین، به عنوان مثال، هنگامی که چمن خشک در اثر آتش سوزی در مساحت 4000 متر مربع از بین می رود، به طور متوسط ​​11 * 10 22 هسته آئروسل تشکیل می شود.

ذرات آئروسل از لحظه ظهور سیاره ما شروع به شکل گیری کردند و بر شرایط طبیعی تأثیر گذاشتند. با این حال، کمیت و اعمال آنها، متعادل با چرخه عمومی مواد در طبیعت، تغییرات محیطی عمیقی ایجاد نکرد. عوامل انسانی تشکیل آنها این تعادل را به سمت بارهای بیوسفر قابل توجهی تغییر داده است. این ویژگی به ویژه از زمانی که بشر شروع به استفاده از ذرات معلق در هوا به شکل مواد سمی و برای محافظت از گیاهان کرد، مشهود بوده است.

خطرناک ترین برای پوشش گیاهی آئروسل های دی اکسید گوگرد، هیدروژن فلوراید و نیتروژن هستند. هنگامی که آنها با سطح مرطوب برگ تماس پیدا می کنند، اسیدهایی را تشکیل می دهند که تأثیر مخربی بر موجودات زنده دارند. مه های اسیدی همراه با هوای استنشاقی وارد اندام های تنفسی حیوانات و انسان شده و اثر تهاجمی بر روی غشاهای مخاطی دارند. برخی از آنها بافت زنده را تجزیه می کنند و آئروسل های رادیواکتیو باعث سرطان می شوند. در میان ایزوتوپ های رادیواکتیو، Sg 90 نه تنها به دلیل سرطان زایی آن، بلکه به عنوان آنالوگ کلسیم نیز خطرناک است و در استخوان های موجودات زنده جایگزین می شود و باعث تجزیه آنها می شود.

در طی انفجارهای هسته ای، ابرهای آئروسل رادیواکتیو در جو تشکیل می شوند. ذرات کوچک با شعاع 1 تا 10 میکرون نه تنها به لایه های فوقانی تروپوسفر، بلکه در استراتوسفر نیز می افتند، جایی که می توانند برای مدت طولانی در آنجا باقی بمانند. ابرهای آئروسل نیز در حین کار راکتورها در تاسیسات صنعتی که سوخت هسته ای تولید می کنند و همچنین در نتیجه حوادث در نیروگاه های هسته ای تشکیل می شوند.

دود مخلوطی از ذرات معلق در هوا با فازهای پراکنده مایع و جامد است که یک پرده مه آلود بر روی مناطق صنعتی و شهرهای بزرگ تشکیل می دهد.

سه نوع مه دود وجود دارد: یخی، مرطوب و خشک. مه دود یخ را دود آلاسکا می نامند. این ترکیبی از آلاینده های گازی با افزودن ذرات گرد و غبار و کریستال های یخ است که هنگام یخ زدن قطرات مه و بخار از سیستم های گرمایشی رخ می دهد.

مه دود مرطوب یا مه دود از نوع لندن، گاهی اوقات مه دود زمستانی نامیده می شود. این ترکیبی از آلاینده های گازی (عمدتا دی اکسید گوگرد)، ذرات گرد و غبار و قطرات مه است. پیش نیاز هواشناسی برای ظهور مه دود زمستانی، هوای بدون باد است که در آن لایه ای از هوای گرم در بالای لایه زمینی هوای سرد (زیر 700 متر) قرار دارد. در این مورد، نه تنها تبادل افقی، بلکه عمودی نیز وجود دارد. آلاینده ها که معمولاً در لایه های بالا پراکنده می شوند، در این مورد در لایه سطحی تجمع می یابند.

مه دود خشک در طول تابستان رخ می دهد و اغلب مه دود از نوع لس آنجلس نامیده می شود. این ترکیبی از ازن، مونوکسید کربن، اکسیدهای نیتروژن و بخارات اسیدی است. این مه دود در نتیجه تجزیه آلاینده ها توسط تابش خورشیدی به ویژه قسمت فرابنفش آن ایجاد می شود. پیش نیاز هواشناسی وارونگی اتمسفر است که در ظاهر لایه ای از هوای سرد بالای هوای گرم بیان می شود. به طور معمول، گازها و ذرات جامد بلند شده توسط جریان هوای گرم سپس به لایه های سرد بالایی پراکنده می شوند، اما در این مورد در لایه وارونگی تجمع می یابند. در فرآیند فوتولیز، دی اکسیدهای نیتروژن تشکیل شده در طی احتراق سوخت در موتورهای خودرو تجزیه می شوند:

NO 2 → NO + O

سپس سنتز ازن رخ می دهد:

O + O 2 + M → O 3 + M

NO + O → NO 2

فرآیندهای تفکیک نوری با درخشش زرد مایل به سبز همراه است.

علاوه بر این، واکنش هایی از این نوع رخ می دهد: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4، یعنی اسید سولفوریک قوی تشکیل می شود.

با تغییر شرایط هواشناسی (ظاهر باد یا تغییر رطوبت)، هوای سرد از بین می رود و مه دود از بین می رود.

وجود مواد سرطان زا در مه دود منجر به مشکلات تنفسی، تحریک غشاهای مخاطی، اختلالات گردش خون، خفگی آسم و اغلب مرگ می شود. دود مخصوصاً برای کودکان خردسال خطرناک است.

باران اسیدی بارش جوی است که توسط انتشارات صنعتی اکسیدهای گوگرد، نیتروژن و بخارات اسید پرکلریک و کلر محلول در آنها اسیدی می شود. در فرآیند سوزاندن زغال سنگ و گاز، بیشتر گوگرد موجود در آن، چه به صورت اکسید و چه در ترکیبات با آهن، به ویژه در پیریت، پیروتیت، کالکوپیریت و غیره، به اکسید گوگرد تبدیل می‌شود که در مجموع به اکسید گوگرد تبدیل می‌شود. با دی اکسید کربن، به جو منتشر می شود. هنگامی که نیتروژن اتمسفر و انتشارات فنی با اکسیژن ترکیب می شوند، اکسیدهای نیتروژن مختلفی تشکیل می شوند و حجم اکسیدهای نیتروژن تشکیل شده به دمای احتراق بستگی دارد. بخش عمده ای از اکسیدهای نیتروژن در حین کار وسایل نقلیه و لوکوموتیوهای دیزلی و بخش کوچکتری در بخش انرژی و شرکت های صنعتی رخ می دهد. اکسیدهای گوگرد و نیتروژن تشکیل دهنده اصلی اسید هستند. هنگام واکنش با اکسیژن اتمسفر و بخار آب موجود در آن، اسیدهای سولفوریک و نیتریک تشکیل می شوند.

مشخص است که تعادل اسید قلیایی محیط با مقدار pH تعیین می شود. یک محیط خنثی دارای مقدار pH 7، یک محیط اسیدی دارای مقدار pH 0، و یک محیط قلیایی دارای مقدار pH 14 است. بی طرف بود کاهش مقدار pH به میزان یک برابر با افزایش ده برابری اسیدیته است و بنابراین در حال حاضر باران با اسیدیته افزایش یافته تقریباً در همه جا می بارد. حداکثر اسیدیته باران ثبت شده در اروپای غربی 4-3.5 pH بود. باید در نظر داشت که مقدار pH 4-4.5 برای اکثر ماهی ها کشنده است.

باران اسیدی اثر تهاجمی بر پوشش گیاهی زمین، ساختمان های صنعتی و مسکونی دارد و به تسریع قابل توجه هوازدگی سنگ های در معرض خطر کمک می کند. افزایش اسیدیته از خود تنظیمی خنثی سازی خاک هایی که در آن مواد مغذی حل می شوند جلوگیری می کند. این به نوبه خود منجر به کاهش شدید عملکرد و تخریب پوشش گیاهی می شود. اسیدیته خاک باعث آزاد شدن خاک های سنگین متصل شده می شود که به تدریج توسط گیاهان جذب می شوند و باعث آسیب جدی به بافت و نفوذ به زنجیره غذایی انسان می شوند.

تغییر پتانسیل اسیدی قلیایی آبهای دریا به ویژه در آبهای کم عمق منجر به توقف تولیدمثل بسیاری از بی مهرگان، مرگ ماهی ها و برهم زدن تعادل اکولوژیکی در اقیانوس ها می شود.

در نتیجه باران اسیدی، جنگل‌های اروپای غربی، کشورهای بالتیک، کارلیا، اورال، سیبری و کانادا در خطر نابودی قرار دارند.

جو(از اتمس یونانی - بخار و اسفاریا - توپ) - پوسته هوای زمین که با آن می چرخد. توسعه جو ارتباط نزدیکی با فرآیندهای زمین شناسی و ژئوشیمیایی در سیاره ما و همچنین با فعالیت موجودات زنده داشت.

مرز پایین جو با سطح زمین منطبق است، زیرا هوا به کوچکترین منافذ خاک نفوذ می کند و حتی در آب نیز حل می شود.

مرز بالایی در ارتفاع 2000-3000 کیلومتری به تدریج به فضای بیرونی می گذرد.

به لطف جوی که حاوی اکسیژن است، حیات روی زمین امکان پذیر است. اکسیژن اتمسفر در فرآیند تنفس انسان، حیوانات و گیاهان استفاده می شود.

اگر جو وجود نداشت، زمین به اندازه ماه ساکت بود. بالاخره صدا ارتعاش ذرات هواست. رنگ آبی آسمان با این واقعیت توضیح داده می شود که پرتوهای خورشید که از جو عبور می کنند، مانند یک عدسی، به رنگ های تشکیل دهنده خود تجزیه می شوند. در این حالت پرتوهای رنگ های آبی و آبی بیشترین پراکندگی را دارند.

جو بیشتر اشعه ماوراء بنفش خورشید را به دام می اندازد که تأثیر مخربی بر موجودات زنده دارد. همچنین گرما را در نزدیکی سطح زمین حفظ می کند و از سرد شدن سیاره ما جلوگیری می کند.

ساختار جو

در اتمسفر، چندین لایه قابل تشخیص هستند که از نظر چگالی متفاوت هستند (شکل 1).

تروپوسفر

تروپوسفر- پایین ترین لایه جو، که ضخامت آن در بالای قطب ها 8-10 کیلومتر است، در عرض های جغرافیایی معتدل - 10-12 کیلومتر، و بالای خط استوا - 16-18 کیلومتر.

برنج. 1. ساختار جو زمین

هوا در تروپوسفر توسط سطح زمین، یعنی توسط خشکی و آب گرم می شود. بنابراین، دمای هوا در این لایه با ارتفاع به طور متوسط ​​0.6 درجه سانتیگراد به ازای هر 100 متر کاهش می یابد در مرز فوقانی تروپوسفر به 55- درجه سانتیگراد می رسد. در همان زمان، در منطقه استوا در مرز بالایی تروپوسفر، دمای هوا -70 درجه سانتیگراد و در منطقه قطب شمال -65 درجه سانتیگراد است.

حدود 80 درصد از جرم جو در تروپوسفر متمرکز است، تقریباً تمام بخار آب در آن قرار دارد، رعد و برق، طوفان، ابر و بارش رخ می دهد و حرکت عمودی (همرفت) و افقی (باد) هوا رخ می دهد.

می توان گفت که آب و هوا عمدتاً در تروپوسفر تشکیل می شود.

استراتوسفر

استراتوسفر- لایه ای از جو که در بالای تروپوسفر در ارتفاع 8 تا 50 کیلومتری قرار دارد. رنگ آسمان در این لایه بنفش به نظر می رسد که با رقیق بودن هوا توضیح داده می شود و به همین دلیل اشعه های خورشید تقریباً پراکنده نمی شوند.

20 درصد از جرم جو در استراتوسفر متمرکز شده است. هوا در این لایه کمیاب است، عملا بخار آب وجود ندارد و بنابراین تقریبا هیچ ابری و بارشی تشکیل نمی شود. با این حال جریان های هوای پایداری در استراتوسفر مشاهده می شود که سرعت آن به 300 کیلومتر در ساعت می رسد.

این لایه متمرکز است ازن(صفحه نمایش ازن، اوزونوسفر)، لایه ای که پرتوهای فرابنفش را جذب می کند و از رسیدن آنها به زمین جلوگیری می کند و در نتیجه از موجودات زنده روی سیاره ما محافظت می کند. به لطف ازن، دمای هوا در مرز بالایی استراتوسفر از 50- تا 4-55 درجه سانتیگراد متغیر است.

بین مزوسفر و استراتوسفر یک منطقه گذار وجود دارد - استراتوپوز.

مزوسفر

مزوسفر- لایه ای از جو واقع در ارتفاع 50-80 کیلومتری. چگالی هوا در اینجا 200 برابر کمتر از سطح زمین است. رنگ آسمان در مزوسفر سیاه به نظر می رسد و ستاره ها در طول روز قابل مشاهده هستند. دمای هوا به -75 (-90) درجه سانتیگراد کاهش می یابد.

در ارتفاع 80 کیلومتری آغاز می شود ترموسفردمای هوا در این لایه به شدت به ارتفاع 250 متر افزایش می یابد و سپس ثابت می شود: در ارتفاع 150 کیلومتری به 220-240 درجه سانتیگراد می رسد. در ارتفاع 500-600 کیلومتری بیش از 1500 درجه سانتیگراد است.

در مزوسفر و ترموسفر، تحت تأثیر پرتوهای کیهانی، مولکول های گاز به ذرات باردار (یونیزه) اتم ها متلاشی می شوند، بنابراین این قسمت از جو نامیده می شود. یون کره- لایه ای از هوای بسیار کمیاب، واقع در ارتفاع 50 تا 1000 کیلومتری، که عمدتاً از اتم های اکسیژن یونیزه، مولکول های اکسید نیتروژن و الکترون های آزاد تشکیل شده است. این لایه با الکتریسیته بالا مشخص می شود و امواج رادیویی بلند و متوسط ​​مانند یک آینه از آن منعکس می شود.

در یونوسفر، شفق های قطبی ظاهر می شوند - درخشش گازهای کمیاب تحت تأثیر ذرات باردار الکتریکی که از خورشید پرواز می کنند - و نوسانات شدید در میدان مغناطیسی مشاهده می شود.

اگزوسفر

اگزوسفر- لایه بیرونی جو واقع در بالای 1000 کیلومتر. به این لایه، کره پراکنده نیز می‌گویند، زیرا ذرات گاز با سرعت بالایی در اینجا حرکت می‌کنند و می‌توانند در فضای بیرونی پراکنده شوند.

ترکیب اتمسفر

جو مخلوطی از گازهای متشکل از نیتروژن (78.08٪)، اکسیژن (20.95٪)، دی اکسید کربن (0.03٪)، آرگون (0.93٪)، مقدار کمی هلیوم، نئون، زنون، کریپتون (0.01٪)، ازن و سایر گازها، اما محتوای آنها ناچیز است (جدول 1). ترکیب مدرن هوای زمین بیش از صد میلیون سال پیش ایجاد شد، اما با این وجود افزایش شدید فعالیت تولید انسان منجر به تغییر آن شد. در حال حاضر، مقدار CO 2 تقریباً 10-12٪ افزایش یافته است.

گازهایی که اتمسفر را تشکیل می دهند نقش های عملکردی مختلفی دارند. با این حال، اهمیت اصلی این گازها در درجه اول با این واقعیت تعیین می شود که آنها به شدت انرژی تابشی را جذب می کنند و در نتیجه تأثیر قابل توجهی بر رژیم دمایی سطح و جو زمین دارند.

جدول 1. ترکیب شیمیایی هوای خشک جوی نزدیک به سطح زمین

نیتروژن،رایج ترین گاز موجود در جو، از نظر شیمیایی غیر فعال است.

اکسیژنبر خلاف نیتروژن، عنصر شیمیایی بسیار فعال است. عملکرد خاص اکسیژن اکسیداسیون مواد آلی موجودات هتروتروف، سنگ ها و گازهای کمتر اکسید شده است که توسط آتشفشان ها به جو منتشر می شود. بدون اکسیژن، تجزیه مواد آلی مرده وجود نخواهد داشت.

نقش دی اکسید کربن در جو بسیار زیاد است. این ماده در نتیجه فرآیندهای احتراق، تنفس موجودات زنده و پوسیدگی وارد جو می شود و قبل از هر چیز ماده اصلی ساختمانی برای ایجاد مواد آلی در طول فتوسنتز است. علاوه بر این، توانایی دی اکسید کربن در انتقال تابش موج کوتاه خورشیدی و جذب بخشی از تابش امواج بلند حرارتی از اهمیت بالایی برخوردار است که به اصطلاح اثر گلخانه ای ایجاد می کند که در ادامه به آن پرداخته خواهد شد.

فرآیندهای جوی، به ویژه رژیم حرارتی استراتوسفر نیز تحت تأثیر قرار می گیرند ازناین گاز به عنوان جاذب طبیعی اشعه ماوراء بنفش خورشید عمل می کند و جذب تابش خورشیدی منجر به گرم شدن هوا می شود. مقادیر متوسط ​​ماهانه محتوای کل ازن در جو بسته به عرض جغرافیایی و زمان سال در محدوده 0.23-0.52 سانتی متر متفاوت است (این ضخامت لایه ازن در فشار و دمای زمین است). افزایش محتوای ازن از استوا به قطب ها و یک چرخه سالانه با حداقل در پاییز و حداکثر در بهار وجود دارد.

یک ویژگی مشخصه جو این است که محتوای گازهای اصلی (نیتروژن، اکسیژن، آرگون) با ارتفاع کمی تغییر می کند: در ارتفاع 65 کیلومتری جو، محتوای نیتروژن 86٪، اکسیژن - 19، آرگون - 0.91 است. ، در ارتفاع 95 کیلومتری - نیتروژن 77، اکسیژن - 21.3، آرگون - 0.82٪. ثبات ترکیب هوای اتمسفر به صورت عمودی و افقی با اختلاط آن حفظ می شود.

علاوه بر گازها، هوا حاوی بخار آبو ذرات جامددومی می تواند منشا طبیعی و مصنوعی (انسان زایی) داشته باشد. اینها گرده، کریستال های ریز نمک، گرد و غبار جاده و ناخالصی های آئروسل هستند. هنگامی که پرتوهای خورشید به پنجره نفوذ می کند، با چشم غیر مسلح دیده می شود.

به خصوص ذرات معلق زیادی در هوای شهرها و مراکز صنعتی بزرگ وجود دارد، جایی که انتشار گازهای مضر و ناخالصی های آنها در هنگام احتراق سوخت به آئروسل ها اضافه می شود.

غلظت ذرات معلق در هوا شفافیت هوا را تعیین می کند که بر تابش خورشیدی که به سطح زمین می رسد تأثیر می گذارد. بزرگترین ذرات معلق در هوا هسته های تراکم (از لات. متراکم شدن- تراکم، ضخیم شدن) - به تبدیل بخار آب به قطرات آب کمک می کند.

اهمیت بخار آب در درجه اول با این واقعیت تعیین می شود که تابش حرارتی موج بلند از سطح زمین را به تاخیر می اندازد. نشان دهنده پیوند اصلی چرخه های رطوبت بزرگ و کوچک است. دمای هوا را در هنگام تراکم بسترهای آب افزایش می دهد.

مقدار بخار آب موجود در جو در زمان و مکان متفاوت است. بنابراین، غلظت بخار آب در سطح زمین از 3٪ در مناطق استوایی تا 2-10 (15)٪ در قطب جنوب متغیر است.

میانگین مقدار بخار آب در ستون عمودی جو در عرض های جغرافیایی معتدل حدود 1.6-1.7 سانتی متر است (این ضخامت لایه بخار آب متراکم است). اطلاعات مربوط به بخار آب در لایه های مختلف جو متناقض است. برای مثال فرض بر این بود که در محدوده ارتفاعی بین 20 تا 30 کیلومتر، رطوبت ویژه با افزایش ارتفاع به شدت افزایش می یابد. با این حال، اندازه گیری های بعدی خشکی بیشتر استراتوسفر را نشان می دهد. ظاهراً رطوبت ویژه در استراتوسفر کمی به ارتفاع بستگی دارد و 4-2 میلی گرم بر کیلوگرم است.

تغییرپذیری محتوای بخار آب در تروپوسفر توسط تعامل فرآیندهای تبخیر، تراکم و حمل و نقل افقی تعیین می شود. در اثر متراکم شدن بخار آب، ابرها تشکیل شده و نزولات جوی به صورت باران، تگرگ و برف می بارد.

فرآیندهای انتقال فاز آب عمدتاً در تروپوسفر اتفاق می‌افتد، به همین دلیل است که ابرها در استراتوسفر (در ارتفاعات 20-30 کیلومتری) و مزوسفر (نزدیک مزوپوز)، که مرواریدی و نقره‌ای نامیده می‌شوند، نسبتاً نادر مشاهده می‌شوند، در حالی که ابرهای تروپوسفری اغلب حدود 50 درصد از سطح زمین را پوشش می دهد.

مقدار بخار آب موجود در هوا به دمای هوا بستگی دارد.

1 متر مکعب هوا در دمای -20 درجه سانتیگراد نمی تواند بیش از 1 گرم آب داشته باشد. در دمای 0 درجه سانتیگراد - حداکثر 5 گرم؛ در +10 درجه سانتیگراد - حداکثر 9 گرم؛ در +30 درجه سانتیگراد - حداکثر 30 گرم آب.

نتیجه:هر چه دمای هوا بالاتر باشد، بخار آب بیشتری می تواند داشته باشد.

هوا ممکن است باشد ثروتمندو اشباع نشدهبخار آب. بنابراین، اگر در دمای +30 درجه سانتیگراد، 1 متر مکعب هوا حاوی 15 گرم بخار آب باشد، هوا از بخار آب اشباع نشده است. اگر 30 گرم - اشباع شده است.

رطوبت مطلق- این مقدار بخار آب موجود در 1 متر مکعب هوا است. بر حسب گرم بیان می شود. به عنوان مثال، اگر بگویند "رطوبت مطلق 15 است"، به این معنی است که 1 متر لیتر حاوی 15 گرم بخار آب است.

رطوبت نسبی- این نسبت (در درصد) محتوای واقعی بخار آب در 1 متر مکعب هوا به مقدار بخار آبی است که می تواند در 1 متر لیتر در دمای معین وجود داشته باشد. به عنوان مثال، اگر رادیو یک گزارش آب و هوا پخش کند که رطوبت نسبی آن 70٪ است، به این معنی است که هوا حاوی 70٪ بخار آبی است که می تواند در آن دما نگه دارد.

هر چه رطوبت نسبی بیشتر باشد، یعنی هر چه هوا به حالت اشباع نزدیکتر باشد، احتمال بارش بیشتر است.

رطوبت نسبی هوا همیشه بالا (تا 90٪) در منطقه استوایی مشاهده می شود، زیرا دمای هوا در آنجا در طول سال بالا باقی می ماند و تبخیر زیادی از سطح اقیانوس ها رخ می دهد. رطوبت نسبی نیز در نواحی قطبی زیاد است، اما به این دلیل که در دماهای پایین حتی مقدار کمی بخار آب، هوا را اشباع یا نزدیک به اشباع می کند. در عرض های جغرافیایی معتدل، رطوبت نسبی با فصول متفاوت است - در زمستان بیشتر و در تابستان کمتر است.

رطوبت نسبی هوا در بیابان ها به ویژه پایین است: 1 متر مربع از هوا در آنجا دو تا سه برابر کمتر از آنچه در دمای معین ممکن است بخار آب دارد.

برای اندازه گیری رطوبت نسبی از رطوبت سنج استفاده می شود (از یونانی hygros - wet و metreco - I اندازه می کنم).

هنگامی که هوای اشباع شده سرد می شود، نمی تواند همان مقدار بخار آب را حفظ کند، غلیظ می شود (تراکم می شود) و به قطرات مه تبدیل می شود. مه را می توان در تابستان در یک شب صاف و خنک مشاهده کرد.

ابرها- این همان مه است، فقط نه در سطح زمین، بلکه در ارتفاع معینی تشکیل می شود. با بالا آمدن هوا سرد می شود و بخار آب موجود در آن متراکم می شود. قطرات ریز آب حاصل، ابرها را تشکیل می دهند.

تشکیل ابر نیز شامل می شود ذرات معلقدر تروپوسفر معلق است.

ابرها می توانند اشکال مختلفی داشته باشند که به شرایط شکل گیری آنها بستگی دارد (جدول 14).

پست ترین و سنگین ترین ابرها لایه لایه هستند. آنها در ارتفاع 2 کیلومتری از سطح زمین قرار دارند. در ارتفاع 2 تا 8 کیلومتری می توان ابرهای کومولوس زیباتری را مشاهده کرد. بلندترین و سبک ترین آنها ابرهای سیروس هستند. آنها در ارتفاع 8 تا 18 کیلومتری از سطح زمین قرار دارند.

حفاظت اتمسفر

منابع اصلی شرکت های صنعتی و خودروها هستند. در شهرهای بزرگ مشکل آلودگی گاز در مسیرهای اصلی حمل و نقل بسیار حاد است. به همین دلیل است که بسیاری از شهرهای بزرگ جهان، از جمله کشور ما، کنترل زیست محیطی سمیت گازهای خروجی اگزوز خودروها را معرفی کرده اند. به گفته کارشناسان، دود و گرد و غبار موجود در هوا می تواند عرضه انرژی خورشیدی به سطح زمین را به نصف کاهش دهد که منجر به تغییر شرایط طبیعی می شود.