تحقیق در مورد اتمسفر زمین

بخشی از مقاله

اتمسفر زمين

احتمالا اتمسفر حال حاضر زمين آن اتمسفر اوليه نيست . اتمسفر جاري ما را شيميدانهاي اتمسفر اکسيداسيون مي خوانند ،در حاليکه اتمسفر اوليه را شيميدانها اتمسفر در حال کاهش مي خواندند. مشخصا گويا اتمسفر اوليه در بر دارنده اکسيژن نبوده است.

ترکيب اتمسفر
اتمسفر اوليه ممکن است مشابه ترکيب سحابي خورشيدي 0توده هاي عظيم گاز و گرد و غبار ما بين فواصل ستارگان راه شيري) و نزديک به ترکيب حاضر سياره هاي بزرگ گازي بوده است ، اگر چه اين بستگي به جزئيات فشرده شدن سيارات از سحابي هاي خورشيدي دارد. آن اتمسفر در فضا گم شده بود و با گاز خارج خارج شده از پوستر و يا (در برخي از تئوريهاي اخير ) بيشتر اتمسفر ممکن است از برخوردهاي دنباله دارها و ديگر مواد با فشار بخار زياد جابجا شده است. اکسيژن موجود در اتمسفر که جزء خصوصيات ان است بوسيله گياهان تهيه شده است. (خزه دريايي سبز – آبي و يا سيانو باکتري ) بنابراين ، ترکيب حال حاضر اتمسفر شامل 7960 نيتروژن ، 25% اکسيژن و 1% گازهاي ديگر مي باشد.

لايه هاي اتمسفر
همانند آنچه در مشکل زير نشان داده است ممکن است اتمسفر زمين به چندين لايه مجزا تقسيم بشود.
لايه هاي اتمسفر زمين

تروتسفر : تروتسفر جايي است که همه آب و هواها واقع مي شوند. آن منطقه بالا و پايين رفتن بسته هاي هوا مي باشد. فشار هوا در بالاي تروتسفر فقط 100% سطح دريا مي باشد. منطقه حائل نازکي بين تروتسفر و لايه بعدي وجود دارد تروپوپاز خوانده مي شود.

لايه ازن و استراتوسفر : در بالاي تروپسوسفر ، استراتوسفر قرار دارد که جريان هوايي تقريبا افقي است. لايه نازک ازن در استراتوسفر بالايي داراي فشردگي بالايي از ازن است. که به شکل اکسيژن يافته است. وظيفه اصلي اين لايه جذب اشعه ماوراء بنفش خورشيد است. تشکيل اين لايه يک وضعيت حساس است. از آنجايي که فقط مي تواند ازن شکل گيرد و از جريان شديد اشعه ماوراء بنفش و از رسيدن آن به سطح زمين جلوگيري به عمل آورد که که اکسيژن توليد شده باشد. که اين اشعه براي سير تکاملي يک خطر محسوب مي شود. در حال حاضر اين نگراني وجود دارد که ترکيبات فلئور کربن ساخته دست بشر ممکن است لايه ازن را از بين ببرد. و همچنين براي نتايج مهلکي که براي آينده زندگي بشر رخ مي دهد نگراني هايي موجود است.

مزوسفر و يونوسفر
در بالاي استراتوسفر مزوسفر است و در بالاي آن نيز يونوسفر (يا ترموسفر ) است که خيلي از اتمها يونيزه شده اند. (يا الکترونها را از دست داده اند و يا با آنها تقويت شده اند بنابراين داراي بار الکتريکي خالص هستند). يونوسفر خيلي نازک است اما جايي است که شفق قطبي رخ مي دهد و مسئوليت جذب پر انرژي ترين فوتون ها از خورشيد را بر عهده دارد. از وظايف ديگر آن انعکاس امواج راديويي که بدان وسيله ارتباطات راديويي دور و بر را ممکن مي سازد مي باشد. ساختار يونوسفر بوسيله باد ذره باردار شده خورشيدي (باد سحابي) قويا

تحت تاثير قرار مي گيرند ، که به نوبت بوسيله سطح فعاليت خورشيدي کنترل مي شوند. يک اندازه از ساختار يونوسفر چگالي الکترون آزاد است ، که شاخصي از ميزان يونيزاسيون است. در اينجا نقشه هاي شمارش چگالي الکترون يونوسفر براي ماههاي 1957 تاکنون موجود است. اين شبيه سازي هاي متغير با ماه يونوسفر را براي سال 1995 (دوره اي از فعاليت خورشيدي بالا با لکه هاي خورشيدي زياد) و 1996 (دوره اي از فعاليت خورشيدي کم با لکه هاي خورشيدي کم ) مقايسه کنيد.
چگالي الکترون : انيميشن هاي مجاور تغييرات يونوسفر در ماه را در دو سال متفاوت شبيه سازي مي کند.

1- (تصوير بالايي ) سال 1990 که دوره فعاليت هاي خورشيدي بالا با لکه هاي خورشيدي زياد است(150)
2- (تصوير پاييني ) سال 1996، که دوره فعاليت خورشيدي پايين با لکه هاي خورشيدي کم (10) مي باشد. رسم ها شمارش چگالي الکترون را نشان مي دهد که شاخص مقدار يونيزاسيون در اتمسفر هستند. زردها و قرمزها يونيزاسيون بزرگتر و آبي ها و سبزها يونيزاسيون کوچکتر را نشان مي دهند. به تفاوت هاي ذاتي متفاوت در اين دو انيميشن توجه کنيد ، با يونيزاسيون جوي قوي تر در تصوير بالايي (خورشيد فعال سال 1990) نسبت به تصوير پايين تر (خورشيد کامل سال 1996)

تصاوير مجاور بر اساس نقشه هاي شمارش چگالي الکترون يونوسفر براي ماههاي سال 1957 تا بحال هستند. انيميشن هاي بيش تر را مي توانيد در راهنماي NOAA (آژانسي در ساختمان تجارت که نقشه اقيانوسها را ترسيم مي کند و از منابع حياتي آنها محافظت مي کند) بيابيد. به تفاوتهاي ذاتي ميان اين دو انيميشن توجه کنيد که مرتبط با تاثير قوي فعاليت خورشيدي روي ساختار يونوسفر زمين است.

ترکيبات اتمسفر
هوا مخلوطي از گازهاي مختلف است. گر چه اتمسفر زمين ظاهرا به دليل ماهيت گازي شکل خود بي وزن به نظر ميرسداما در واقع داراي جرمي به مقدار تن مي باشد. به استثناي بخار آب نسبت اختلاط گازهاي تشکيل دهنده هوا تا ارتفاع 60 کيلومتري تقريبا ثابت است. حدود 99 درصد حجم هواي زمين را دو گاز عمده ازت و اکسيژن تشکيل مي دهد که ازت 78 درصد ، پيکره اصلي اتمسفر زمين مي باشد بعد از آن اکسيژن قرار دارد و ساير گازها فقط يک درصد حجم آن را شامل مي شوند. جدول گازهاي تشکيل دهنده اتمسفر را در يک هواي خشک (بدون بخار آب و آلاينده ها) به صورتهاي حجمي و جرمي نشان مي دهد که معمولا تقسيم بندي حجمي آن متداولتر است. اگر سهم بخار آب موجود در اتمسفر را نيز در اين

تقسيم بندي دخالت دهيم اين نسبتها ثابت نخواهد بود زيرا دماي لايه هاي پايين جو هميشه در حال تغيير بوده و با رسيدن دما به نقطه ميعان و تبديل بخار به مايع ، درصد حجمي بخار آب در جو تغيير خواهد کرد. در مقياس جهاني به طور متوسط يک درصد حجم اتمسفر زمين را بخار آب تشکيل مي دهد ، اما عملا ممکن است در يک مکان ، هوا فاقد بخار آب و در نقطه ديگر تا 4 درصد بخار آب وجود داشته باشد. گر چه وزن مولکولي بخار آب از وزن ساير عناصر تشکيل دهنده جو کمتر است ، با اين وجود بخار آب عمدتا در لايه هاي پايين جو متمرکز مي باشد. بيشترين مقدار بخار آب در لايه مجاور سطح زمين بوده و با افزايش ارتفاع به شدت از ميزان آن کاسته مي شود. بالا بودن مقدار بخار آب در نزديکي سطح زمين به دو علت است يکي به دليل وجود اقيانوسها که منبع اصلي تامين بخار آب است و ديگري سرد بودن لايه هاي فوقاني جو که مانع از نفوذ و نگهداشت بخار آب مي شود.

جالب است بدانيم که مقدار دي اکسيد کربن موجود در اتمسفر زمين در طول سالهاي گذشته اندکي افزايش پيدا کرده است. داده هاي مربوط به اندازه گيري ميزان در هوا از سال 1860 تا 1950 نشان مي دهد. که از سال 1900 به بعد در طي 50 سال 9 درصد بر مقدار گاز کربنيک هوا افزوده شده است.
بخشي از اين افزايش به دليل مصرف زياد سوختهاي فسيلي است که نتيجه آزاد شدن گاز است . روند افزايشي گاز در سالهاي اخير (از 1950 تا سال 2000 ) شديدتر بوده است. که پاره اي از ناهنجاريهاي اقليمي به آن نسبت داده مي شود.

ترکيب حجمي و جرمي هواي خشک
نوع گاز درصد حجمي درصد جرمي
ازت 084/78 75151
اکسيژن 946/20 15/23
آرگون 934/0 28/1
دي اکسيد کربن 033/0 046/0

ساختمان و ترکيبات
جو را تشکيل از يک سري لايه جداگانه مي توان در نظر گرفت که با چگونگي دماي هوا در ارتفاعات مختلف از يکديگر جدا مي شوند. براي يک جو استاندارد ، اين لايه ها تقريبا به ترتيب زير از يکديگر تفکيک مي شوند. شکل (1-1) با ضخامت هاي متوسط.
ورد سپهر : لايه بسيار متغير که به طور متوسط ارتفاع آن از حدود 8 کيلومتر در قطب تا 16 کيلومتر در استوا تغيير مي کند. اين تغييرات تابعي از زمان و مکان مي باشد.
وردايست: مرز بين ورد سپهر و پوش سپهر است که شيب تغييرات دما در آن تغيير جهت مي دهد.

پوش سپهر : از مرز وردايست تا ارتفاع 47 کيلومتر.
پوش ايست: از انتهاي پوش سپهر تا 52 کيلومتر.
ميان سپهر : از 52 کيلومتر تا 83 کيلومتر.
ميان ايست: تا ارتفاع 93 کيلومتري از سطح زمين.
گرم سپهر : از ارتفاع 93 کيلومتري به بالا.

لازم به توضيح است که لايه هاي فوق از نظر ضخامت و تغييرات دما تا حدودي به عرض جغرافيايي محل بستگي داشته است.
بيشترين توجه هواشناسها بر روي ورد سپهر متمرکز است زيرا اغلب فعل و انفعالاتي که ما آنها را تغييرات هوا مي ناميم در اين لايه صورت مي گيرد. مي توان گفت که تقريبا تمامي ابرها و تحقيقا تمامي بارندگيها و همچنين طوفانها در اين ناحيه از جو متولد مي شوند. اين امر باعث شده است که ورد سپهر را کره هوا بنامند.
قسمت اعظم ضخامت جو در اطراف زمين از مخلوط گازهاي دايمي تشکيل شده است که هواي خشک ناميده مي شوند. هوا و ديگري نيز در جو وجود دارند که مقدار آنها متغير است.
اين مواد شامل : بخار آب ، مواد آلي و معدني از قبيل گرد و غبار ، دود و ساير آلوده کننده هايند. هواغي خشک خالص که کاملا شفاف و بدون بو است از 78% نيتروژن ، 21% اکسيژن ، 1% آرگون و 3% دي اکسيد کربن و مقداري از گازهاي ديگري همچون هيدروژن ، ازن ، نئون و... تشکييل شده است.

از اين گازها دايمي جو، دي اکسيد کربن به علت جذب برخي از تشعشعات ساطع شده از زمين و تابش مجدد آنها به طرف زمين از اهميت اقليمي خاص برخوردار است. اين گاز به طور پيوسته توسط سبزينه ها تنفس و توسط جانوران توليد مي شوند. با سوختن برخي از مواد فسيلي ، فعاليت آتشفشانها و استهلاک خاک نيز مقادير زيادي از اين گاز توليد مي شود.
بخار آب نيز که شفاف و بي بو است حجم بسيار متغيري را در جو به خود اختصاص مي دهد. اين حجم از تقريبا صفر در نواحي مرتفع و سرد جو تا حدود 3تا 4% حجم کل هوا در نزديک سطح و در نواحي گرم و مرطوب تغيير مي کند. از آنجا که بخار از طريق تبخير آب در سطوح خشکي و دريا به آسمان مي رود ، به ناچار در نواحي کم ارتفاع سطح زمين تجمع مي يابد .

اهميت بخار آب بيشتر از آن چيزي است که درصد حضور آن نشان مي دهد زيرا نه تنها باعث ايجاد ابر و بارندگي مي شود بلکه مقدار زيادي از اشعه خورشيد و اشعه ساطع شده از سطح زمين را جذب و يا پراشيده مي کند. علاوه بر اين مقدار زيادي گرما که جهت تبخير مورد استفاده قرار گرفته است در زمان ميعان دوباره در جو آزاد مي شود. بنابراين مي توان از بخار آب به عنوان عامل اصلي انتقال انرژي در جو نام برد. جو از طريق برخي از خواص شيميايي و فيزيکي گازهاي تشکيل دهنده خود مي تواند انرژي خورشيدي تابش شده به سمت زمين را نيز کنترل کند. براي مثال گاز ازن که بيشترين غلظت را در فاصله 20 تا 35 کيلومتري از سطح زمين دارد به عنوان يک سپر محافظ در مقابل اشعه کشنده فوق بنفش خورشيد عمل مي کند. برخي از ناخالصي هاي موجود در جو نقش بسيار مهمي در تشکيل ابر و ايجاد بارندگي ايفا مي کنند. اين ذارت ناخالصي در هوا باعث مي شوند که ذرات آب در روي آنها به مايع تبديل شده و هسته اي براي اين فرايند باشند.

لايه ديگري که در تعريف هاي فوق بيان نشده و از نظر مخابرات داراي اهميت است لايه يون سپهر نام داشته و در ارتفاع بين 80 تا 400 کيلومتري قرار مي گيرد. در اين لايه اتمهاي نيتروژن و اکسيژن با جذب طول موجهاي کوتاه اشعه خورشيدي يونيزه مي شوند. در نتيجه ضخامت اين لايه در طول روز بيشتر از ضخامت آن در طول تاريکي است.

از نظر الکتريکي يون سپهر به سه لايه اصلي F,E,D تقسيم مي شود. در هر حال ، يون سپهر اثر چنداني در تغييرات هوا ندارد و تنها تاثيري که ممکن است در زندگي روزمره ما داشته باشد اثر آن بر روي بر روي دريافت امواج راديويي مي باشد. براي توضيح بيشتر اين موضوع ، استفاده از راديو را در شب و روز مثال مي زنيم. بدين ترتيب که ايستگاهي را که در شب به راحتي و وضوح دريافت مي کنيد. در طول روز قادر به دريافت علايم آن ايستگاه نخواهيد بود. علت اين در لايه F يون سپهر مي باشد. بدين ترتيب که اين لايه که در طول شب و روز وجود دارد مسئول بازتاب امواج AM راديو مي باشد. از طرف ديگر اين امواج توسط لايه D که فقط در طول روز وجود دارد جذب مي شوند. در نتيجه اين امواج تنها در طول شب قادر به رسيدن به لايه F و بازتاب بر روي آن هستند.

چگالي و فشار
از آنجا که گازهاي موجود در جو تراکم پذيرند با افزايش ارتفاع او در نتيجه کم شدن فشار هوا مطابق قانون هيدرواستاتيک چگالي هوا کاهش مي يابد. بدين ترتيب مي توان گفت که 75% جرم هوا در ناحيه ورد سپهر متمرکز است در سطح آبهاي آزاد فشار استاندارد جو برابر با 2/1013 هکتو پاسکال است. البته لازم به توضيح است که نيروي ناشي از اين فشار از جهات مختلف بر بدن اثر کرده يکديگر را خنثي مي کنند و در نتيجه آسيبي به بدن وارد نمي شود. با افزايش ارتفاع ، فشار هوا کاهش مي يابد. (شکل 1-2)

دما

دما در ورد سپهر اغلب با افزايش ارتفاع کاهش مي يابد. شيب خط در شکل 1-1 آهنگ اين کاهش را نشان مي دهد. از آنجايي که اين شيب به دماي هوا بستگي دارد بنام آهنگ کاهش دماي محيط (ELR) معروف شده است. براي شرايط يک جو استاندارد که در آن دماي سطح C15 مي باشد. ELR براي 6/5C در هر يک کيلومتر است. بدين معني که به طور متوسط با هر کيلومتر صعود6/5C دما کاهش مي يابد. لايه ورد ايست که حد فاصل بين ورود سپهر و پوش سپهر است با ELR برابر با يا کمتر معرفي مي شود. در يک جو استاندارد ، موقعيت وردايست در ارتفاع 12 کيلومتري تعريف مي شود ولي در شرايط واقعي اين ارتفاع 12 کيلومتري تعريف مي شود ولي در شرايط واقعي اين ارتفاع از 16 کيلومتر در نواحي مدار گاني تا حدود 9 کيلومتر در نواحي قطبي متغير است. گهگاه ارتفاع مي افتد که در لايه هاي کم عمق از ورد سپهر دما با ارتفاع افزايش مي يابد. اين وضعيت را که در آن elr منفي است(وارونگي دما) مي نامند. که اغلب در فصل زمستان و نزديک سطح خشکي زمين در اثر تابش شبانه ايجاد مي شود.

ساختمان عمودي اتمسفر
فشار اتمسفر : عبارت است از وزن ستون عمودي از هوا در بالاي محلي معين و نسبت به ارتفاع کاهش مي يابد. هر قدر بالاتر مي رويم از سرعت رقيق شدن هوا کاسته مي شود. حجم اتمسفر متراکم در جهت عمودي و حجم آن در جهت افقي يکسان نيست. طبق محاسبه روي کره اي به قطر يک متر قسمتي که مورد توجه جو شناسان است. تنها ايجاد اتمسفر متناسب مي شود که معمولا آن را اتمسفر استاندارد مي گويند.
درجه گرما و تقسيمات مهم اتمسفر

معمولا در عرض هاي متوسط از 11تا 12 کيلومتري کاهش درجه حرارت دفعتا قطع شده و گرما روبه افزايش مي گذارد. آنجا يک گسستگي وجود دارد که به تروپوپوز معروف است و قسمت زيرين اتمسفر را که به تروپوسفر موسوم است محدود مي کند.

تروپوسفر :
در مجاورت سطح زمين تا 2يا3 کيلومتر منحني هاي حرارتي بر حسب نواحي هوايي که حکمفرماست حالات متغيري به خود مي گيرند به دليل وجود هواي آشفته اين قسمت از اتمسفر را طبقه آشفته گويند زيرا در اثر مالش در روي پوشش نباتي و به خصوص در روي موانع ناهمواري ها گرد بادهاي متعددي ايجاد مي شود ولي در صورت آرام بودن هوا اختلاط آن نيز کمتر است و وضع منفي حرارتي در اکثر موارد به خصوص در صورت وقوع درجه حرارت معکوس که به صورت اعتاي ويژه اي روي گرافيک درجه حرارت ظاهر مي گردد متغير است. طبقه زيرين در نتيجه اعمال مکانيکي گردبادها يا در نتيجه اثرات تشعشعي ناشي از پرتوافکني زمين تحت تاثير سطح زمين قرار گرفته طبقه جغرافيايي ناميده مي شود. اين طبقه در قسمت بالا به وسيله درجه حرارت معکوس ختم مي شود. در اين سطح آلودگي هوا گرد و غبار حاصله از خاک و قطرات زير پوشش ابري متوقف مي شوند. سطح مزبور را بطور عاميانه طبقه آلوده مي نامند. به طرف بالا تا مرز تروپوسفر از اتمسفر آزاد بسيار زلال و يکنواخت تشکيل يافته است.

تروپوپز
مرز فوقاني تروپوسفر است که در عرض جغرافيايي معين سطح متوسط آن ثابت نيست و خيل کم تغيير مي کند. معمولا ارتفاع آن در تابستان بيشتر از زمستان است اختلاف فصلي 1 تا5/1 کيلومتر تجاوز نمي کند ولي تغييرات ارتفاع تروپوپز در جهت نصف النهاري خيلي زياد است به طوري که از کمتر از 6 کيلومتر در قطب تا 18 کيلومتر در استوا ديده شده است. در تروپوسفر ضخيم استوا کاهش درجه حرارت نسبت به ارتفاع بيشتر از تروپوسفر نازک قطب است. به همين علت حد متوسط درجه حرارت در سطح تروپوپز و يا در استراتوسفر زيرين نواحي استوايي نسبت به استراتوسفر زيرين نواحي قطب کمتر است. 80يا 85 درجه سانتي گراد در مقابل 45 تا 50 درجه سانتي گراد در عرض هاي متوسط که تروپوپز در ارتفاع 11 يا 12 کيلومتري جايگزين مي شود درجه حرارت در حدود 55 تا 60 درجه سانتي گراد است. به طور کلي توزيع جغرافيايي درجه حرارت در سطح تروپوپز در جهت عکس پراکندگي آن در سطح زمين است.
استراتوسفر

اين طبقه بيشتر از 60 کيلومتر ضخامت دارد و هواي روشن به خشک و بدون ابري را دارا مي باشد. جابجايي هوا در استراتوسفر گاهي خيلي سريع بوده و طبقات هوا اکثرا در جهت افقي و در روي هم حرکت مي کند.

رطوبت اتمسفر
در تروتروپوسفر هوا خشک نيست و پيوسته قسمت نسبتا مهمي از آب را به صورت گاز يعني بخار آب (غير قابل ديد) دارا مي باشد. از عوامل موثر در تنظيم تبخير در مرحله اول درجه حرارت و تشعشع مستقيم آفتاب را بايد در نظر گرفت به طوري که تغيير حالت فيزيکي آب مستلزم رسيدن کالري حرارت قابل ملاحظه اي است. سپس رطوبت اتمسفر در تنظيم تبخير دخالت مي کند و در نتيجه سرعت باد که موجب تهديد هوا مي شود . هوا يمرطوب را جانشين هواي خشک کرده و مي تواند بخار آب را آزاد نمايد بالاخره فشار يکي ديگر از عوامل موثر به شمار مي آيد به طوري که هر قدر کم باشد تبخير به همان اندازه بيشتر خواهد بود. تبخير مقداري از انرژي کالريفيک را مصرف کرده و موجب سرد شدن هوا مي شود در صورتي که نسيم معکوس يعني تراکم (گذر از حالت گازي به حالت مايع ) باعث رهايي مقداري از انرژي شد. در نتيجه درجه گرما افزايش مي يابد. (حرارت مخفي تراکم)

پايداري و ناپايداري در جهت عمودي

گراديان حرارتي اتمسفر در جهت عمودي از ترکيب عوامل تشعشعي و مبادله گرما در اثر تماس و به ويژه اختلاط حاصل مي شود. گراديان حرارتي که به وسيله سوندارهاي متعدد به دست مي آيد در تروپوسفر به خصوص در اتمسفر آزاد تقريبا ثابت است مقدار متوسط آن در حدود 5/6 درجه سانتي گراد در 1000 متر ارتفاع است. گراديان ؟ اتمسفر ممکن است بر حسب موارد کمتر يا بيشتر از ميزان سرد شدن (گرم شدن) پوسته هوايي مي باشد. که در طول عمودي جابجا مي شود از اختلاط درجه حرارت و در نتيجه تراکمي که بدين ترتيب حاصل مي شود پايداري و ناپايداري هوا صورت مي گيرد.

حرکات جانبي اتمسفر
اگر چه در نقاط مختلف کره زمين اختلافات فشار اتمسفر در جهت افقي از اختلاف فشار در جهت عمودي کمتر است ولي جابجايي افقي هوا از نظر وسعت و سرعت خود نسبت به حرکات عودي برتري دارد (به نسبت 100تا 1000بريک) چرا که وجود اندکي رطوبت در طبقه اتمسفر باعث مي شود که هوا در اثر سنگيني به سوي پايداري کشيده شود.
1- ميدان فشارهاي اتمسفري : پراکندگي فشار در سطح کره زمين – اگر بخواهيم نقشه تغييرات افقي فشار را يعني ميدان فشار را در سطح کره زمين ترسيم کنيم بايد از دو عامل مختل کننده آن صرف نظر کنيم :1- عامل ارتفاع 2- عامل نوسانات نيم روزانه فشار

عامل ارتفاع : براي اين کار کافيست که کاهش فشار را ميدان فشار را درارتفاعات ميزان و مقدار آن بر مبناي سطح دريا محاسبه کرد.
3- که به تغييرات روزانه درجه حرارت بستگي داشته و به ويژه در نواحي بين المدارين محسوس است بدين ترتيب از روي مقادير به دست آمده مي توان ازوبار (خطوط هم فشار را در روي نقشه ترسيم کرد اين بر حسب کم و زياد بودن گراديان فشار در جهت افقي خطوط هم فشار به هم نزديک يا دور هستند. بسته بودن خطوط هم فشار نشان مي دهد که پراکندگي فشار دما اتفاقي نيست. خطوط بسته واحدهاي هم فشاري را بنام فشارهاي زياد (آنتي سکلين يا حد اکثر بارومتريک) و فاشر هاي کم (دپرسيون يا حداقل بارومتريک يا سکلين) تشکيل مي دهند. از ترسيم خطوط هم ارزش نقشه اي مشابه نقشه توپوگرافي با منحني هاي ميزان به دست مي آيد. شکل 113

ارتفاع و ساختار اتمسفر
جو زمين ، پوشش عظيم گازي شکلي است که اطراف کره زمين قرار گرفته و حتي در سطح آن نيز نفوذ کرده است. هر قدر از سطح زمين دور شويم از غلظت هوا کاسته مي شود. به طوري که غلظت هوا در لايه هاي انتهايي آنقدر کم مي شود که جو به طور غير محسوس با جو خورشيد در هم مي آميزد. در ابتدا شدت کاهش غلظت هوا بسيار سريع است به طوري که 50 درصد جرم هوا در ارتفاع کمتر از 5/5 کيلومتري سطح زمين قرار دارد. و فقط نيمي از آنچه باقي مي ماند در 5/5 کيلومتر دوم متمرکز است. به عبارت ديگر ، سه چهارم جرم هوا در

ارتفاع کمتر از 11 کيلومتري سطح زمين متمرکز است. افزايش غلظت هوا در نزديک سطح زمين ، به دليل نيروي جاذبه زمين است. در دماي صفر درجه سانتي گراد و فشار 76 سانتي متر جيوه ، چگالي هوا در سطح زمين 3/1 کيلوگرم بر متر مکعب است. هر چند هوا در نقاط انتهايي جو به قدري رقيق است که حتي ايجاد وضعيت مشابه ان در آزمايشگاهها نيز امکان پذير نيست. اما باز هم در چنين ارتفاعي ذارت هوا وجود داشته که به صورت غير مستقيم قابل ديدباني و اندازه گيري است. به همين دليل ، ماهواره هايي که در مدارهايي به فاصله

صدم کيلومتر از زمين گردش مي کنند، حرکتشان به علت اصطکاک بارزات هوا کند شده و به طرف زمين کشيده مي شوند. ساختار اتمسفر را مي توان از ديدگاههاي مختلف مورد بررسي قرار دارد . يکي از معيارهايي که بر اساس آن از نظر تغييرات هوا و اثرات مستقيم گرما بسيار با اهميت مي باشد. لايه بندي ديگري نيز در ارتباط با يونيزاسيون (Ionization) يا وجود ذارت باردار اتمي در جو انجام مي گيرد. که به نوبه خود داراي اهميت مي باشد.