2 वायुमंडल की संरचना. पृथ्वी की सतह से क्रम में वायुमंडल की परतें

वायुमंडल हमारे ग्रह का गैसीय आवरण है, जो पृथ्वी के साथ-साथ घूमता है। वायुमंडल में मौजूद गैस को वायु कहा जाता है। वायुमंडल जलमंडल के संपर्क में है और आंशिक रूप से स्थलमंडल को कवर करता है। लेकिन ऊपरी सीमा निर्धारित करना कठिन है। यह परंपरागत रूप से स्वीकार किया जाता है कि वायुमंडल लगभग तीन हजार किलोमीटर तक ऊपर की ओर फैला हुआ है। वहां यह वायुहीन अंतरिक्ष में आसानी से प्रवाहित होता है।

पृथ्वी के वायुमंडल की रासायनिक संरचना

वायुमंडल की रासायनिक संरचना का निर्माण लगभग चार अरब वर्ष पहले शुरू हुआ था। प्रारंभ में, वायुमंडल में केवल हल्की गैसें - हीलियम और हाइड्रोजन शामिल थीं। वैज्ञानिकों के अनुसार, पृथ्वी के चारों ओर गैस के गोले के निर्माण के लिए प्रारंभिक शर्तें ज्वालामुखी विस्फोट थीं, जो लावा के साथ भारी मात्रा में गैसों का उत्सर्जन करती थीं। इसके बाद, जलीय स्थानों, जीवित जीवों और उनकी गतिविधियों के उत्पादों के साथ गैस विनिमय शुरू हुआ। हवा की संरचना धीरे-धीरे बदल गई और कई मिलियन वर्ष पहले अपने आधुनिक रूप में स्थिर हो गई।

वायुमंडल के मुख्य घटक नाइट्रोजन (लगभग 79%) और ऑक्सीजन (20%) हैं। शेष प्रतिशत (1%) निम्नलिखित गैसों से आता है: आर्गन, नियॉन, हीलियम, मीथेन, कार्बन डाइऑक्साइड, हाइड्रोजन, क्रिप्टन, क्सीनन, ओजोन, अमोनिया, सल्फर और नाइट्रोजन डाइऑक्साइड, नाइट्रस ऑक्साइड और कार्बन मोनोऑक्साइड, जो इसमें शामिल हैं एक प्रतिशत।

इसके अलावा, हवा में जल वाष्प और कण पदार्थ (पराग, धूल, नमक क्रिस्टल, एरोसोल अशुद्धियाँ) होते हैं।

हाल ही में, वैज्ञानिकों ने कुछ वायु अवयवों में गुणात्मक नहीं, बल्कि मात्रात्मक परिवर्तन देखा है। और इसका कारण है मनुष्य और उसकी गतिविधियाँ। अकेले पिछले 100 वर्षों में, कार्बन डाइऑक्साइड का स्तर काफी बढ़ गया है! यह कई समस्याओं से भरा है, जिनमें से सबसे वैश्विक समस्या जलवायु परिवर्तन है।

मौसम एवं जलवायु का निर्माण

पृथ्वी पर जलवायु और मौसम को आकार देने में वायुमंडल महत्वपूर्ण भूमिका निभाता है। बहुत कुछ सूर्य के प्रकाश की मात्रा, अंतर्निहित सतह की प्रकृति और वायुमंडलीय परिसंचरण पर निर्भर करता है।

आइए कारकों को क्रम से देखें।

1. वायुमंडल सूर्य की किरणों की गर्मी को प्रसारित करता है और हानिकारक विकिरण को अवशोषित करता है। प्राचीन यूनानियों को पता था कि सूर्य की किरणें पृथ्वी के विभिन्न भागों पर अलग-अलग कोणों पर पड़ती हैं। प्राचीन ग्रीक से अनुवादित शब्द "जलवायु" का अर्थ "ढलान" है। अतः भूमध्य रेखा पर सूर्य की किरणें लगभग लंबवत पड़ती हैं, जिसके कारण यहाँ अत्यधिक गर्मी होती है। ध्रुवों के जितना करीब होगा, झुकाव का कोण उतना ही अधिक होगा। और तापमान गिर जाता है.

2. पृथ्वी के असमान तापन के कारण वायुमंडल में वायु धाराएँ बनती हैं। उन्हें उनके आकार के अनुसार वर्गीकृत किया गया है। सबसे छोटी (दसियों और सैकड़ों मीटर) स्थानीय हवाएँ हैं। इसके बाद मानसून और व्यापारिक हवाएँ, चक्रवात और प्रतिचक्रवात, और ग्रहीय ललाट क्षेत्र आते हैं।

ये सभी वायुराशियाँ निरंतर गतिशील रहती हैं। उनमें से कुछ काफी स्थिर हैं. उदाहरण के लिए, व्यापारिक हवाएँ जो उपोष्णकटिबंधीय से भूमध्य रेखा की ओर चलती हैं। दूसरों की गति काफी हद तक वायुमंडलीय दबाव पर निर्भर करती है।

3. वायुमंडलीय दबाव जलवायु निर्माण को प्रभावित करने वाला एक अन्य कारक है। यह पृथ्वी की सतह पर वायुदाब है। जैसा कि ज्ञात है, वायुराशि उच्च वायुमंडलीय दबाव वाले क्षेत्र से ऐसे क्षेत्र की ओर बढ़ती है जहां यह दबाव कम होता है।

कुल 7 जोन आवंटित किये गये हैं. भूमध्य रेखा एक निम्न दबाव क्षेत्र है। इसके अलावा, भूमध्य रेखा के दोनों ओर तीस अक्षांशों तक उच्च दबाव का क्षेत्र होता है। 30° से 60° तक - पुनः निम्न दबाव। तथा 60° से ध्रुवों तक उच्च दाब क्षेत्र है। इन क्षेत्रों के बीच वायुराशियाँ प्रसारित होती हैं। जो समुद्र से ज़मीन पर आते हैं वे बारिश और ख़राब मौसम लाते हैं, और जो महाद्वीपों से उड़ते हैं वे साफ़ और शुष्क मौसम लाते हैं। उन स्थानों पर जहां वायु धाराएं टकराती हैं, वायुमंडलीय अग्र क्षेत्र बनते हैं, जो वर्षा और खराब, हवादार मौसम की विशेषता रखते हैं।

वैज्ञानिकों ने साबित कर दिया है कि किसी व्यक्ति की भलाई भी वायुमंडलीय दबाव पर निर्भर करती है। अंतर्राष्ट्रीय मानकों के अनुसार, सामान्य वायुमंडलीय दबाव 760 मिमी एचजी है। 0°C के तापमान पर स्तंभ। इस सूचक की गणना भूमि के उन क्षेत्रों के लिए की जाती है जो समुद्र तल के लगभग समतल हैं। ऊंचाई के साथ दबाव कम होता जाता है। इसलिए, उदाहरण के लिए, सेंट पीटर्सबर्ग के लिए 760 मिमी एचजी। - यह आदर्श है. लेकिन मॉस्को के लिए, जो उच्चतर स्थित है, सामान्य दबाव 748 मिमी एचजी है।

दबाव न केवल लंबवत रूप से बदलता है, बल्कि क्षैतिज रूप से भी बदलता है। यह विशेष रूप से चक्रवातों के गुजरने के दौरान महसूस किया जाता है।

वातावरण की संरचना

माहौल एक लेयर केक की याद दिलाता है. और प्रत्येक परत की अपनी-अपनी विशेषताएँ होती हैं।

. क्षोभ मंडल- पृथ्वी के सबसे निकट की परत। इस परत की "मोटाई" भूमध्य रेखा से दूरी के साथ बदलती रहती है। भूमध्य रेखा के ऊपर, परत ऊपर की ओर 16-18 किमी, समशीतोष्ण क्षेत्रों में 10-12 किमी, ध्रुवों पर 8-10 किमी तक फैली हुई है।

यहीं पर कुल वायु द्रव्यमान का 80% और 90% जलवाष्प निहित है। यहां बादल बनते हैं, चक्रवात और प्रतिचक्रवात उठते हैं। हवा का तापमान क्षेत्र की ऊंचाई पर निर्भर करता है। औसतन, प्रत्येक 100 मीटर पर यह 0.65°C घट जाता है।

. ट्रोपोपॉज़- वायुमंडल की संक्रमण परत। इसकी ऊंचाई कई सौ मीटर से लेकर 1-2 किमी तक होती है। गर्मियों में हवा का तापमान सर्दियों की तुलना में अधिक होता है। उदाहरण के लिए, सर्दियों में ध्रुवों के ऊपर तापमान -65°C होता है। और वर्ष के किसी भी समय भूमध्य रेखा के ऊपर यह -70°C होता है।

. स्ट्रैटोस्फियर- यह एक परत है जिसकी ऊपरी सीमा 50-55 किलोमीटर की ऊंचाई पर स्थित है। यहां अशांति कम है, हवा में जलवाष्प की मात्रा नगण्य है। लेकिन ओजोन बहुत है. इसकी अधिकतम सघनता 20-25 किमी की ऊंचाई पर होती है। समताप मंडल में, हवा का तापमान बढ़ना शुरू हो जाता है और +0.8 डिग्री सेल्सियस तक पहुंच जाता है। यह इस तथ्य के कारण है कि ओजोन परत पराबैंगनी विकिरण के साथ संपर्क करती है।

. स्ट्रैटोपॉज़- समतापमंडल और इसके बाद आने वाले मध्यमंडल के बीच एक निचली मध्यवर्ती परत।

. मीसोस्फीयर- इस परत की ऊपरी सीमा 80-85 किलोमीटर है। मुक्त कणों से जुड़ी जटिल फोटोकैमिकल प्रक्रियाएं यहां होती हैं। वे ही हैं जो हमारे ग्रह को वह हल्की नीली चमक प्रदान करते हैं, जो अंतरिक्ष से दिखाई देती है।

अधिकांश धूमकेतु और उल्कापिंड मध्यमंडल में जल जाते हैं।

. मेसोपॉज़- अगली मध्यवर्ती परत, जिसमें हवा का तापमान कम से कम -90° हो।

. बाह्य वायुमंडल- निचली सीमा 80-90 किमी की ऊंचाई पर शुरू होती है, और परत की ऊपरी सीमा लगभग 800 किमी पर चलती है। हवा का तापमान बढ़ रहा है. यह +500°C से +1000°C तक भिन्न हो सकता है। दिन के दौरान, तापमान में उतार-चढ़ाव सैकड़ों डिग्री तक होता है! लेकिन यहाँ की हवा इतनी दुर्लभ है कि "तापमान" शब्द को हमारी कल्पना के अनुसार समझना यहाँ उचित नहीं है।

. योण क्षेत्र- मेसोस्फीयर, मेसोपॉज़ और थर्मोस्फीयर को जोड़ती है। यहां की हवा में मुख्य रूप से ऑक्सीजन और नाइट्रोजन अणु, साथ ही अर्ध-तटस्थ प्लाज्मा शामिल हैं। आयनमंडल में प्रवेश करने वाली सूर्य की किरणें हवा के अणुओं को दृढ़ता से आयनित करती हैं। निचली परत में (90 किमी तक) आयनीकरण की मात्रा कम होती है। जितना अधिक होगा, आयनीकरण उतना ही अधिक होगा। तो, 100-110 किमी की ऊंचाई पर, इलेक्ट्रॉन केंद्रित होते हैं। यह छोटी और मध्यम रेडियो तरंगों को प्रतिबिंबित करने में मदद करता है।

आयनमंडल की सबसे महत्वपूर्ण परत ऊपरी परत है, जो 150-400 किमी की ऊंचाई पर स्थित है। इसकी ख़ासियत यह है कि यह रेडियो तरंगों को प्रतिबिंबित करता है, और इससे काफी दूरी तक रेडियो संकेतों के प्रसारण की सुविधा मिलती है।

यह आयनमंडल में है कि अरोरा जैसी घटना घटित होती है।

. बहिर्मंडल- इसमें ऑक्सीजन, हीलियम और हाइड्रोजन परमाणु होते हैं। इस परत में गैस बहुत दुर्लभ है और हाइड्रोजन परमाणु अक्सर बाहरी अंतरिक्ष में भाग जाते हैं। इसलिए, इस परत को "फैलाव क्षेत्र" कहा जाता है।

हमारे वायुमंडल में भार है, यह सुझाव देने वाले पहले वैज्ञानिक इतालवी ई. टोरिसेली थे। उदाहरण के लिए, ओस्टाप बेंडर ने अपने उपन्यास "द गोल्डन काफ़" में शोक व्यक्त किया है कि प्रत्येक व्यक्ति 14 किलो वजनी हवा के एक स्तंभ द्वारा दबाया जाता है! लेकिन महान योजनाकार थोड़ा गलत था। एक वयस्क को 13-15 टन का दबाव अनुभव होता है! लेकिन हमें यह भारीपन महसूस नहीं होता, क्योंकि वायुमंडलीय दबाव व्यक्ति के आंतरिक दबाव से संतुलित होता है। हमारे वायुमंडल का भार 5,300,000,000,000,000 टन है। यह आंकड़ा बहुत बड़ा है, हालांकि यह हमारे ग्रह के वजन का केवल दस लाखवां हिस्सा है।

समुद्र तल पर 1013.25 hPa (लगभग 760 mmHg)। पृथ्वी की सतह पर वैश्विक औसत हवा का तापमान 15 डिग्री सेल्सियस है, उपोष्णकटिबंधीय रेगिस्तान में तापमान लगभग 57 डिग्री सेल्सियस से लेकर अंटार्कटिका में -89 डिग्री सेल्सियस तक भिन्न होता है। वायु घनत्व और दबाव घातांक के करीब एक नियम के अनुसार ऊंचाई के साथ घटते हैं।

वातावरण की संरचना. ऊर्ध्वाधर रूप से, वायुमंडल में एक स्तरित संरचना होती है, जो मुख्य रूप से ऊर्ध्वाधर तापमान वितरण (आंकड़ा) की विशेषताओं से निर्धारित होती है, जो भौगोलिक स्थिति, मौसम, दिन के समय आदि पर निर्भर करती है। वायुमंडल की निचली परत - क्षोभमंडल - की विशेषता ऊंचाई के साथ तापमान में गिरावट (लगभग 6 डिग्री सेल्सियस प्रति 1 किमी) है, इसकी ऊंचाई ध्रुवीय अक्षांशों में 8-10 किमी से लेकर उष्णकटिबंधीय में 16-18 किमी तक है। ऊंचाई के साथ वायु घनत्व में तेजी से कमी के कारण, वायुमंडल के कुल द्रव्यमान का लगभग 80% क्षोभमंडल में स्थित है। क्षोभमंडल के ऊपर समताप मंडल है, एक परत जो आमतौर पर ऊंचाई के साथ तापमान में वृद्धि की विशेषता होती है। क्षोभमंडल और समतापमंडल के बीच की संक्रमण परत को ट्रोपोपॉज़ कहा जाता है। निचले समताप मंडल में, लगभग 20 किमी के स्तर तक, तापमान ऊंचाई (तथाकथित इज़ोटेर्मल क्षेत्र) के साथ थोड़ा बदलता है और अक्सर थोड़ा कम भी हो जाता है। इससे ऊपर, ओजोन द्वारा सूर्य से पराबैंगनी विकिरण के अवशोषण के कारण तापमान बढ़ता है, पहले धीरे-धीरे और 34-36 किमी के स्तर से तेजी से बढ़ता है। समताप मंडल की ऊपरी सीमा - स्ट्रैटोपॉज़ - अधिकतम तापमान (260-270 K) के अनुरूप 50-55 किमी की ऊंचाई पर स्थित है। 55-85 किमी की ऊंचाई पर स्थित वायुमंडल की परत, जहां ऊंचाई के साथ तापमान फिर से गिरता है, मेसोस्फीयर कहलाती है; इसकी ऊपरी सीमा पर - मेसोपॉज़ - गर्मियों में तापमान 150-160 K और 200-230 तक पहुँच जाता है सर्दियों में के। मेसोपॉज के ऊपर, थर्मोस्फीयर शुरू होता है - तापमान में तेजी से वृद्धि की विशेषता वाली एक परत, जो 250 किमी की ऊंचाई पर 800-1200 K तक पहुंचती है। थर्मोस्फीयर में, सूर्य से कोरपसकुलर और एक्स-रे विकिरण अवशोषित होता है, उल्काओं की गति धीमी हो जाती है और वे जल जाती हैं, इसलिए यह पृथ्वी की सुरक्षात्मक परत के रूप में कार्य करती है। इससे भी ऊंचा बाह्यमंडल है, जहां से वायुमंडलीय गैसें अपव्यय के कारण बाहरी अंतरिक्ष में फैल जाती हैं और जहां वायुमंडल से अंतरग्रहीय अंतरिक्ष में क्रमिक संक्रमण होता है।

वायुमंडलीय रचना. लगभग 100 किमी की ऊँचाई तक, वायुमंडल रासायनिक संरचना में लगभग सजातीय है और हवा का औसत आणविक भार (लगभग 29) स्थिर है। पृथ्वी की सतह के पास, वायुमंडल में नाइट्रोजन (आयतन के हिसाब से लगभग 78.1%) और ऑक्सीजन (लगभग 20.9%) शामिल है, और इसमें थोड़ी मात्रा में आर्गन, कार्बन डाइऑक्साइड (कार्बन डाइऑक्साइड), नियॉन और अन्य स्थायी और परिवर्तनशील घटक भी हैं (वायु देखें) ).

इसके अलावा, वायुमंडल में थोड़ी मात्रा में ओजोन, नाइट्रोजन ऑक्साइड, अमोनिया, रेडॉन आदि होते हैं। हवा के मुख्य घटकों की सापेक्ष सामग्री समय के साथ स्थिर होती है और विभिन्न भौगोलिक क्षेत्रों में एक समान होती है। जलवाष्प और ओजोन की सामग्री स्थान और समय में परिवर्तनशील है; उनकी कम सामग्री के बावजूद, वायुमंडलीय प्रक्रियाओं में उनकी भूमिका बहुत महत्वपूर्ण है।

100-110 किमी से ऊपर, ऑक्सीजन, कार्बन डाइऑक्साइड और जल वाष्प के अणुओं का पृथक्करण होता है, इसलिए हवा का आणविक द्रव्यमान कम हो जाता है। लगभग 1000 किमी की ऊंचाई पर, हल्की गैसें - हीलियम और हाइड्रोजन - प्रबल होने लगती हैं, और इससे भी अधिक ऊंचाई पर पृथ्वी का वायुमंडल धीरे-धीरे अंतरग्रहीय गैस में बदल जाता है।

वायुमंडल का सबसे महत्वपूर्ण परिवर्तनशील घटक जलवाष्प है, जो पानी और नम मिट्टी की सतह से वाष्पीकरण के साथ-साथ पौधों द्वारा वाष्पोत्सर्जन के माध्यम से वायुमंडल में प्रवेश करता है। जलवाष्प की सापेक्ष सामग्री पृथ्वी की सतह पर उष्णकटिबंधीय में 2.6% से लेकर ध्रुवीय अक्षांशों में 0.2% तक भिन्न होती है। यह ऊंचाई के साथ तेजी से गिरता है, 1.5-2 किमी की ऊंचाई पर पहले से ही आधे से कम हो जाता है। समशीतोष्ण अक्षांशों पर वायुमंडल के ऊर्ध्वाधर स्तंभ में लगभग 1.7 सेमी "अवक्षेपित जल परत" होती है। जब जल वाष्प संघनित होता है, तो बादल बनते हैं, जिससे वायुमंडलीय वर्षा वर्षा, ओले और बर्फ के रूप में गिरती है।

वायुमंडलीय वायु का एक महत्वपूर्ण घटक ओजोन है, जिसका 90% समताप मंडल (10 से 50 किमी के बीच) में केंद्रित है, इसका लगभग 10% क्षोभमंडल में है। ओजोन कठोर यूवी विकिरण (290 एनएम से कम तरंग दैर्ध्य के साथ) का अवशोषण प्रदान करता है, और यह जीवमंडल के लिए इसकी सुरक्षात्मक भूमिका है। कुल ओजोन सामग्री का मान अक्षांश और मौसम के आधार पर 0.22 से 0.45 सेमी (दबाव पी = 1 एटीएम और तापमान टी = 0 डिग्री सेल्सियस पर ओजोन परत की मोटाई) के बीच भिन्न होता है। 1980 के दशक की शुरुआत से अंटार्कटिका में वसंत ऋतु में देखे गए ओजोन छिद्रों में, ओजोन सामग्री 0.07 सेमी तक गिर सकती है। यह भूमध्य रेखा से ध्रुवों तक बढ़ती है और वसंत में अधिकतम और शरद ऋतु में न्यूनतम के साथ एक वार्षिक चक्र होता है, और इसका आयाम होता है वार्षिक चक्र उष्ण कटिबंध में छोटा होता है और उच्च अक्षांशों की ओर बढ़ता है। वायुमंडल का एक महत्वपूर्ण परिवर्तनशील घटक कार्बन डाइऑक्साइड है, जिसकी वायुमंडल में सामग्री पिछले 200 वर्षों में 35% बढ़ गई है, जिसे मुख्य रूप से मानवजनित कारक द्वारा समझाया गया है। इसकी अक्षांशीय और मौसमी परिवर्तनशीलता देखी जाती है, जो पौधों के प्रकाश संश्लेषण और समुद्री जल में घुलनशीलता से जुड़ी होती है (हेनरी के नियम के अनुसार, बढ़ते तापमान के साथ पानी में गैस की घुलनशीलता कम हो जाती है)।

ग्रह की जलवायु को आकार देने में एक महत्वपूर्ण भूमिका वायुमंडलीय एरोसोल द्वारा निभाई जाती है - हवा में निलंबित ठोस और तरल कण जिनका आकार कई एनएम से लेकर दसियों माइक्रोन तक होता है। प्राकृतिक और मानवजनित मूल के एरोसोल हैं। एरोसोल का निर्माण पौधों के जीवन और मानव आर्थिक गतिविधि, ज्वालामुखी विस्फोटों के उत्पादों से गैस-चरण प्रतिक्रियाओं की प्रक्रिया में होता है, जो ग्रह की सतह से, विशेष रूप से इसके रेगिस्तानी क्षेत्रों से हवा द्वारा उठने वाली धूल के परिणामस्वरूप होता है, और यह भी होता है वायुमंडल की ऊपरी परतों में गिरने वाली ब्रह्मांडीय धूल से निर्मित। अधिकांश एरोसोल क्षोभमंडल में केंद्रित है; ज्वालामुखी विस्फोटों से निकलने वाला एरोसोल लगभग 20 किमी की ऊंचाई पर तथाकथित जंग परत बनाता है। मानवजनित एरोसोल की सबसे बड़ी मात्रा वाहनों और थर्मल पावर प्लांटों के संचालन, रासायनिक उत्पादन, ईंधन दहन आदि के परिणामस्वरूप वायुमंडल में प्रवेश करती है। इसलिए, कुछ क्षेत्रों में वायुमंडल की संरचना सामान्य हवा से काफी भिन्न होती है, जिसके लिए इसकी आवश्यकता होती है। वायुमंडलीय वायु प्रदूषण के स्तर की निगरानी और निगरानी के लिए एक विशेष सेवा का निर्माण।

वातावरण का विकास. आधुनिक वायुमंडल स्पष्ट रूप से द्वितीयक उत्पत्ति का है: इसका निर्माण लगभग 4.5 अरब वर्ष पहले ग्रह के निर्माण के पूरा होने के बाद पृथ्वी के ठोस आवरण द्वारा छोड़ी गई गैसों से हुआ था। पृथ्वी के भूवैज्ञानिक इतिहास के दौरान, कई कारकों के प्रभाव में वायुमंडल की संरचना में महत्वपूर्ण परिवर्तन हुए हैं: गैसों का अपव्यय (अस्थिरीकरण), मुख्य रूप से हल्की गैसें, बाहरी अंतरिक्ष में; ज्वालामुखी गतिविधि के परिणामस्वरूप स्थलमंडल से गैसों का निकलना; वायुमंडल के घटकों और पृथ्वी की पपड़ी बनाने वाली चट्टानों के बीच रासायनिक प्रतिक्रियाएँ; सौर यूवी विकिरण के प्रभाव में वायुमंडल में ही फोटोकैमिकल प्रतिक्रियाएं; अंतरग्रहीय माध्यम से पदार्थ का अभिवृद्धि (कब्जा करना) (उदाहरण के लिए, उल्कापिंड पदार्थ)। वायुमंडल के विकास का भूवैज्ञानिक और भू-रासायनिक प्रक्रियाओं से और पिछले 3-4 अरब वर्षों में जीवमंडल की गतिविधि से भी गहरा संबंध है। आधुनिक वायुमंडल (नाइट्रोजन, कार्बन डाइऑक्साइड, जल वाष्प) बनाने वाली गैसों का एक महत्वपूर्ण हिस्सा ज्वालामुखीय गतिविधि और घुसपैठ के दौरान उत्पन्न हुआ, जो उन्हें पृथ्वी की गहराई से ले गया। लगभग 2 अरब वर्ष पहले ऑक्सीजन प्रशंसनीय मात्रा में प्रकाश संश्लेषक जीवों के परिणामस्वरूप प्रकट हुई जो मूल रूप से समुद्र के सतही जल में उत्पन्न हुए थे।

कार्बोनेट जमा की रासायनिक संरचना के आंकड़ों के आधार पर, भूवैज्ञानिक अतीत के वातावरण में कार्बन डाइऑक्साइड और ऑक्सीजन की मात्रा का अनुमान प्राप्त किया गया था। फ़ैनरोज़ोइक (पृथ्वी के इतिहास के पिछले 570 मिलियन वर्ष) के दौरान, वायुमंडल में कार्बन डाइऑक्साइड की मात्रा ज्वालामुखीय गतिविधि के स्तर, समुद्र के तापमान और प्रकाश संश्लेषण की दर के आधार पर व्यापक रूप से भिन्न थी। इस समय के अधिकांश समय में, वायुमंडल में कार्बन डाइऑक्साइड की सांद्रता आज की तुलना में काफी अधिक (10 गुना तक) थी। फ़ैनरोज़ोइक वातावरण में ऑक्सीजन की मात्रा में काफी बदलाव आया, इसकी वृद्धि की प्रवृत्ति प्रचलित रही। प्रीकैम्ब्रियन वायुमंडल में, कार्बन डाइऑक्साइड का द्रव्यमान, एक नियम के रूप में, अधिक था, और ऑक्सीजन का द्रव्यमान फ़ैनरोज़ोइक वातावरण की तुलना में छोटा था। कार्बन डाइऑक्साइड की मात्रा में उतार-चढ़ाव का अतीत में जलवायु पर महत्वपूर्ण प्रभाव पड़ा, कार्बन डाइऑक्साइड की बढ़ती सांद्रता के साथ ग्रीनहाउस प्रभाव में वृद्धि हुई, जिससे आधुनिक युग की तुलना में फ़ैनरोज़ोइक के मुख्य भाग में जलवायु अधिक गर्म हो गई।

वातावरण और जीवन. वायुमंडल के बिना, पृथ्वी एक मृत ग्रह होगी। जैविक जीवन वायुमंडल और संबंधित जलवायु और मौसम के साथ निकट संपर्क में होता है। संपूर्ण ग्रह की तुलना में द्रव्यमान में नगण्य (लगभग दस लाख में एक भाग), वायुमंडल सभी प्रकार के जीवन के लिए एक अनिवार्य शर्त है। जीवों के जीवन के लिए वायुमंडलीय गैसों में सबसे महत्वपूर्ण हैं ऑक्सीजन, नाइट्रोजन, जल वाष्प, कार्बन डाइऑक्साइड और ओजोन। जब कार्बन डाइऑक्साइड को प्रकाश संश्लेषक पौधों द्वारा अवशोषित किया जाता है, तो कार्बनिक पदार्थ बनता है, जिसका उपयोग मनुष्यों सहित अधिकांश जीवित प्राणियों द्वारा ऊर्जा के स्रोत के रूप में किया जाता है। एरोबिक जीवों के अस्तित्व के लिए ऑक्सीजन आवश्यक है, जिसके लिए ऊर्जा का प्रवाह कार्बनिक पदार्थों की ऑक्सीकरण प्रतिक्रियाओं द्वारा प्रदान किया जाता है। कुछ सूक्ष्मजीवों (नाइट्रोजन फिक्सर) द्वारा आत्मसात किया गया नाइट्रोजन, पौधों के खनिज पोषण के लिए आवश्यक है। ओजोन, जो सूर्य से कठोर यूवी विकिरण को अवशोषित करता है, जीवन के लिए हानिकारक सौर विकिरण के इस हिस्से को काफी कमजोर कर देता है। वायुमंडल में जलवाष्प का संघनन, बादलों का निर्माण और उसके बाद होने वाली वर्षा भूमि पर पानी की आपूर्ति करती है, जिसके बिना जीवन का कोई भी रूप संभव नहीं है। जलमंडल में जीवों की महत्वपूर्ण गतिविधि काफी हद तक पानी में घुली वायुमंडलीय गैसों की मात्रा और रासायनिक संरचना से निर्धारित होती है। चूँकि वायुमंडल की रासायनिक संरचना महत्वपूर्ण रूप से जीवों की गतिविधियों पर निर्भर करती है, जीवमंडल और वायुमंडल को एक ही प्रणाली का हिस्सा माना जा सकता है, जिसका रखरखाव और विकास (जैव भू-रासायनिक चक्र देखें) की संरचना को बदलने के लिए बहुत महत्वपूर्ण था। एक ग्रह के रूप में पृथ्वी के पूरे इतिहास में वायुमंडल।

वायुमंडल का विकिरण, ताप और जल संतुलन. सौर विकिरण व्यावहारिक रूप से वायुमंडल में सभी भौतिक प्रक्रियाओं के लिए ऊर्जा का एकमात्र स्रोत है। वायुमंडल के विकिरण शासन की मुख्य विशेषता तथाकथित ग्रीनहाउस प्रभाव है: वायुमंडल सौर विकिरण को पृथ्वी की सतह पर काफी अच्छी तरह से प्रसारित करता है, लेकिन सक्रिय रूप से पृथ्वी की सतह से थर्मल लंबी-तरंग विकिरण को अवशोषित करता है, जिसका एक हिस्सा सतह पर वापस आ जाता है। काउंटर विकिरण के रूप में, पृथ्वी की सतह से विकिरण गर्मी की हानि की भरपाई (वायुमंडलीय विकिरण देखें)। वायुमंडल की अनुपस्थिति में, पृथ्वी की सतह का औसत तापमान -18°C होगा, लेकिन वास्तव में यह 15°C है। आने वाला सौर विकिरण आंशिक रूप से (लगभग 20%) वायुमंडल में अवशोषित होता है (मुख्य रूप से जल वाष्प, पानी की बूंदों, कार्बन डाइऑक्साइड, ओजोन और एरोसोल द्वारा), और एयरोसोल कणों और घनत्व में उतार-चढ़ाव (रेले स्कैटरिंग) द्वारा भी बिखरा हुआ है (लगभग 7%) . पृथ्वी की सतह तक पहुँचने वाला कुल विकिरण आंशिक रूप से (लगभग 23%) इससे परावर्तित होता है। परावर्तन गुणांक अंतर्निहित सतह की परावर्तनशीलता, तथाकथित अल्बेडो द्वारा निर्धारित किया जाता है। औसतन, सौर विकिरण के अभिन्न प्रवाह के लिए पृथ्वी का अल्बेडो 30% के करीब है। ताजी गिरी बर्फ के लिए यह कुछ प्रतिशत (सूखी मिट्टी और काली मिट्टी) से लेकर 70-90% तक भिन्न होता है। पृथ्वी की सतह और वायुमंडल के बीच विकिरणीय ताप विनिमय महत्वपूर्ण रूप से अल्बेडो पर निर्भर करता है और यह पृथ्वी की सतह के प्रभावी विकिरण और इसके द्वारा अवशोषित वायुमंडल के प्रति-विकिरण द्वारा निर्धारित होता है। बाहरी अंतरिक्ष से पृथ्वी के वायुमंडल में प्रवेश करने और इसे वापस छोड़ने वाले विकिरण प्रवाह के बीजगणितीय योग को विकिरण संतुलन कहा जाता है।

वायुमंडल और पृथ्वी की सतह द्वारा अवशोषण के बाद सौर विकिरण का परिवर्तन एक ग्रह के रूप में पृथ्वी के ताप संतुलन को निर्धारित करता है। वायुमंडल के लिए ऊष्मा का मुख्य स्रोत पृथ्वी की सतह है; इससे गर्मी न केवल लंबी-तरंग विकिरण के रूप में स्थानांतरित होती है, बल्कि संवहन द्वारा भी होती है, और जल वाष्प के संघनन के दौरान भी निकलती है। इन ऊष्मा प्रवाहों का हिस्सा क्रमशः औसतन 20%, 7% और 23% है। प्रत्यक्ष सौर विकिरण के अवशोषण के कारण लगभग 20% ऊष्मा भी यहाँ जुड़ जाती है। सूर्य की किरणों के लंबवत और वायुमंडल के बाहर पृथ्वी से सूर्य की औसत दूरी पर स्थित एकल क्षेत्र (तथाकथित सौर स्थिरांक) के माध्यम से प्रति इकाई समय में सौर विकिरण का प्रवाह 1367 W/m2 के बराबर है, परिवर्तन हैं सौर गतिविधि के चक्र के आधार पर 1-2 W/m2। लगभग 30% की ग्रहीय अल्बेडो के साथ, ग्रह पर सौर ऊर्जा का समय-औसत वैश्विक प्रवाह 239 W/m2 है। चूंकि एक ग्रह के रूप में पृथ्वी अंतरिक्ष में औसतन समान मात्रा में ऊर्जा उत्सर्जित करती है, तो स्टीफन-बोल्ट्ज़मैन कानून के अनुसार, आउटगोइंग थर्मल लॉन्ग-वेव विकिरण का प्रभावी तापमान 255 K (-18 ° C) है। वहीं पृथ्वी की सतह का औसत तापमान 15°C होता है. 33°C का अंतर ग्रीनहाउस प्रभाव के कारण है।

वायुमंडल का जल संतुलन आम तौर पर पृथ्वी की सतह से वाष्पित होने वाली नमी की मात्रा और पृथ्वी की सतह पर गिरने वाली वर्षा की मात्रा की समानता से मेल खाता है। महासागरों के ऊपर का वातावरण भूमि की तुलना में वाष्पीकरण प्रक्रियाओं से अधिक नमी प्राप्त करता है, और वर्षा के रूप में 90% खो देता है। महासागरों के ऊपर से अतिरिक्त जलवाष्प को वायु धाराओं द्वारा महाद्वीपों तक पहुँचाया जाता है। महासागरों से महाद्वीपों तक वायुमंडल में स्थानांतरित जलवाष्प की मात्रा महासागरों में बहने वाली नदियों की मात्रा के बराबर होती है।

वायु संचलन. पृथ्वी गोलाकार है, इसलिए उष्णकटिबंधीय की तुलना में इसके उच्च अक्षांशों तक बहुत कम सौर विकिरण पहुँचता है। परिणामस्वरूप, अक्षांशों के बीच बड़े तापमान विरोधाभास उत्पन्न होते हैं। तापमान वितरण महासागरों और महाद्वीपों की सापेक्ष स्थिति से भी महत्वपूर्ण रूप से प्रभावित होता है। समुद्र के पानी के विशाल द्रव्यमान और पानी की उच्च ताप क्षमता के कारण, समुद्र की सतह के तापमान में मौसमी उतार-चढ़ाव भूमि की तुलना में बहुत कम होता है। इस संबंध में, मध्य और उच्च अक्षांशों में, गर्मियों में महासागरों के ऊपर हवा का तापमान महाद्वीपों की तुलना में काफी कम होता है, और सर्दियों में अधिक होता है।

विश्व के विभिन्न क्षेत्रों में वायुमंडल के असमान तापन के कारण वायुमंडलीय दबाव का स्थानिक रूप से अमानवीय वितरण होता है। समुद्र तल पर, दबाव वितरण की विशेषता भूमध्य रेखा के पास अपेक्षाकृत कम मान, उपोष्णकटिबंधीय (उच्च दबाव बेल्ट) में वृद्धि और मध्य और उच्च अक्षांशों में घट जाती है। इसी समय, अतिरिक्त उष्णकटिबंधीय अक्षांशों के महाद्वीपों पर, दबाव आमतौर पर सर्दियों में बढ़ जाता है और गर्मियों में कम हो जाता है, जो तापमान वितरण से जुड़ा होता है। दबाव प्रवणता के प्रभाव के तहत, हवा उच्च दबाव वाले क्षेत्रों से कम दबाव वाले क्षेत्रों की ओर निर्देशित त्वरण का अनुभव करती है, जिससे वायु द्रव्यमान की गति होती है। गतिमान वायु द्रव्यमान पृथ्वी के घूर्णन के विक्षेपक बल (कोरिओलिस बल), घर्षण बल, जो ऊंचाई के साथ घटता है, और, घुमावदार प्रक्षेपवक्र के लिए, केन्द्रापसारक बल से भी प्रभावित होता है। हवा का अशांत मिश्रण बहुत महत्वपूर्ण है (वायुमंडल में अशांति देखें)।

वायु धाराओं (सामान्य वायुमंडलीय परिसंचरण) की एक जटिल प्रणाली ग्रहों के दबाव वितरण से जुड़ी हुई है। मेरिडियनल तल में, औसतन दो या तीन मेरिडियनल परिसंचरण कोशिकाओं का पता लगाया जा सकता है। भूमध्य रेखा के पास, गर्म हवा उपोष्णकटिबंधीय में उठती और गिरती है, जिससे हेडली सेल बनता है। रिवर्स फेरेल सेल की हवा भी वहीं उतरती है। उच्च अक्षांशों पर, एक सीधी ध्रुवीय कोशिका अक्सर दिखाई देती है। मेरिडियनल परिसंचरण वेग 1 मीटर/सेकेंड या उससे कम के क्रम पर हैं। कोरिओलिस बल के कारण, अधिकांश वायुमंडल में पश्चिमी हवाएँ देखी जाती हैं जिनकी गति मध्य क्षोभमंडल में लगभग 15 मीटर/सेकेंड होती है। यहाँ अपेक्षाकृत स्थिर पवन प्रणालियाँ हैं। इनमें व्यापारिक हवाएँ शामिल हैं - उपोष्णकटिबंधीय में उच्च दबाव वाले क्षेत्रों से भूमध्य रेखा तक ध्यान देने योग्य पूर्वी घटक (पूर्व से पश्चिम तक) के साथ चलने वाली हवाएँ। मानसून काफी स्थिर होते हैं - वायु धाराएँ जिनमें स्पष्ट रूप से परिभाषित मौसमी चरित्र होता है: वे गर्मियों में समुद्र से मुख्य भूमि की ओर और सर्दियों में विपरीत दिशा में चलती हैं। हिंद महासागर के मानसून विशेष रूप से नियमित होते हैं। मध्य अक्षांशों में वायुराशियों की गति मुख्यतः पश्चिमी (पश्चिम से पूर्व की ओर) होती है। यह वायुमंडलीय मोर्चों का एक क्षेत्र है जिस पर बड़े-बड़े भंवर उठते हैं - चक्रवात और प्रतिचक्रवात, जो कई सैकड़ों और यहां तक ​​कि हजारों किलोमीटर की दूरी तय करते हैं। उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों में भी चक्रवात आते हैं; यहां वे अपने छोटे आकार, लेकिन बहुत तेज़ हवा की गति, तूफान बल (33 मीटर/सेकेंड या अधिक), तथाकथित उष्णकटिबंधीय चक्रवातों तक पहुंचने से पहचाने जाते हैं। अटलांटिक और पूर्वी प्रशांत महासागरों में उन्हें तूफान कहा जाता है, और पश्चिमी प्रशांत महासागर में उन्हें टाइफून कहा जाता है। ऊपरी क्षोभमंडल और निचले समतापमंडल में, प्रत्यक्ष हैडली मेरिडियनल सर्कुलेशन सेल और रिवर्स फेरेल सेल को अलग करने वाले क्षेत्रों में, अपेक्षाकृत संकीर्ण, सैकड़ों किलोमीटर चौड़ी, तेजी से परिभाषित सीमाओं के साथ जेट धाराएं अक्सर देखी जाती हैं, जिसके भीतर हवा 100-150 तक पहुंच जाती है। और यहां तक ​​कि 200 मीटर/ के साथ.

जलवायु एवं मौसम. पृथ्वी की सतह पर विभिन्न अक्षांशों से आने वाले सौर विकिरण की मात्रा में अंतर, जो इसके भौतिक गुणों में भिन्न है, पृथ्वी की जलवायु की विविधता को निर्धारित करता है। भूमध्य रेखा से लेकर उष्णकटिबंधीय अक्षांशों तक, पृथ्वी की सतह पर हवा का तापमान औसतन 25-30 डिग्री सेल्सियस होता है और पूरे वर्ष इसमें थोड़ा बदलाव होता है। भूमध्यरेखीय बेल्ट में आमतौर पर बहुत अधिक वर्षा होती है, जिससे वहां अत्यधिक नमी की स्थिति पैदा हो जाती है। उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों में वर्षा कम हो जाती है और कुछ क्षेत्रों में बहुत कम हो जाती है। यहाँ पृथ्वी के विशाल रेगिस्तान हैं।

उपोष्णकटिबंधीय और मध्य अक्षांशों में, हवा का तापमान पूरे वर्ष काफी भिन्न होता है, और महासागरों से दूर महाद्वीपों के क्षेत्रों में गर्मियों और सर्दियों के तापमान के बीच का अंतर विशेष रूप से बड़ा होता है। इस प्रकार, पूर्वी साइबेरिया के कुछ क्षेत्रों में, वार्षिक वायु तापमान सीमा 65°C तक पहुँच जाती है। इन अक्षांशों में आर्द्रीकरण की स्थितियाँ बहुत विविध हैं, मुख्य रूप से सामान्य वायुमंडलीय परिसंचरण के शासन पर निर्भर करती हैं और साल-दर-साल काफी भिन्न होती हैं।

ध्रुवीय अक्षांशों में, पूरे वर्ष तापमान कम रहता है, भले ही ध्यान देने योग्य मौसमी बदलाव हो। यह महासागरों और भूमि और पर्माफ्रॉस्ट पर बर्फ के आवरण के व्यापक वितरण में योगदान देता है, जो रूस में इसके 65% से अधिक क्षेत्र पर कब्जा कर लेता है, मुख्य रूप से साइबेरिया में।

पिछले दशकों में, वैश्विक जलवायु में परिवर्तन तेजी से ध्यान देने योग्य हो गए हैं। निम्न अक्षांशों की तुलना में उच्च अक्षांशों पर तापमान अधिक बढ़ता है; गर्मियों की तुलना में सर्दियों में अधिक; दिन की तुलना में रात में अधिक. 20वीं सदी में, रूस में पृथ्वी की सतह पर औसत वार्षिक वायु तापमान में 1.5-2 डिग्री सेल्सियस की वृद्धि हुई, और साइबेरिया के कुछ क्षेत्रों में कई डिग्री की वृद्धि देखी गई। यह सूक्ष्म गैसों की सांद्रता में वृद्धि के कारण ग्रीनहाउस प्रभाव में वृद्धि से जुड़ा है।

मौसम वायुमंडलीय परिसंचरण की स्थितियों और क्षेत्र की भौगोलिक स्थिति से निर्धारित होता है; यह उष्णकटिबंधीय में सबसे स्थिर और मध्य और उच्च अक्षांशों में सबसे अधिक परिवर्तनशील होता है। वायुमंडलीय मोर्चों, चक्रवातों और वर्षा ले जाने वाले प्रतिचक्रवातों और बढ़ी हुई हवा के पारित होने के कारण बदलती वायुराशियों के क्षेत्रों में मौसम सबसे अधिक बदलता है। मौसम की भविष्यवाणी के लिए डेटा ज़मीन-आधारित मौसम स्टेशनों, जहाजों और विमानों और मौसम संबंधी उपग्रहों से एकत्र किया जाता है। मौसम विज्ञान भी देखें।

वायुमंडल में ऑप्टिकल, ध्वनिक और विद्युत घटनाएं. जब विद्युत चुम्बकीय विकिरण वायुमंडल में फैलता है, तो हवा और विभिन्न कणों (एरोसोल, बर्फ के क्रिस्टल, पानी की बूंदें) द्वारा प्रकाश के अपवर्तन, अवशोषण और बिखरने के परिणामस्वरूप, विभिन्न ऑप्टिकल घटनाएं उत्पन्न होती हैं: इंद्रधनुष, मुकुट, प्रभामंडल, मृगतृष्णा, आदि। प्रकाश का प्रकीर्णन स्वर्ग की तिजोरी की स्पष्ट ऊंचाई और आकाश के नीले रंग को निर्धारित करता है। वस्तुओं की दृश्यता सीमा वायुमंडल में प्रकाश प्रसार की स्थितियों से निर्धारित होती है (वायुमंडलीय दृश्यता देखें)। विभिन्न तरंग दैर्ध्य पर वायुमंडल की पारदर्शिता संचार सीमा और उपकरणों के साथ वस्तुओं का पता लगाने की क्षमता निर्धारित करती है, जिसमें पृथ्वी की सतह से खगोलीय अवलोकन की संभावना भी शामिल है। समताप मंडल और मेसोस्फीयर की ऑप्टिकल असमानताओं के अध्ययन के लिए, गोधूलि घटना एक महत्वपूर्ण भूमिका निभाती है। उदाहरण के लिए, अंतरिक्ष यान से गोधूलि की तस्वीर लेने से एयरोसोल परतों का पता लगाना संभव हो जाता है। वायुमंडल में विद्युत चुम्बकीय विकिरण के प्रसार की विशेषताएं इसके मापदंडों की रिमोट सेंसिंग के तरीकों की सटीकता निर्धारित करती हैं। इन सभी प्रश्नों के साथ-साथ कई अन्य प्रश्नों का अध्ययन वायुमंडलीय प्रकाशिकी द्वारा किया जाता है। रेडियो तरंगों का अपवर्तन और प्रकीर्णन रेडियो रिसेप्शन की संभावनाओं को निर्धारित करता है (रेडियो तरंगों का प्रसार देखें)।

वायुमंडल में ध्वनि का प्रसार तापमान और हवा की गति के स्थानिक वितरण पर निर्भर करता है (वायुमंडलीय ध्वनिकी देखें)। यह दूरस्थ तरीकों से वायुमंडलीय संवेदन के लिए रुचिकर है। ऊपरी वायुमंडल में रॉकेटों द्वारा प्रक्षेपित आवेशों के विस्फोटों ने समताप मंडल और मेसोस्फीयर में पवन प्रणालियों और तापमान भिन्नता के बारे में समृद्ध जानकारी प्रदान की। एक स्थिर स्तरीकृत वातावरण में, जब तापमान एडियाबेटिक ग्रेडिएंट (9.8 K/किमी) की तुलना में धीमी ऊंचाई के साथ घटता है, तो तथाकथित आंतरिक तरंगें उत्पन्न होती हैं। ये तरंगें समताप मंडल में ऊपर की ओर और यहां तक ​​कि मध्यमंडल में भी फैल सकती हैं, जहां वे क्षीण हो जाती हैं, जिससे हवाओं और अशांति में वृद्धि होती है।

पृथ्वी का ऋणात्मक आवेश और परिणामी विद्युत क्षेत्र, वायुमंडल, विद्युत आवेशित आयनमंडल और मैग्नेटोस्फीयर के साथ मिलकर एक वैश्विक विद्युत परिपथ बनाते हैं। बादलों का बनना और आंधी बिजली इसमें अहम भूमिका निभाती है। बिजली गिरने के खतरे के कारण इमारतों, संरचनाओं, बिजली लाइनों और संचार के लिए बिजली संरक्षण विधियों के विकास की आवश्यकता हो गई है। यह घटना विमानन के लिए एक विशेष खतरा पैदा करती है। बिजली के निर्वहन से वायुमंडलीय रेडियो हस्तक्षेप होता है, जिसे वायुमंडल कहा जाता है (व्हिस्लिंग वायुमंडल देखें)। विद्युत क्षेत्र की ताकत में तेज वृद्धि के दौरान, चमकदार डिस्चार्ज देखे जाते हैं जो पृथ्वी की सतह के ऊपर उभरी हुई वस्तुओं की युक्तियों और तेज कोनों, पहाड़ों में अलग-अलग चोटियों आदि पर दिखाई देते हैं (एल्मा लाइट्स)। विशिष्ट परिस्थितियों के आधार पर वायुमंडल में हमेशा प्रकाश और भारी आयनों की बहुत भिन्न मात्रा होती है, जो वायुमंडल की विद्युत चालकता को निर्धारित करते हैं। पृथ्वी की सतह के पास हवा के मुख्य आयनकारक पृथ्वी की पपड़ी और वायुमंडल में निहित रेडियोधर्मी पदार्थों के विकिरण के साथ-साथ ब्रह्मांडीय किरणें भी हैं। वायुमंडलीय बिजली भी देखें।

वातावरण पर मानव का प्रभाव।पिछली शताब्दियों में मानव आर्थिक गतिविधियों के कारण वातावरण में ग्रीनहाउस गैसों की सांद्रता में वृद्धि हुई है। कार्बन डाइऑक्साइड का प्रतिशत दो सौ साल पहले 2.8-10 2 से बढ़कर 2005 में 3.8-10 2 हो गया, मीथेन सामग्री - लगभग 300-400 साल पहले 0.7-10 1 से बढ़कर 21वीं सदी की शुरुआत में 1.8-10 -4 हो गई। शतक; पिछली सदी में ग्रीनहाउस प्रभाव में लगभग 20% वृद्धि फ़्रीऑन से हुई, जो 20वीं सदी के मध्य तक वायुमंडल में व्यावहारिक रूप से अनुपस्थित थे। इन पदार्थों को समतापमंडलीय ओजोन क्षरणकर्ता के रूप में मान्यता प्राप्त है, और उनका उत्पादन 1987 मॉन्ट्रियल प्रोटोकॉल द्वारा निषिद्ध है। वायुमंडल में कार्बन डाइऑक्साइड की सांद्रता में वृद्धि कोयला, तेल, गैस और अन्य प्रकार के कार्बन ईंधन की लगातार बढ़ती मात्रा के जलने के साथ-साथ जंगलों की कटाई के कारण होती है, जिसके परिणामस्वरूप अवशोषण होता है। प्रकाश संश्लेषण के माध्यम से कार्बन डाइऑक्साइड कम हो जाती है। मीथेन की सांद्रता तेल और गैस उत्पादन में वृद्धि (इसके नुकसान के कारण) के साथ-साथ चावल की फसलों के विस्तार और मवेशियों की संख्या में वृद्धि के साथ बढ़ती है। यह सब जलवायु के गर्म होने में योगदान देता है।

मौसम को बदलने के लिए वायुमंडलीय प्रक्रियाओं को सक्रिय रूप से प्रभावित करने के तरीके विकसित किए गए हैं। इनका उपयोग गरज वाले बादलों में विशेष अभिकर्मकों को फैलाकर कृषि पौधों को ओलों से बचाने के लिए किया जाता है। हवाई अड्डों पर कोहरे को फैलाने, पौधों को ठंढ से बचाने, वांछित क्षेत्रों में वर्षा बढ़ाने के लिए बादलों को प्रभावित करने या सार्वजनिक कार्यक्रमों के दौरान बादलों को तितर-बितर करने के तरीके भी मौजूद हैं।

वातावरण का अध्ययन. वायुमंडल में भौतिक प्रक्रियाओं के बारे में जानकारी मुख्य रूप से मौसम संबंधी टिप्पणियों से प्राप्त होती है, जो सभी महाद्वीपों और कई द्वीपों पर स्थित स्थायी रूप से संचालित मौसम विज्ञान स्टेशनों और चौकियों के एक वैश्विक नेटवर्क द्वारा की जाती है। दैनिक अवलोकन हवा के तापमान और आर्द्रता, वायुमंडलीय दबाव और वर्षा, बादल, हवा आदि के बारे में जानकारी प्रदान करते हैं। सौर विकिरण और इसके परिवर्तनों का अवलोकन एक्टिनोमेट्रिक स्टेशनों पर किया जाता है। वायुमंडल के अध्ययन के लिए एयरोलॉजिकल स्टेशनों के नेटवर्क का बहुत महत्व है, जिन पर रेडियोसॉन्डेस का उपयोग करके 30-35 किमी की ऊंचाई तक मौसम संबंधी माप किए जाते हैं। कई स्टेशनों पर, वायुमंडलीय ओजोन, वायुमंडल में विद्युत घटना और हवा की रासायनिक संरचना का अवलोकन किया जाता है।

ग्राउंड स्टेशनों के डेटा को महासागरों पर टिप्पणियों द्वारा पूरक किया जाता है, जहां "मौसम जहाज" संचालित होते हैं, जो लगातार विश्व महासागर के कुछ क्षेत्रों में स्थित होते हैं, साथ ही अनुसंधान और अन्य जहाजों से प्राप्त मौसम संबंधी जानकारी भी होती है।

हाल के दशकों में, मौसम संबंधी उपग्रहों का उपयोग करके वायुमंडल के बारे में बढ़ती मात्रा में जानकारी प्राप्त की गई है, जो बादलों की तस्वीरें खींचने और सूर्य से पराबैंगनी, अवरक्त और माइक्रोवेव विकिरण के प्रवाह को मापने के लिए उपकरण ले जाते हैं। उपग्रह तापमान, बादल और इसकी जल आपूर्ति, वायुमंडल के विकिरण संतुलन के तत्वों, समुद्र की सतह के तापमान आदि के ऊर्ध्वाधर प्रोफाइल के बारे में जानकारी प्राप्त करना संभव बनाते हैं। नेविगेशन उपग्रहों की एक प्रणाली से रेडियो संकेतों के अपवर्तन के माप का उपयोग करके, यह घनत्व, दबाव और तापमान के साथ-साथ वातावरण में नमी की मात्रा के ऊर्ध्वाधर प्रोफाइल को निर्धारित करना संभव है। उपग्रहों की मदद से, पृथ्वी के सौर स्थिरांक और ग्रहीय अल्बेडो के मूल्य को स्पष्ट करना, पृथ्वी-वायुमंडल प्रणाली के विकिरण संतुलन के मानचित्र बनाना, छोटे वायुमंडलीय प्रदूषकों की सामग्री और परिवर्तनशीलता को मापना और समाधान करना संभव हो गया है। वायुमंडलीय भौतिकी और पर्यावरण निगरानी की कई अन्य समस्याएं।

लिट.: बुड्यको एम.आई. अतीत और भविष्य में जलवायु। एल., 1980; मतवेव एल. टी. सामान्य मौसम विज्ञान का पाठ्यक्रम। वायुमंडलीय भौतिकी. दूसरा संस्करण. एल., 1984; बुड्यको एम.आई., रोनोव ए.बी., यानशिन ए.एल. वातावरण का इतिहास। एल., 1985; ख्रगियन ए. ख. वायुमंडलीय भौतिकी। एम., 1986; वातावरण: निर्देशिका. एल., 1991; ख्रोमोव एस.पी., पेट्रोसिएंट्स एम.ए. मौसम विज्ञान और जलवायु विज्ञान। 5वां संस्करण. एम., 2001.

जी.एस. गोलित्सिन, एन.ए. जैतसेवा।

वायुमंडल ही पृथ्वी पर जीवन को संभव बनाता है। वातावरण के बारे में सबसे पहली जानकारी और तथ्य हमें प्राथमिक विद्यालय में प्राप्त होते हैं। हाई स्कूल में, भूगोल के पाठों में हम इस अवधारणा से अधिक परिचित हो जाते हैं।

पृथ्वी के वायुमंडल की अवधारणा

न केवल पृथ्वी, बल्कि अन्य खगोलीय पिंडों में भी वायुमंडल है। यह ग्रहों के चारों ओर मौजूद गैसीय आवरण को दिया गया नाम है। इस गैस परत की संरचना ग्रहों के बीच काफी भिन्न होती है। आइए वायु कहे जाने वाली वायु के बारे में बुनियादी जानकारी और तथ्यों पर नजर डालें।

इसका सबसे महत्वपूर्ण घटक ऑक्सीजन है। कुछ लोग गलती से सोचते हैं कि पृथ्वी का वायुमंडल पूरी तरह से ऑक्सीजन से बना है, लेकिन वास्तव में हवा गैसों का मिश्रण है। इसमें 78% नाइट्रोजन और 21% ऑक्सीजन होती है। शेष एक प्रतिशत में ओजोन, आर्गन, कार्बन डाइऑक्साइड और जल वाष्प शामिल हैं। भले ही इन गैसों का प्रतिशत छोटा है, फिर भी वे एक महत्वपूर्ण कार्य करते हैं - वे सौर उज्ज्वल ऊर्जा का एक महत्वपूर्ण हिस्सा अवशोषित करते हैं, जिससे प्रकाशमान को हमारे ग्रह पर सभी जीवन को राख में बदलने से रोका जाता है। ऊंचाई के आधार पर वायुमंडल के गुण बदलते रहते हैं। उदाहरण के लिए, 65 किमी की ऊंचाई पर नाइट्रोजन 86% और ऑक्सीजन 19% है।

पृथ्वी के वायुमंडल की संरचना

• कार्बन डाईऑक्साइडपौधों के पोषण के लिए आवश्यक. यह जीवित जीवों के श्वसन, सड़न और दहन की प्रक्रिया के परिणामस्वरूप वायुमंडल में प्रकट होता है। वायुमंडल में इसकी अनुपस्थिति किसी भी पौधे के अस्तित्व को असंभव बना देगी।
• ऑक्सीजन- मनुष्य के लिए वायुमंडल का एक महत्वपूर्ण घटक। इसकी उपस्थिति सभी जीवित जीवों के अस्तित्व के लिए एक शर्त है। यह वायुमंडलीय गैसों की कुल मात्रा का लगभग 20% बनाता है।
• ओजोनसौर पराबैंगनी विकिरण का एक प्राकृतिक अवशोषक है, जिसका जीवित जीवों पर हानिकारक प्रभाव पड़ता है। इसका अधिकांश भाग वायुमंडल की एक अलग परत बनाता है - ओजोन स्क्रीन। हाल ही में, मानव गतिविधि ने इस तथ्य को जन्म दिया है कि यह धीरे-धीरे नष्ट होने लगा है, लेकिन चूंकि यह बहुत महत्वपूर्ण है, इसलिए इसे संरक्षित करने और पुनर्स्थापित करने के लिए सक्रिय कार्य किया जा रहा है।
• जल वाष्पवायु की आर्द्रता निर्धारित करता है। इसकी सामग्री विभिन्न कारकों के आधार पर भिन्न हो सकती है: हवा का तापमान, क्षेत्रीय स्थान, मौसम। कम तापमान पर हवा में बहुत कम जलवाष्प होती है, शायद एक प्रतिशत से भी कम, और उच्च तापमान पर इसकी मात्रा 4% तक पहुँच जाती है।
• उपरोक्त सभी के अलावा, पृथ्वी के वायुमंडल की संरचना में हमेशा एक निश्चित प्रतिशत होता है ठोस और तरल अशुद्धियाँ. ये हैं कालिख, राख, समुद्री नमक, धूल, पानी की बूंदें, सूक्ष्मजीव। वे प्राकृतिक और मानवजनित दोनों तरह से हवा में आ सकते हैं।

वायुमंडल की परतें

विभिन्न ऊंचाई पर हवा का तापमान, घनत्व और गुणवत्ता संरचना समान नहीं होती है। इस कारण से, वायुमंडल की विभिन्न परतों को अलग करने की प्रथा है। उनमें से प्रत्येक की अपनी विशेषताएं हैं। आइए जानें कि वायुमंडल की कौन सी परतें प्रतिष्ठित हैं:

• क्षोभमंडल - वायुमंडल की यह परत पृथ्वी की सतह के सबसे निकट है। इसकी ऊंचाई ध्रुवों से 8-10 किमी और उष्ण कटिबंध में 16-18 किमी है। वायुमंडल में सभी जलवाष्प का 90% यहीं स्थित है, इसलिए सक्रिय बादल निर्माण होता है। साथ ही इस परत में वायु (हवा) की गति, अशांति और संवहन जैसी प्रक्रियाएं भी देखी जाती हैं। उष्ण कटिबंध में गर्म मौसम में दोपहर के समय तापमान +45 डिग्री से लेकर ध्रुवों पर -65 डिग्री तक होता है।
• समताप मंडल वायुमंडल की दूसरी सबसे दूर की परत है। 11 से 50 किमी की ऊंचाई पर स्थित है। समताप मंडल की निचली परत में तापमान लगभग -55 है; पृथ्वी से दूर जाने पर यह +1˚С तक बढ़ जाता है। इस क्षेत्र को व्युत्क्रमण कहा जाता है और यह समतापमंडल और मध्यमंडल की सीमा है।
• मध्यमंडल 50 से 90 किमी की ऊंचाई पर स्थित है। इसकी निचली सीमा पर तापमान लगभग 0 है, ऊपरी सीमा पर यह -80...-90 ˚С तक पहुँच जाता है। पृथ्वी के वायुमंडल में प्रवेश करने वाले उल्कापिंड मध्यमंडल में पूरी तरह से जल जाते हैं, जिससे यहां वायु की चमक पैदा होती है।
• थर्मोस्फियर लगभग 700 किमी मोटा है। वायुमंडल की इस परत में उत्तरी रोशनी दिखाई देती है। वे ब्रह्मांडीय विकिरण और सूर्य से निकलने वाले विकिरण के प्रभाव के कारण प्रकट होते हैं।
• बाह्यमंडल वायु फैलाव का क्षेत्र है। यहां गैसों की सांद्रता कम होती है और वे धीरे-धीरे अंतरग्रहीय अंतरिक्ष में चली जाती हैं।

पृथ्वी के वायुमंडल और बाह्य अंतरिक्ष के बीच की सीमा 100 किमी मानी जाती है। इस रेखा को कर्मण रेखा कहा जाता है।

वायु - दाब

मौसम का पूर्वानुमान सुनते समय, हम अक्सर बैरोमीटर का दबाव रीडिंग सुनते हैं। लेकिन वायुमंडलीय दबाव का क्या मतलब है, और यह हमें कैसे प्रभावित कर सकता है?

हमने पता लगाया कि हवा में गैसें और अशुद्धियाँ होती हैं। इनमें से प्रत्येक घटक का अपना वजन होता है, जिसका अर्थ है कि वातावरण भारहीन नहीं है, जैसा कि 17वीं शताब्दी तक माना जाता था। वायुमंडलीय दबाव वह बल है जिसके साथ वायुमंडल की सभी परतें पृथ्वी की सतह और सभी वस्तुओं पर दबाव डालती हैं।

वैज्ञानिकों ने जटिल गणनाएँ कीं और साबित किया कि वायुमंडल प्रति वर्ग मीटर क्षेत्र पर 10,333 किलोग्राम का बल दबाता है। इसका मतलब है कि मानव शरीर वायु दबाव के अधीन है, जिसका वजन 12-15 टन है। हमें यह महसूस क्यों नहीं होता? यह हमारा आंतरिक दबाव है जो हमें बचाता है, जो बाहरी संतुलन बनाता है। आप हवाई जहाज़ पर या पहाड़ों में ऊंचाई पर वायुमंडल का दबाव महसूस कर सकते हैं, क्योंकि ऊंचाई पर वायुमंडलीय दबाव बहुत कम होता है। इस मामले में, शारीरिक परेशानी, कान बंद होना और चक्कर आना संभव है।

आसपास के वातावरण के बारे में बहुत कुछ कहा जा सकता है। हम उसके बारे में कई दिलचस्प तथ्य जानते हैं, और उनमें से कुछ आश्चर्यजनक लग सकते हैं:

• पृथ्वी के वायुमंडल का भार 5,300,000,000,000,000 टन है।
• यह ध्वनि संचरण को बढ़ावा देता है। 100 किमी से अधिक की ऊंचाई पर, वायुमंडल की संरचना में परिवर्तन के कारण यह संपत्ति गायब हो जाती है।
• वायुमंडल की गति पृथ्वी की सतह के असमान तापन से उत्पन्न होती है।
• हवा का तापमान निर्धारित करने के लिए थर्मामीटर का उपयोग किया जाता है, और वायुमंडल के दबाव को निर्धारित करने के लिए बैरोमीटर का उपयोग किया जाता है।
• वायुमंडल की उपस्थिति हमारे ग्रह को प्रतिदिन 100 टन उल्कापिंडों से बचाती है।
• हवा की संरचना कई सौ मिलियन वर्षों से स्थिर थी, लेकिन तेजी से औद्योगिक गतिविधि की शुरुआत के साथ इसमें बदलाव आना शुरू हो गया।
• ऐसा माना जाता है कि वायुमंडल 3000 किमी की ऊंचाई तक फैला हुआ है।

मनुष्य के लिए वातावरण का महत्व

वायुमंडल का शारीरिक क्षेत्र 5 किमी है। समुद्र तल से 5000 मीटर की ऊंचाई पर, एक व्यक्ति को ऑक्सीजन की कमी का अनुभव होने लगता है, जो उसके प्रदर्शन में कमी और भलाई में गिरावट में व्यक्त होता है। इससे पता चलता है कि कोई व्यक्ति ऐसे स्थान पर जीवित नहीं रह सकता जहां गैसों का यह अद्भुत मिश्रण न हो।

वायुमंडल के बारे में सभी जानकारी और तथ्य केवल लोगों के लिए इसके महत्व की पुष्टि करते हैं। इसकी उपस्थिति के कारण ही पृथ्वी पर जीवन का विकास संभव हो सका। पहले से ही आज, यह आकलन करने के बाद कि मानवता अपने कार्यों के माध्यम से जीवन देने वाली हवा को किस हद तक नुकसान पहुंचाने में सक्षम है, हमें वातावरण को संरक्षित करने और बहाल करने के लिए और उपायों के बारे में सोचना चाहिए।

वायुमंडल- यह वायु आवरण है जो पृथ्वी को चारों ओर से घेरे हुए है और गुरुत्वाकर्षण द्वारा इससे जुड़ा हुआ है। वायुमंडल हमारे ग्रह के दैनिक घूर्णन और वार्षिक गति में शामिल है। वायुमंडलीय वायु गैसों का मिश्रण है जिसमें तरल (पानी की बूंदें) और ठोस कण (धुआं, धूल) निलंबित होते हैं। वायुमंडल की गैस संरचना 100-110 किमी की ऊंचाई तक अपरिवर्तित रहती है, जो प्रकृति में संतुलन के कारण है। गैसों के आयतन अंश हैं: नाइट्रोजन - 78%, ऑक्सीजन - 21%, अक्रिय गैसें (आर्गन, क्सीनन, क्रिप्टन) - 0.9%, कार्बन - 0.03%। इसके अलावा, वायुमंडल में हमेशा जलवाष्प मौजूद रहता है।

जैविक प्रक्रियाओं के अलावा, ऑक्सीजन, नाइट्रोजन और कार्बन चट्टानों के रासायनिक अपक्षय में सक्रिय रूप से शामिल होते हैं। ओजोन 03 की भूमिका बहुत महत्वपूर्ण है; यह सूर्य से अधिकांश पराबैंगनी विकिरण को अवशोषित करता है और बड़ी मात्रा में, जीवित जीवों के लिए खतरनाक है। ठोस कण, जो विशेष रूप से शहरों में प्रचुर मात्रा में होते हैं, संघनन नाभिक (उनके चारों ओर पानी की बूंदें और बर्फ के टुकड़े बनते हैं) के रूप में काम करते हैं।

वायुमंडल की ऊँचाई, सीमाएँ और संरचना

वायुमंडल की ऊपरी सीमा पारंपरिक रूप से लगभग 1000 किमी की ऊंचाई पर खींची जाती है, हालांकि इसे बहुत अधिक - 20,000 किमी तक - पता लगाया जा सकता है, लेकिन वहां यह बहुत दुर्लभ है।

ऊंचाई और अन्य भौतिक गुणों के साथ हवा के तापमान में परिवर्तन की विभिन्न प्रकृति के कारण, वायुमंडल में कई हिस्से प्रतिष्ठित होते हैं, जो संक्रमण परतों द्वारा एक दूसरे से अलग होते हैं।

क्षोभमंडल वायुमंडल की सबसे निचली और घनी परत है। इसकी ऊपरी सीमा भूमध्य रेखा से 18 किमी ऊपर और ध्रुवों से 8-12 किमी ऊपर खींची गई है। क्षोभमंडल में तापमान प्रत्येक 100 मीटर पर औसतन 0.6 डिग्री सेल्सियस कम हो जाता है। यह तापमान, दबाव, हवा की गति के वितरण के साथ-साथ बादलों और वर्षा के वितरण में महत्वपूर्ण क्षैतिज अंतर की विशेषता है। क्षोभमंडल में तीव्र ऊर्ध्वाधर वायु गति - संवहन होती है। वायुमंडल की इसी निचली परत में मौसम का मुख्य रूप से निर्माण होता है। लगभग सारा वायुमंडलीय जलवाष्प यहीं केंद्रित है।

समताप मंडल मुख्यतः 50 किमी की ऊँचाई तक फैला हुआ है। 20-25 किमी की ऊंचाई पर ओजोन सांद्रता अपने उच्चतम मूल्यों तक पहुंच जाती है, जिससे ओजोन स्क्रीन बनती है। समताप मंडल में हवा का तापमान, एक नियम के रूप में, ऊंचाई के साथ औसतन 1-2 डिग्री सेल्सियस प्रति 1 किमी बढ़ जाता है, जो ऊपरी सीमा पर 0 डिग्री सेल्सियस और इससे अधिक तक पहुंच जाता है। ऐसा ओजोन द्वारा सौर ऊर्जा के अवशोषण के कारण होता है। समताप मंडल में लगभग कोई जलवाष्प या बादल नहीं होते हैं, और तूफान-बल वाली हवाएँ 300-400 किमी/घंटा तक की गति से चलती हैं।

मेसोस्फीयर में, हवा का तापमान -60...-100 डिग्री सेल्सियस तक गिर जाता है, और तीव्र ऊर्ध्वाधर और क्षैतिज वायु गति होती है।

थर्मोस्फीयर की ऊपरी परतों में, जहां हवा अत्यधिक आयनित होती है, तापमान फिर से 2000 डिग्री सेल्सियस तक बढ़ जाता है। यहां अरोरा और चुंबकीय तूफान देखे जाते हैं।

पृथ्वी के जीवन में वायुमंडल की बड़ी भूमिका है। यह दिन के दौरान पृथ्वी की सतह को अत्यधिक गर्म होने और रात में ठंडा होने से रोकता है, पृथ्वी पर नमी का पुनर्वितरण करता है और इसकी सतह को उल्कापिंड गिरने से बचाता है। हमारे ग्रह पर जैविक जीवन के अस्तित्व के लिए वायुमंडल की उपस्थिति एक अनिवार्य शर्त है।

सौर विकिरण। वायुमंडलीय तापन

सूर्य भारी मात्रा में ऊर्जा उत्सर्जित करता है, जिसका केवल एक छोटा सा अंश ही पृथ्वी को प्राप्त होता है।

सूर्य से प्रकाश और ऊष्मा के उत्सर्जन को सौर विकिरण कहा जाता है। सौर विकिरण पृथ्वी की सतह तक पहुँचने से पहले वायुमंडल के माध्यम से एक लंबा सफर तय करता है। इस पर काबू पाते हुए, यह वायु आवरण द्वारा बड़े पैमाने पर अवशोषित और नष्ट हो जाता है। वह विकिरण जो सीधी किरणों के रूप में सीधे पृथ्वी की सतह तक पहुंचता है, प्रत्यक्ष विकिरण कहलाता है। वायुमंडल में बिखरा हुआ कुछ विकिरण विसरित विकिरण के रूप में पृथ्वी की सतह पर भी पहुँच जाता है।

क्षैतिज सतह पर आने वाले प्रत्यक्ष और विसरित विकिरण के संयोजन को कुल सौर विकिरण कहा जाता है। वायुमंडल अपनी ऊपरी सीमा पर आने वाले लगभग 20% सौर विकिरण को अवशोषित करता है। अन्य 34% विकिरण पृथ्वी की सतह और वायुमंडल (परावर्तित विकिरण) से परावर्तित होता है। सौर विकिरण का 46% भाग पृथ्वी की सतह द्वारा अवशोषित होता है। ऐसे विकिरण को अवशोषित (अवशोषित) कहा जाता है।

परावर्तित सौर विकिरण की तीव्रता और वायुमंडल की ऊपरी सीमा पर आने वाली सूर्य की सभी उज्ज्वल ऊर्जा की तीव्रता के अनुपात को पृथ्वी का अल्बेडो कहा जाता है और इसे प्रतिशत के रूप में व्यक्त किया जाता है।

तो, हमारे ग्रह का वायुमंडल सहित अल्बेडो औसतन 34% है। विभिन्न अक्षांशों पर अल्बेडो मान में सतह के रंग, वनस्पति, बादल आदि से जुड़े महत्वपूर्ण अंतर होते हैं। ताजी बर्फ से ढका सतह क्षेत्र 80-85% विकिरण, घास और रेत - क्रमशः 26% और 30%, और पानी - केवल 5% दर्शाता है।

पृथ्वी के अलग-अलग क्षेत्रों द्वारा प्राप्त सौर ऊर्जा की मात्रा मुख्य रूप से सूर्य की किरणों के आपतन कोण पर निर्भर करती है। वे जितनी सीधी गिरती हैं (अर्थात, क्षितिज के ऊपर सूर्य की ऊंचाई जितनी अधिक होती है), प्रति इकाई क्षेत्र में गिरने वाली सौर ऊर्जा की मात्रा उतनी ही अधिक होती है।

किरणों के आपतन कोण पर कुल विकिरण की मात्रा की निर्भरता दो कारणों से होती है। सबसे पहले, सूर्य की किरणों का आपतन कोण जितना छोटा होगा, यह प्रकाश प्रवाह उतने ही बड़े क्षेत्र में वितरित होगा और प्रति इकाई सतह पर उतनी ही कम ऊर्जा होगी। दूसरे, आपतन कोण जितना छोटा होगा, किरण वायुमंडल में उतना ही लंबा रास्ता तय करेगी।

पृथ्वी की सतह पर पड़ने वाले सौर विकिरण की मात्रा भी वायुमंडल की पारदर्शिता, विशेषकर बादलों से प्रभावित होती है। सौर किरणों के आपतन कोण और वायुमंडल की पारदर्शिता पर सौर विकिरण की निर्भरता इसके वितरण की क्षेत्रीय प्रकृति को निर्धारित करती है। एक अक्षांश पर कुल सौर विकिरण की मात्रा में अंतर मुख्य रूप से बादल के कारण होता है।

पृथ्वी की सतह में प्रवेश करने वाली ऊष्मा की मात्रा कैलोरी में प्रति इकाई क्षेत्र (1 सेमी) प्रति इकाई समय (1 वर्ष) में निर्धारित की जाती है।

अवशोषित विकिरण पृथ्वी की पतली सतह परत को गर्म करने और पानी को वाष्पित करने में खर्च होता है। गर्म पृथ्वी की सतह विकिरण, चालन, संवहन और जल वाष्प के संघनन के माध्यम से पर्यावरण में गर्मी स्थानांतरित करती है।

स्थान के अक्षांश और समुद्र तल से ऊँचाई के आधार पर हवा के तापमान में परिवर्तन होता है

भूमध्यरेखीय-उष्णकटिबंधीय अक्षांशों से ध्रुवों तक कुल विकिरण घटता जाता है। यह अधिकतम है - लगभग 850 J/m2 प्रति वर्ष (200 kcal/cm2 प्रति वर्ष) - उष्णकटिबंधीय रेगिस्तानों में, जहां सूर्य की उच्च ऊंचाई और बादल रहित आकाश के माध्यम से प्रत्यक्ष सौर विकिरण तीव्र होता है। वर्ष की गर्मियों की छमाही में, निम्न और उच्च अक्षांशों के बीच कुल सौर विकिरण के प्रवाह में अंतर दूर हो जाता है। ऐसा सूर्य की रोशनी की लंबी अवधि के कारण होता है, विशेषकर ध्रुवीय क्षेत्रों में, जहां ध्रुवीय दिन छह महीने तक भी रहता है।

यद्यपि पृथ्वी की सतह पर आने वाला कुल सौर विकिरण आंशिक रूप से इसके द्वारा परावर्तित होता है, लेकिन इसका अधिकांश भाग पृथ्वी की सतह द्वारा अवशोषित कर लिया जाता है और ऊष्मा में बदल जाता है। कुल विकिरण का वह भाग जो पृथ्वी की सतह के परावर्तन और तापीय विकिरण पर खर्च होने के बाद बच जाता है, विकिरण संतुलन (अवशिष्ट विकिरण) कहलाता है। कुल मिलाकर वर्ष के लिए, अंटार्कटिका और ग्रीनलैंड के ऊंचे बर्फीले रेगिस्तानों को छोड़कर, पृथ्वी पर हर जगह यह सकारात्मक है। विकिरण संतुलन भूमध्य रेखा से ध्रुवों की दिशा में स्वाभाविक रूप से कम हो जाता है, जहां यह शून्य के करीब होता है।

तदनुसार, हवा का तापमान क्षेत्रीय रूप से वितरित किया जाता है, अर्थात यह भूमध्य रेखा से ध्रुवों की दिशा में घटता जाता है। .हवा का तापमान समुद्र तल से ऊपर के क्षेत्र की ऊंचाई पर भी निर्भर करता है: क्षेत्र जितना ऊंचा होगा, तापमान उतना ही कम होगा।

भूमि और जल के वितरण का वायु तापमान पर महत्वपूर्ण प्रभाव पड़ता है। भूमि की सतह तेजी से गर्म होती है, लेकिन जल्दी ठंडी हो जाती है, और पानी की सतह अधिक धीरे-धीरे गर्म होती है, लेकिन गर्मी को लंबे समय तक बरकरार रखती है और इसे धीरे-धीरे हवा में छोड़ती है।

गर्म और ठंडे मौसम में, दिन और रात में पृथ्वी की सतह के गर्म होने और ठंडा होने की अलग-अलग तीव्रता के परिणामस्वरूप, पूरे दिन और वर्ष में हवा का तापमान बदलता रहता है।

हवा का तापमान निर्धारित करने के लिए थर्मामीटर का उपयोग किया जाता है। इसे दिन में 8 बार मापा जाता है और प्रतिदिन औसत की गणना की जाती है। औसत दैनिक तापमान का उपयोग करके, मासिक औसत की गणना की जाती है। इन्हें आम तौर पर जलवायु मानचित्रों पर इज़ोटेर्म (ऐसी रेखाएं जो एक निश्चित अवधि में समान तापमान वाले बिंदुओं को जोड़ती हैं) के रूप में दिखाया जाता है। तापमान को चिह्नित करने के लिए, जनवरी और जुलाई में मासिक औसत अक्सर लिया जाता है, कम अक्सर वार्षिक। ,

पृथ्वी के निर्माण के साथ ही वायुमंडल का निर्माण शुरू हुआ। ग्रह के विकास के दौरान और जैसे-जैसे इसके पैरामीटर आधुनिक मूल्यों के करीब आए, इसकी रासायनिक संरचना और भौतिक गुणों में मौलिक रूप से गुणात्मक परिवर्तन हुए। विकासवादी मॉडल के अनुसार, प्रारंभिक अवस्था में पृथ्वी पिघली हुई अवस्था में थी और लगभग 4.5 अरब वर्ष पहले एक ठोस पिंड के रूप में बनी थी। इस मील के पत्थर को भूवैज्ञानिक कालक्रम की शुरुआत के रूप में लिया जाता है। उसी समय से वायुमंडल का धीमी गति से विकास शुरू हुआ। कुछ भूवैज्ञानिक प्रक्रियाएं (उदाहरण के लिए, ज्वालामुखी विस्फोट के दौरान लावा का बाहर निकलना) पृथ्वी के आंत्र से गैसों की रिहाई के साथ थीं। उनमें नाइट्रोजन, अमोनिया, मीथेन, जल वाष्प, सीओ ऑक्साइड और कार्बन डाइऑक्साइड सीओ 2 शामिल थे। सौर पराबैंगनी विकिरण के प्रभाव में, जल वाष्प हाइड्रोजन और ऑक्सीजन में विघटित हो गया, लेकिन जारी ऑक्सीजन ने कार्बन मोनोऑक्साइड के साथ प्रतिक्रिया करके कार्बन डाइऑक्साइड बनाया। अमोनिया नाइट्रोजन और हाइड्रोजन में विघटित हो गया। प्रसार की प्रक्रिया के दौरान, हाइड्रोजन ऊपर की ओर बढ़ी और वायुमंडल छोड़ दिया, और भारी नाइट्रोजन वाष्पित नहीं हो सका और धीरे-धीरे जमा हो गया, मुख्य घटक बन गया, हालांकि इसका कुछ हिस्सा रासायनिक प्रतिक्रियाओं के परिणामस्वरूप अणुओं में बंध गया था ( सेमी. वायुमंडल का रसायन शास्त्र)। पराबैंगनी किरणों और विद्युत निर्वहन के प्रभाव में, पृथ्वी के मूल वायुमंडल में मौजूद गैसों का मिश्रण रासायनिक प्रतिक्रियाओं में प्रवेश कर गया, जिसके परिणामस्वरूप कार्बनिक पदार्थों, विशेष रूप से अमीनो एसिड का निर्माण हुआ। आदिम पौधों के आगमन के साथ, ऑक्सीजन की रिहाई के साथ, प्रकाश संश्लेषण की प्रक्रिया शुरू हुई। यह गैस, विशेषकर वायुमंडल की ऊपरी परतों में फैलने के बाद, इसकी निचली परतों और पृथ्वी की सतह को जीवन-घातक पराबैंगनी और एक्स-रे विकिरण से बचाने लगी। सैद्धांतिक अनुमानों के अनुसार, अब की तुलना में 25,000 गुना कम ऑक्सीजन सामग्री, अब की तुलना में केवल आधी सांद्रता के साथ ओजोन परत के निर्माण का कारण बन सकती है। हालाँकि, यह पहले से ही पराबैंगनी किरणों के विनाशकारी प्रभावों से जीवों की बहुत महत्वपूर्ण सुरक्षा प्रदान करने के लिए पर्याप्त है।

यह संभावना है कि प्राथमिक वातावरण में बहुत अधिक कार्बन डाइऑक्साइड थी। इसका उपयोग प्रकाश संश्लेषण के दौरान किया गया था, और पौधे की दुनिया के विकास के साथ-साथ कुछ भूवैज्ञानिक प्रक्रियाओं के दौरान अवशोषण के कारण इसकी सांद्रता कम हो गई होगी। क्योंकि ग्रीनहाउस प्रभाववायुमंडल में कार्बन डाइऑक्साइड की उपस्थिति से संबंधित, इसकी सांद्रता में उतार-चढ़ाव पृथ्वी के इतिहास में इतने बड़े पैमाने पर जलवायु परिवर्तन के महत्वपूर्ण कारणों में से एक है। हिम युगों.

आधुनिक वायुमंडल में मौजूद हीलियम अधिकतर यूरेनियम, थोरियम और रेडियम के रेडियोधर्मी क्षय का उत्पाद है। ये रेडियोधर्मी तत्व कण उत्सर्जित करते हैं, जो हीलियम परमाणुओं के नाभिक होते हैं। चूँकि रेडियोधर्मी क्षय के दौरान विद्युत आवेश न तो बनता है और न ही नष्ट होता है, प्रत्येक ए-कण के निर्माण के साथ दो इलेक्ट्रॉन प्रकट होते हैं, जो ए-कणों के साथ पुनः संयोजित होकर तटस्थ हीलियम परमाणु बनाते हैं। रेडियोधर्मी तत्व चट्टानों में बिखरे हुए खनिजों में निहित होते हैं, इसलिए रेडियोधर्मी क्षय के परिणामस्वरूप बनने वाले हीलियम का एक महत्वपूर्ण हिस्सा उनमें बना रहता है, जो बहुत धीरे-धीरे वायुमंडल में निकल जाता है। हीलियम की एक निश्चित मात्रा विसरण के कारण बाह्यमंडल में ऊपर की ओर उठती है, लेकिन पृथ्वी की सतह से निरंतर प्रवाह के कारण वायुमंडल में इस गैस की मात्रा लगभग अपरिवर्तित रहती है। तारों के प्रकाश के वर्णक्रमीय विश्लेषण और उल्कापिंडों के अध्ययन के आधार पर, ब्रह्मांड में विभिन्न रासायनिक तत्वों की सापेक्ष प्रचुरता का अनुमान लगाना संभव है। अंतरिक्ष में नियॉन की सांद्रता पृथ्वी की तुलना में लगभग दस अरब गुना अधिक है, क्रिप्टन - दस मिलियन गुना, और क्सीनन - एक लाख गुना। इससे पता चलता है कि इन अक्रिय गैसों की सांद्रता, जो स्पष्ट रूप से शुरू में पृथ्वी के वायुमंडल में मौजूद थी और रासायनिक प्रतिक्रियाओं के दौरान फिर से नहीं भरी गई थी, बहुत कम हो गई, शायद पृथ्वी के प्राथमिक वायुमंडल के नुकसान के चरण में भी। एक अपवाद अक्रिय गैस आर्गन है, क्योंकि 40 Ar आइसोटोप के रूप में यह अभी भी पोटेशियम आइसोटोप के रेडियोधर्मी क्षय के दौरान बनता है।

बैरोमीटर का दबाव वितरण.

वायुमंडलीय गैसों का कुल वजन लगभग 4.5 · 10 15 टन है। इस प्रकार, प्रति इकाई क्षेत्र में वायुमंडल का "वजन", या समुद्र तल पर वायुमंडलीय दबाव, लगभग 11 टी/एम 2 = 1.1 किग्रा/सेमी 2 है। पी 0 = 1033.23 ग्राम/सेमी 2 = 1013.250 एमबार = 760 मिमी एचजी के बराबर दबाव। कला। = 1 एटीएम, मानक औसत वायुमंडलीय दबाव के रूप में लिया गया। हाइड्रोस्टैटिक संतुलन की स्थिति में वायुमंडल के लिए हमारे पास है: डी पी= -आरजीडी एच, इसका मतलब है कि ऊंचाई के अंतराल में से एचपहले एच+ डी एचघटित होना वायुमंडलीय दबाव में परिवर्तन के बीच समानता d पीऔर इकाई क्षेत्र, घनत्व आर और मोटाई डी के साथ वायुमंडल के संबंधित तत्व का वजन एच।दबाव के बीच एक रिश्ते के रूप में आरऔर तापमान टीघनत्व r के साथ एक आदर्श गैस की स्थिति का समीकरण, जो पृथ्वी के वायुमंडल पर काफी लागू होता है, का उपयोग किया जाता है: पी= आर आर टी/m, जहां m आणविक भार है, और R = 8.3 J/(K mol) सार्वभौमिक गैस स्थिरांक है। फिर डी लॉग करें पी= – (एम जी/आरटी)डी एच= – बी.डी एच=-डी एच/एच, जहां दबाव प्रवणता लघुगणकीय पैमाने पर है। इसके व्युत्क्रम मान H को वायुमंडलीय ऊँचाई पैमाना कहा जाता है।

इज़ोटेर्माल वातावरण के लिए इस समीकरण को एकीकृत करते समय ( टी= स्थिरांक) या इसके भाग के लिए जहां ऐसा सन्निकटन अनुमेय है, ऊंचाई के साथ दबाव वितरण का बैरोमीटर का नियम प्राप्त होता है: पी = पी 0 क्स्प(- एच/एच 0), जहां ऊंचाई का संदर्भ है एचसमुद्र तल से उत्पादित, जहां मानक माध्य दबाव है पी 0 . अभिव्यक्ति एच 0 = आर टी/ मिलीग्राम, को ऊंचाई पैमाना कहा जाता है, जो वायुमंडल की सीमा को दर्शाता है, बशर्ते कि इसमें तापमान हर जगह समान हो (आइसोथर्मल वातावरण)। यदि वातावरण इज़ोटेर्मल नहीं है, तो एकीकरण को ऊंचाई और पैरामीटर के साथ तापमान में परिवर्तन को ध्यान में रखना चाहिए एन- वायुमंडलीय परतों की कुछ स्थानीय विशेषताएं, उनके तापमान और पर्यावरण के गुणों पर निर्भर करती हैं।

मानक वातावरण.

वायुमंडल के आधार पर मानक दबाव के अनुरूप मॉडल (मुख्य मापदंडों के मूल्यों की तालिका)। आर 0 और रासायनिक संरचना को मानक वायुमंडल कहा जाता है। अधिक सटीक रूप से, यह वायुमंडल का एक सशर्त मॉडल है, जिसके लिए समुद्र तल से 2 किमी नीचे से पृथ्वी के वायुमंडल की बाहरी सीमा तक की ऊंचाई पर तापमान, दबाव, घनत्व, चिपचिपाहट और हवा की अन्य विशेषताओं के औसत मान निर्दिष्ट किए जाते हैं। अक्षांश 45° 32ў 33І के लिए। सभी ऊंचाई पर मध्य वायुमंडल के मापदंडों की गणना एक आदर्श गैस की स्थिति के समीकरण और बैरोमीटर के नियम का उपयोग करके की गई थी यह मानते हुए कि समुद्र तल पर दबाव 1013.25 hPa (760 मिमी Hg) है और तापमान 288.15 K (15.0 डिग्री सेल्सियस) है। ऊर्ध्वाधर तापमान वितरण की प्रकृति के अनुसार, औसत वायुमंडल में कई परतें होती हैं, जिनमें से प्रत्येक में तापमान ऊंचाई के एक रैखिक कार्य द्वारा अनुमानित होता है। सबसे निचली परत - क्षोभमंडल (h Ј 11 किमी) में प्रत्येक किलोमीटर की वृद्धि के साथ तापमान 6.5 डिग्री सेल्सियस गिर जाता है। उच्च ऊंचाई पर, ऊर्ध्वाधर तापमान प्रवणता का मान और संकेत परत दर परत बदलता रहता है। 790 किमी से ऊपर तापमान लगभग 1000 K है और व्यावहारिक रूप से ऊंचाई के साथ इसमें कोई बदलाव नहीं होता है।

मानक वातावरण एक समय-समय पर अद्यतन, वैध मानक है जो तालिकाओं के रूप में जारी किया जाता है।

क्षोभ मंडल।

वायुमंडल की सबसे निचली और सबसे घनी परत, जिसमें ऊंचाई के साथ तापमान तेजी से घटता है, क्षोभमंडल कहलाती है। इसमें वायुमंडल के कुल द्रव्यमान का 80% तक शामिल है और यह ध्रुवीय और मध्य अक्षांशों में 8-10 किमी की ऊंचाई तक और उष्णकटिबंधीय में 16-18 किमी तक फैला हुआ है। लगभग सभी मौसम-निर्माण प्रक्रियाएं यहां विकसित होती हैं, पृथ्वी और उसके वायुमंडल के बीच गर्मी और नमी का आदान-प्रदान होता है, बादल बनते हैं, विभिन्न मौसम संबंधी घटनाएं होती हैं, कोहरा और वर्षा होती है। पृथ्वी के वायुमंडल की ये परतें संवहनी संतुलन में हैं और, सक्रिय मिश्रण के कारण, एक सजातीय रासायनिक संरचना होती है, जिसमें मुख्य रूप से आणविक नाइट्रोजन (78%) और ऑक्सीजन (21%) शामिल हैं। प्राकृतिक और मानव निर्मित एरोसोल और गैस वायु प्रदूषकों का विशाल बहुमत क्षोभमंडल में केंद्रित है। 2 किमी तक मोटे क्षोभमंडल के निचले हिस्से की गतिशीलता, पृथ्वी की अंतर्निहित सतह के गुणों पर दृढ़ता से निर्भर करती है, जो गर्म भूमि से गर्मी के हस्तांतरण के कारण हवा (हवाओं) के क्षैतिज और ऊर्ध्वाधर आंदोलनों को निर्धारित करती है। पृथ्वी की सतह के अवरक्त विकिरण के माध्यम से, जो क्षोभमंडल में मुख्य रूप से वाष्प पानी और कार्बन डाइऑक्साइड (ग्रीनहाउस प्रभाव) द्वारा अवशोषित होता है। ऊंचाई के साथ तापमान वितरण अशांत और संवहन मिश्रण के परिणामस्वरूप स्थापित होता है। औसतन, यह लगभग 6.5 K/km की ऊंचाई के साथ तापमान में गिरावट से मेल खाता है।

सतह की सीमा परत में हवा की गति शुरू में ऊंचाई के साथ तेजी से बढ़ती है, और इसके ऊपर 2-3 किमी/सेकेंड प्रति किलोमीटर की वृद्धि जारी रहती है। कभी-कभी संकीर्ण ग्रहीय प्रवाह (30 किमी/सेकंड से अधिक की गति के साथ) क्षोभमंडल में, मध्य अक्षांशों में पश्चिमी और भूमध्य रेखा के पास पूर्वी में दिखाई देते हैं। इन्हें जेट स्ट्रीम कहा जाता है।

ट्रोपोपॉज़।

क्षोभमंडल (ट्रोपोपॉज़) की ऊपरी सीमा पर, तापमान निचले वायुमंडल के लिए अपने न्यूनतम मूल्य तक पहुँच जाता है। यह क्षोभमंडल और उसके ऊपर स्थित समतापमंडल के बीच की संक्रमण परत है। ट्रोपोपॉज़ की मोटाई सैकड़ों मीटर से लेकर 1.5-2 किमी तक होती है, और तापमान और ऊंचाई क्रमशः अक्षांश और मौसम के आधार पर 190 से 220 K और 8 से 18 किमी तक होती है। शीतोष्ण और उच्च अक्षांशों में सर्दियों में यह गर्मियों की तुलना में 1-2 किमी कम और 8-15 K अधिक गर्म होता है। उष्ण कटिबंध में, मौसमी परिवर्तन बहुत कम होते हैं (ऊंचाई 16-18 किमी, तापमान 180-200 K)। ऊपर जेट धाराएंट्रोपोपॉज़ ब्रेक संभव हैं।

पृथ्वी के वायुमंडल में जल.

पृथ्वी के वायुमंडल की सबसे महत्वपूर्ण विशेषता जल वाष्प और बूंदों के रूप में पानी की महत्वपूर्ण मात्रा की उपस्थिति है, जो बादलों और बादल संरचनाओं के रूप में सबसे आसानी से देखी जाती है। आकाश में बादल छाने की डिग्री (एक निश्चित क्षण में या औसतन एक निश्चित अवधि में), 10 के पैमाने पर या प्रतिशत के रूप में व्यक्त की जाती है, जिसे बादल कहा जाता है। बादलों का आकार अंतर्राष्ट्रीय वर्गीकरण के अनुसार निर्धारित होता है। औसतन, बादल दुनिया के लगभग आधे हिस्से को कवर करते हैं। बादल छाना मौसम और जलवायु को दर्शाने वाला एक महत्वपूर्ण कारक है। सर्दियों में और रात में, बादल पृथ्वी की सतह और हवा की जमीनी परत के तापमान में कमी को रोकते हैं; गर्मियों में और दिन के दौरान, यह सूर्य की किरणों द्वारा पृथ्वी की सतह के गर्म होने को कमजोर करता है, जिससे महाद्वीपों के अंदर की जलवायु नरम हो जाती है। .

बादल.

बादल वायुमंडल में निलंबित पानी की बूंदों (पानी के बादल), बर्फ के क्रिस्टल (बर्फ के बादल), या दोनों एक साथ (मिश्रित बादल) का संचय हैं। जैसे-जैसे बूंदें और क्रिस्टल बड़े होते जाते हैं, वे वर्षा के रूप में बादलों से बाहर गिरते हैं। बादल मुख्यतः क्षोभमंडल में बनते हैं। वे हवा में निहित जलवाष्प के संघनन के परिणामस्वरूप उत्पन्न होते हैं। बादल की बूंदों का व्यास कई माइक्रोन के क्रम पर होता है। बादलों में तरल पानी की मात्रा अंश से लेकर कई ग्राम प्रति घन मीटर तक होती है। बादलों को ऊंचाई के आधार पर पहचाना जाता है: अंतर्राष्ट्रीय वर्गीकरण के अनुसार, बादल 10 प्रकार के होते हैं: सिरस, सिरोक्यूम्यलस, सिरोस्ट्रेटस, अल्टोक्यूम्यलस, अल्टोस्ट्रेटस, निंबोस्ट्रेटस, स्ट्रेटस, स्ट्रैटोक्यूम्यलस, क्यूम्यलोनिम्बस, क्यूम्यलस।

समतापमंडल में मोती जैसे बादल भी देखे जाते हैं, और मध्यमंडल में रात्रिचर बादल भी देखे जाते हैं।

सिरस बादल पतले सफेद धागों या रेशमी चमक वाले घूंघट के रूप में पारदर्शी बादल होते हैं जो छाया प्रदान नहीं करते हैं। सिरस बादल बर्फ के क्रिस्टल से बने होते हैं और ऊपरी क्षोभमंडल में बहुत कम तापमान पर बनते हैं। कुछ प्रकार के सिरस बादल मौसम परिवर्तन के अग्रदूत के रूप में कार्य करते हैं।

सिरोक्यूम्यलस बादल ऊपरी क्षोभमंडल में पतले सफेद बादलों की लकीरें या परतें हैं। सिरोक्यूम्यलस बादल छोटे तत्वों से निर्मित होते हैं जो गुच्छे, लहर, छाया के बिना छोटी गेंदों की तरह दिखते हैं और मुख्य रूप से बर्फ के क्रिस्टल से बने होते हैं।

सिरोस्ट्रेटस बादल ऊपरी क्षोभमंडल में एक सफेद पारभासी आवरण होते हैं, जो आमतौर पर रेशेदार होते हैं, कभी-कभी धुंधले होते हैं, जिनमें छोटे सुई के आकार या स्तंभ के आकार के बर्फ के क्रिस्टल होते हैं।

आल्टोक्यूम्यलस बादल क्षोभमंडल की निचली और मध्य परतों में सफेद, भूरे या सफेद-भूरे रंग के बादल होते हैं। आल्टोक्यूम्यलस बादलों में परतों और लकीरों की उपस्थिति होती है, जैसे कि प्लेटों, गोल द्रव्यमान, शाफ्ट, एक दूसरे के ऊपर पड़े गुच्छे से निर्मित होते हैं। आल्टोक्यूम्यलस बादल तीव्र संवहन गतिविधि के दौरान बनते हैं और आमतौर पर सुपरकूल पानी की बूंदों से बने होते हैं।

आल्टोस्ट्रेटस बादल रेशेदार या एक समान संरचना वाले भूरे या नीले रंग के बादल होते हैं। आल्टोस्ट्रेटस बादल मध्य क्षोभमंडल में देखे जाते हैं, जो ऊंचाई में कई किलोमीटर और कभी-कभी क्षैतिज दिशा में हजारों किलोमीटर तक फैले होते हैं। आमतौर पर, अल्टोस्ट्रेटस बादल वायु द्रव्यमान के ऊपर की ओर गति से जुड़े ललाट बादल प्रणालियों का हिस्सा होते हैं।

निंबोस्ट्रेटस बादल एक समान भूरे रंग के बादलों की एक निचली (2 किमी और ऊपर से) अनाकार परत हैं, जो लगातार बारिश या बर्फ को जन्म देती है। निंबोस्ट्रेटस बादल लंबवत (कई किमी तक) और क्षैतिज रूप से (कई हजार किमी तक) अत्यधिक विकसित होते हैं, जिनमें बर्फ के टुकड़ों के साथ मिश्रित सुपरकूल पानी की बूंदें होती हैं, जो आमतौर पर वायुमंडलीय मोर्चों से जुड़ी होती हैं।

स्ट्रैटस बादल निश्चित रूपरेखा के बिना एक सजातीय परत के रूप में निचले स्तर के बादल होते हैं, जिनका रंग ग्रे होता है। पृथ्वी की सतह से ऊपर स्ट्रैटस बादलों की ऊंचाई 0.5-2 किमी है। कभी-कभी स्तरित बादलों से बूंदाबांदी होती है।

क्यूम्यलस बादल दिन के दौरान महत्वपूर्ण ऊर्ध्वाधर विकास (5 किमी या अधिक तक) के साथ घने, चमकीले सफेद बादल होते हैं। क्यूम्यलस बादलों के ऊपरी भाग गोल रूपरेखा वाले गुंबदों या टावरों जैसे दिखते हैं। आमतौर पर, क्यूम्यलस बादल ठंडी वायुराशियों में संवहन बादलों के रूप में उत्पन्न होते हैं।

स्ट्रैटोक्यूम्यलस बादल भूरे या सफेद गैर-रेशेदार परतों या गोल बड़े ब्लॉकों की लकीरों के रूप में निचले (2 किमी से नीचे) बादल होते हैं। स्ट्रैटोक्यूम्यलस बादलों की ऊर्ध्वाधर मोटाई छोटी होती है। कभी-कभी, स्ट्रैटोक्यूम्यलस बादल हल्की वर्षा उत्पन्न करते हैं।

क्यूम्यलोनिम्बस बादल मजबूत ऊर्ध्वाधर विकास (14 किमी की ऊंचाई तक) वाले शक्तिशाली और घने बादल हैं, जो आंधी, ओलावृष्टि और तूफ़ान के साथ भारी वर्षा करते हैं। क्यूम्यलोनिम्बस बादल शक्तिशाली क्यूम्यलस बादलों से विकसित होते हैं, जो बर्फ के क्रिस्टल से बने ऊपरी भाग में उनसे भिन्न होते हैं।

समतापमंडल।

ट्रोपोपॉज़ के माध्यम से, औसतन 12 से 50 किमी की ऊंचाई पर, क्षोभमंडल समतापमंडल में गुजरता है। निचले हिस्से में, लगभग 10 किमी तक, यानी। लगभग 20 किमी की ऊंचाई तक, यह इज़ोटेर्माल (तापमान लगभग 220 K) है। फिर यह ऊंचाई के साथ बढ़ता है, 50-55 किमी की ऊंचाई पर अधिकतम 270 K तक पहुंचता है। यहां समतापमंडल और उसके ऊपर स्थित मध्यमंडल के बीच की सीमा है, जिसे स्ट्रैटोपॉज़ कहा जाता है। .

समताप मंडल में जलवाष्प काफी कम है। फिर भी, कभी-कभी पतले पारभासी मोती जैसे बादल देखे जाते हैं, जो कभी-कभी 20-30 किमी की ऊंचाई पर समताप मंडल में दिखाई देते हैं। सूर्यास्त के बाद और सूर्योदय से पहले काले आकाश में मोती जैसे बादल दिखाई देते हैं। आकार में, नैक्रियस बादल सिरस और सिरोक्यूम्यलस बादलों से मिलते जुलते हैं।

मध्य वायुमंडल (मेसोस्फीयर)।

लगभग 50 किमी की ऊंचाई पर, मेसोस्फीयर व्यापक तापमान अधिकतम के शिखर से शुरू होता है . इसका कारण इस अधिकतम क्षेत्र में तापमान का बढ़ना है ओजोन अपघटन की एक एक्ज़ोथिर्मिक (यानी गर्मी की रिहाई के साथ) फोटोकैमिकल प्रतिक्रिया है: O 3 + एचवी® O 2 + O. ओजोन आणविक ऑक्सीजन O 2 के फोटोकैमिकल अपघटन के परिणामस्वरूप उत्पन्न होता है

ओ 2+ एचवी® O + O और किसी तीसरे अणु M के साथ ऑक्सीजन परमाणु और अणु की ट्रिपल टक्कर की बाद की प्रतिक्रिया।

ओ + ओ 2 + एम ® ओ 3 + एम

ओजोन 2000 से 3000 Å तक के क्षेत्र में पराबैंगनी विकिरण को तेजी से अवशोषित करता है, और यह विकिरण वातावरण को गर्म करता है। ऊपरी वायुमंडल में स्थित ओजोन एक प्रकार की ढाल के रूप में कार्य करती है जो हमें सूर्य से पराबैंगनी विकिरण के प्रभाव से बचाती है। इस ढाल के बिना, पृथ्वी पर आधुनिक स्वरूप में जीवन का विकास शायद ही संभव हो पाता।

सामान्य तौर पर, पूरे मध्यमंडल में, मध्यमंडल की ऊपरी सीमा (जिसे मेसोपॉज़ कहा जाता है, ऊंचाई लगभग 80 किमी) पर वायुमंडलीय तापमान अपने न्यूनतम मान लगभग 180 K तक कम हो जाता है। मेसोपॉज़ के आसपास, 70-90 किमी की ऊंचाई पर, बर्फ के क्रिस्टल और ज्वालामुखी और उल्कापिंड धूल के कणों की एक बहुत पतली परत दिखाई दे सकती है, जो रात के बादलों के एक सुंदर दृश्य के रूप में देखी जा सकती है। सूर्यास्त के तुरंत बाद.

मध्यमंडल में छोटे ठोस उल्कापिंड कण जो पृथ्वी पर गिरते हैं, जिससे उल्कापिंड की घटना होती है, अधिकतर जल जाते हैं।

उल्काएँ, उल्कापिंड और आग के गोले।

पृथ्वी के ऊपरी वायुमंडल में 11 किमी/सेकंड या उससे अधिक की गति से ठोस ब्रह्मांडीय कणों या पिंडों के घुसपैठ के कारण होने वाली ज्वाला और अन्य घटनाओं को उल्कापिंड कहा जाता है। एक अवलोकनीय उज्ज्वल उल्का निशान दिखाई देता है; सबसे शक्तिशाली घटना, जो अक्सर उल्कापिंडों के गिरने के साथ होती है, कहलाती है आग के गोले; उल्काओं का दिखना उल्कापात से जुड़ा है।

उल्का बौछार:

1) एक दीप्तिमान से कई घंटों या दिनों में उल्काओं के कई बार गिरने की घटना।

2) सूर्य के चारों ओर एक ही कक्षा में घूमते उल्कापिंडों का झुंड।

आकाश के एक निश्चित क्षेत्र में और वर्ष के कुछ दिनों में उल्काओं की व्यवस्थित उपस्थिति, लगभग समान और समान रूप से निर्देशित गति से चलने वाले कई उल्का पिंडों की सामान्य कक्षा के साथ पृथ्वी की कक्षा के प्रतिच्छेदन के कारण होती है। जिससे आकाश में उनके पथ एक उभयनिष्ठ बिंदु (दीप्तिमान) से निकलते हुए प्रतीत होते हैं। इनका नाम उस नक्षत्र के नाम पर रखा गया है जहां दीप्तिमान स्थित है।

उल्कापात अपने प्रकाश प्रभाव से गहरी छाप छोड़ते हैं, लेकिन अलग-अलग उल्कापात कम ही दिखाई देते हैं। अदृश्य उल्काएं बहुत अधिक संख्या में होती हैं, जो वायुमंडल में अवशोषित होने पर दिखाई देने के लिए बहुत छोटी होती हैं। कुछ सबसे छोटे उल्कापिंड संभवतः बिल्कुल भी गर्म नहीं होते हैं, बल्कि केवल वायुमंडल द्वारा पकड़ लिए जाते हैं। कुछ मिलीमीटर से लेकर एक मिलीमीटर के दस हजारवें हिस्से तक के आकार वाले इन छोटे कणों को माइक्रोमीटराइट्स कहा जाता है। प्रतिदिन वायुमंडल में प्रवेश करने वाले उल्का पिंड की मात्रा 100 से 10,000 टन तक होती है, जिसमें से अधिकांश पदार्थ सूक्ष्म उल्कापिंडों से आते हैं।

चूंकि उल्कापिंड आंशिक रूप से वायुमंडल में जलता है, इसलिए इसकी गैस संरचना विभिन्न रासायनिक तत्वों के निशान से भर जाती है। उदाहरण के लिए, चट्टानी उल्काएँ वायुमंडल में लिथियम लाती हैं। धातु उल्काओं के दहन से छोटे गोलाकार लोहे, लौह-निकल और अन्य बूंदों का निर्माण होता है जो वायुमंडल से गुजरते हैं और पृथ्वी की सतह पर बस जाते हैं। वे ग्रीनलैंड और अंटार्कटिका में पाए जा सकते हैं, जहां बर्फ की चादरें वर्षों तक लगभग अपरिवर्तित रहती हैं। समुद्र विज्ञानी इन्हें समुद्र की निचली तलछटों में पाते हैं।

वायुमंडल में प्रवेश करने वाले अधिकांश उल्का कण लगभग 30 दिनों के भीतर स्थिर हो जाते हैं। कुछ वैज्ञानिकों का मानना ​​है कि यह ब्रह्मांडीय धूल बारिश जैसी वायुमंडलीय घटनाओं के निर्माण में महत्वपूर्ण भूमिका निभाती है क्योंकि यह जल वाष्प के लिए संघनन नाभिक के रूप में कार्य करती है। इसलिए, यह माना जाता है कि वर्षा सांख्यिकीय रूप से बड़े उल्कापात से संबंधित है। हालाँकि, कुछ विशेषज्ञों का मानना ​​है कि चूंकि उल्कापिंड सामग्री की कुल आपूर्ति सबसे बड़े उल्कापात की तुलना में कई गुना अधिक है, इसलिए ऐसी एक बारिश के परिणामस्वरूप इस सामग्री की कुल मात्रा में परिवर्तन को नजरअंदाज किया जा सकता है।

हालाँकि, इसमें कोई संदेह नहीं है कि सबसे बड़े सूक्ष्म उल्कापिंड और दृश्यमान उल्कापिंड वायुमंडल की उच्च परतों में, मुख्य रूप से आयनमंडल में, आयनीकरण के लंबे निशान छोड़ते हैं। ऐसे निशानों का उपयोग लंबी दूरी के रेडियो संचार के लिए किया जा सकता है, क्योंकि वे उच्च आवृत्ति रेडियो तरंगों को प्रतिबिंबित करते हैं।

वायुमंडल में प्रवेश करने वाले उल्काओं की ऊर्जा मुख्य रूप से, और शायद पूरी तरह से, इसे गर्म करने पर खर्च होती है। यह वायुमंडल के तापीय संतुलन के लघु घटकों में से एक है।

उल्कापिंड एक प्राकृतिक रूप से पाया जाने वाला ठोस पिंड है जो अंतरिक्ष से पृथ्वी की सतह पर गिरा है। आमतौर पर पथरीले, पथरीले-लोहे और लोहे के उल्कापिंडों के बीच अंतर किया जाता है। उत्तरार्द्ध में मुख्य रूप से लोहा और निकल शामिल हैं। पाए गए उल्कापिंडों में से अधिकांश का वजन कुछ ग्राम से लेकर कई किलोग्राम तक है। पाए गए उल्कापिंडों में से सबसे बड़ा, गोबा लौह उल्कापिंड का वजन लगभग 60 टन है और यह अभी भी दक्षिण अफ्रीका में उसी स्थान पर स्थित है जहां इसे खोजा गया था। अधिकांश उल्कापिंड क्षुद्रग्रहों के टुकड़े हैं, लेकिन कुछ उल्कापिंड चंद्रमा और यहां तक ​​कि मंगल ग्रह से भी पृथ्वी पर आए होंगे।

बोलाइड एक बहुत चमकीला उल्का है, जो कभी-कभी दिन के दौरान भी दिखाई देता है, अक्सर अपने पीछे एक धुँआदार निशान छोड़ता है और ध्वनि घटनाओं के साथ होता है; अक्सर उल्कापिंडों के गिरने के साथ समाप्त होता है।

बाह्य वायुमंडल।

मेसोपॉज़ के न्यूनतम तापमान से ऊपर, थर्मोस्फीयर शुरू होता है, जिसमें तापमान पहले धीरे-धीरे और फिर तेजी से फिर बढ़ने लगता है। इसका कारण परमाणु ऑक्सीजन के आयनीकरण के कारण 150-300 किमी की ऊंचाई पर सूर्य से पराबैंगनी विकिरण का अवशोषण है: O + एचवी® ओ + + इ।

थर्मोस्फीयर में, तापमान लगातार लगभग 400 किमी की ऊंचाई तक बढ़ता है, जहां अधिकतम सौर गतिविधि के युग के दौरान दिन के दौरान यह 1800 K तक पहुंच जाता है। न्यूनतम सौर गतिविधि के युग के दौरान, यह सीमित तापमान 1000 K से कम हो सकता है। 400 किमी से ऊपर, वायुमंडल एक आइसोथर्मल एक्सोस्फीयर में बदल जाता है। क्रांतिक स्तर (बाह्यमंडल का आधार) लगभग 500 किमी की ऊंचाई पर है।

ध्रुवीय रोशनी और कृत्रिम उपग्रहों की कई कक्षाएँ, साथ ही रात्रिचर बादल - ये सभी घटनाएँ मेसोस्फीयर और थर्मोस्फीयर में घटित होती हैं।

ध्रुवीय रोशनी।

उच्च अक्षांशों पर, चुंबकीय क्षेत्र की गड़बड़ी के दौरान अरोरा देखे जाते हैं। वे कुछ मिनटों तक रह सकते हैं, लेकिन अक्सर कई घंटों तक दिखाई देते हैं। अरोरा आकार, रंग और तीव्रता में बहुत भिन्न होते हैं, ये सभी कभी-कभी समय के साथ बहुत तेज़ी से बदलते हैं। अरोरा के स्पेक्ट्रम में उत्सर्जन रेखाएं और बैंड होते हैं। रात के आकाश के कुछ उत्सर्जन अरोरा स्पेक्ट्रम में बढ़ जाते हैं, मुख्य रूप से हरी और लाल रेखाएं एल 5577 Å और एल 6300 Å ऑक्सीजन। ऐसा होता है कि इनमें से एक रेखा दूसरी की तुलना में कई गुना अधिक तीव्र होती है, और यह अरोरा के दृश्यमान रंग को निर्धारित करती है: हरा या लाल। ध्रुवीय क्षेत्रों में रेडियो संचार में व्यवधान के साथ चुंबकीय क्षेत्र की गड़बड़ी भी होती है। व्यवधान का कारण आयनमंडल में परिवर्तन है, जिसका अर्थ है कि चुंबकीय तूफान के दौरान आयनीकरण का एक शक्तिशाली स्रोत होता है। यह स्थापित किया गया है कि जब सौर डिस्क के केंद्र के पास सनस्पॉट के बड़े समूह होते हैं तो मजबूत चुंबकीय तूफान आते हैं। अवलोकनों से पता चला है कि तूफानों का संबंध स्वयं सूर्य धब्बों से नहीं है, बल्कि सौर ज्वालाओं से है जो सूर्य धब्बों के एक समूह के विकास के दौरान प्रकट होती हैं।

अरोरा पृथ्वी के उच्च अक्षांश क्षेत्रों में देखी जाने वाली तीव्र गति के साथ अलग-अलग तीव्रता के प्रकाश की एक श्रृंखला है। दृश्य अरोरा में हरा (5577Å) और लाल (6300/6364Å) परमाणु ऑक्सीजन उत्सर्जन रेखाएं और आणविक एन2 बैंड शामिल हैं, जो सौर और मैग्नेटोस्फेरिक मूल के ऊर्जावान कणों द्वारा उत्तेजित होते हैं। ये उत्सर्जन आमतौर पर लगभग 100 किमी और उससे अधिक की ऊंचाई पर दिखाई देते हैं। ऑप्टिकल अरोरा शब्द का उपयोग दृश्य अरोरा और अवरक्त से पराबैंगनी क्षेत्र तक उनके उत्सर्जन स्पेक्ट्रम को संदर्भित करने के लिए किया जाता है। स्पेक्ट्रम के अवरक्त भाग में विकिरण ऊर्जा दृश्य क्षेत्र की ऊर्जा से काफी अधिक है। जब अरोरा प्रकट हुआ, तो यूएलएफ रेंज में उत्सर्जन देखा गया (

अरोरा के वास्तविक रूपों को वर्गीकृत करना कठिन है; सबसे अधिक इस्तेमाल किये जाने वाले शब्द हैं:

1. शांत, एकसमान चाप या धारियाँ। चाप आमतौर पर भू-चुंबकीय समानांतर (ध्रुवीय क्षेत्रों में सूर्य की ओर) की दिशा में ~1000 किमी तक फैला होता है और इसकी चौड़ाई एक से लेकर कई दसियों किलोमीटर तक होती है। एक पट्टी एक चाप की अवधारणा का एक सामान्यीकरण है; इसमें आमतौर पर एक नियमित चाप-आकार का आकार नहीं होता है, लेकिन अक्षर एस के रूप में या सर्पिल के रूप में झुकता है। चाप और धारियाँ 100-150 किमी की ऊँचाई पर स्थित हैं।

2. अरोरा की किरणें . यह शब्द चुंबकीय क्षेत्र रेखाओं के साथ लम्बी एक ऑरोरल संरचना को संदर्भित करता है, जिसकी ऊर्ध्वाधर सीमा कई दसियों से लेकर कई सौ किलोमीटर तक होती है। किरणों की क्षैतिज सीमा छोटी होती है, कई दसियों मीटर से लेकर कई किलोमीटर तक। किरणें आमतौर पर चापों में या अलग-अलग संरचनाओं के रूप में देखी जाती हैं।

3. दाग या सतह . ये चमक के पृथक क्षेत्र हैं जिनका कोई विशिष्ट आकार नहीं होता है। अलग-अलग स्थान एक-दूसरे से जुड़े हो सकते हैं।

4. घूंघट. अरोरा का एक असामान्य रूप, जो एक समान चमक है जो आकाश के बड़े क्षेत्रों को कवर करती है।

उनकी संरचना के अनुसार, अरोरा को सजातीय, खोखले और चमकदार में विभाजित किया गया है। विभिन्न शब्दों का प्रयोग किया जाता है; स्पंदित चाप, स्पंदित सतह, विसरित सतह, दीप्तिमान धारी, चिलमन, आदि। रंग के अनुसार अरोरा का वर्गीकरण होता है। इस वर्गीकरण के अनुसार, अरोरा प्रकार के ए. ऊपरी भाग या संपूर्ण भाग लाल (6300-6364 Å) है। वे आमतौर पर उच्च भू-चुंबकीय गतिविधि के साथ 300-400 किमी की ऊंचाई पर दिखाई देते हैं।

अरोरा प्रकार मेंनिचले हिस्से में लाल रंग और पहले सकारात्मक सिस्टम एन 2 और पहले नकारात्मक सिस्टम ओ 2 के बैंड की चमक से जुड़ा हुआ है। अरोरा के ऐसे रूप अरोरा के सबसे सक्रिय चरणों के दौरान दिखाई देते हैं।

क्षेत्र ध्रुवीय रोशनी – पृथ्वी की सतह पर एक निश्चित बिंदु पर पर्यवेक्षकों के अनुसार, ये रात में अरोरा की अधिकतम आवृत्ति के क्षेत्र हैं। क्षेत्र 67° उत्तर और दक्षिण अक्षांश पर स्थित हैं, और उनकी चौड़ाई लगभग 6° है। भू-चुंबकीय स्थानीय समय के एक निश्चित क्षण के अनुरूप अरोरा की अधिकतम घटना अंडाकार-जैसी बेल्ट (अंडाकार अरोरा) में होती है, जो उत्तर और दक्षिण भू-चुंबकीय ध्रुवों के आसपास विषम रूप से स्थित होती हैं। अरोरा अंडाकार अक्षांश - समय निर्देशांक में तय होता है, और अरोरा क्षेत्र अक्षांश - देशांतर निर्देशांक में अंडाकार के मध्यरात्रि क्षेत्र के बिंदुओं का ज्यामितीय स्थान है। अंडाकार बेल्ट रात के क्षेत्र में भू-चुंबकीय ध्रुव से लगभग 23° और दिन के क्षेत्र में 15° पर स्थित है।

अरोरा अंडाकार और अरोरा क्षेत्र।अरोरा अंडाकार का स्थान भू-चुंबकीय गतिविधि पर निर्भर करता है। उच्च भू-चुंबकीय गतिविधि से अंडाकार चौड़ा हो जाता है। ऑरोरल ज़ोन या ऑरोरल अंडाकार सीमाओं को द्विध्रुवीय निर्देशांक की तुलना में एल 6.4 द्वारा बेहतर ढंग से दर्शाया जाता है। अरोरा अंडाकार के दिन के समय क्षेत्र की सीमा पर भू-चुंबकीय क्षेत्र रेखाएँ मेल खाती हैं मैग्नेटोपॉज़।भू-चुंबकीय अक्ष और पृथ्वी-सूर्य दिशा के बीच के कोण के आधार पर अरोरा अंडाकार की स्थिति में बदलाव देखा जाता है। ऑरोरल ओवल का निर्धारण कुछ ऊर्जाओं के कणों (इलेक्ट्रॉनों और प्रोटॉन) के अवक्षेपण के आंकड़ों के आधार पर भी किया जाता है। इसकी स्थिति डेटा से स्वतंत्र रूप से निर्धारित की जा सकती है कस्पखदिन के किनारे और मैग्नेटोस्फीयर की पूंछ में।

अरोरा क्षेत्र में अरोरा की घटना की आवृत्ति में दैनिक भिन्नता भू-चुंबकीय मध्यरात्रि में अधिकतम और भू-चुंबकीय दोपहर में न्यूनतम होती है। अंडाकार के निकट-भूमध्यरेखीय पक्ष पर, अरोरा की घटना की आवृत्ति तेजी से कम हो जाती है, लेकिन दैनिक विविधताओं का आकार संरक्षित रहता है। अंडाकार के ध्रुवीय पक्ष पर, अरोरा की आवृत्ति धीरे-धीरे कम हो जाती है और जटिल दैनिक परिवर्तनों की विशेषता होती है।

अरोरा की तीव्रता.

अरोरा तीव्रता स्पष्ट सतह चमक को मापकर निर्धारित किया जाता है। चमकदार सतह मैंएक निश्चित दिशा में अरोरा 4पी के कुल उत्सर्जन से निर्धारित होता है मैंफोटॉन/(सेमी 2 एस)। चूँकि यह मान वास्तविक सतह चमक नहीं है, लेकिन स्तंभ से उत्सर्जन का प्रतिनिधित्व करता है, इकाई फोटॉन/(सेमी 2 कॉलम एस) का उपयोग आमतौर पर अरोरा का अध्ययन करते समय किया जाता है। कुल उत्सर्जन को मापने की सामान्य इकाई रेले (आरएल) है जो 10 6 फोटॉन/(सेमी 2 कॉलम एस) के बराबर है। ध्रुवीय तीव्रता की अधिक व्यावहारिक इकाइयाँ एक व्यक्तिगत रेखा या बैंड के उत्सर्जन द्वारा निर्धारित की जाती हैं। उदाहरण के लिए, अरोरा की तीव्रता अंतरराष्ट्रीय चमक गुणांक (आईबीआर) द्वारा निर्धारित की जाती है। हरी रेखा की तीव्रता के अनुसार (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (उरोरा की अधिकतम तीव्रता)। इस वर्गीकरण का उपयोग लाल अरोरा के लिए नहीं किया जा सकता। युग (1957-1958) की खोजों में से एक चुंबकीय ध्रुव के सापेक्ष स्थानांतरित अंडाकार के रूप में अरोरा के स्पेटियोटेम्पोरल वितरण की स्थापना थी। चुंबकीय ध्रुव के सापेक्ष अरोरा के वितरण के गोलाकार आकार के बारे में सरल विचारों से वहाँ था मैग्नेटोस्फीयर के आधुनिक भौतिकी में परिवर्तन पूरा हो चुका है। खोज का सम्मान ओ. खोरोशेवा का है, और ऑरोरल ओवल के लिए विचारों का गहन विकास जी. स्टार्कोव, वाई. फेल्डस्टीन, एस. आई. अकासोफू और कई अन्य शोधकर्ताओं द्वारा किया गया था। ऑरोरल ओवल पृथ्वी के ऊपरी वायुमंडल पर सौर हवा के सबसे तीव्र प्रभाव का क्षेत्र है। अंडाकार में अरोरा की तीव्रता सबसे अधिक होती है, और उपग्रहों का उपयोग करके इसकी गतिशीलता की लगातार निगरानी की जाती है।

स्थिर ध्रुवीय लाल चाप.

स्थिर ध्रुवीय लाल चाप, अन्यथा मध्य अक्षांश लाल चाप कहा जाता है या एम-आर्क, एक उपदृश्य (आंख की संवेदनशीलता की सीमा से नीचे) चौड़ा चाप है, जो पूर्व से पश्चिम तक हजारों किलोमीटर तक फैला है और संभवतः पूरी पृथ्वी को घेरे हुए है। चाप की अक्षांशीय लंबाई 600 किमी है। स्थिर ऑरोरल लाल चाप का उत्सर्जन लाल रेखाओं l 6300 Å और l 6364 Å में लगभग एकवर्णी है। हाल ही में, कमजोर उत्सर्जन लाइनें l 5577 Å (OI) और l 4278 Å (N+2) भी रिपोर्ट की गईं। निरंतर लाल चापों को अरोरा के रूप में वर्गीकृत किया गया है, लेकिन वे बहुत अधिक ऊंचाई पर दिखाई देते हैं। निचली सीमा 300 किमी की ऊंचाई पर स्थित है, ऊपरी सीमा लगभग 700 किमी है। एल 6300 Å उत्सर्जन में शांत ऑरोरल लाल चाप की तीव्रता 1 से 10 kRl (सामान्य मान 6 kRl) तक होती है। इस तरंग दैर्ध्य पर आंख की संवेदनशीलता सीमा लगभग 10 kRl है, इसलिए चाप को शायद ही कभी दृष्टि से देखा जा सकता है। हालाँकि, अवलोकनों से पता चला है कि 10% रातों में उनकी चमक 50 kRL से अधिक होती है। चापों का सामान्य जीवनकाल लगभग एक दिन का होता है, और वे बाद के दिनों में शायद ही कभी दिखाई देते हैं। उपग्रहों या रेडियो स्रोतों से आने वाली रेडियो तरंगें लगातार ऑरोरल लाल चापों को पार करते हुए जगमगाहट के अधीन होती हैं, जो इलेक्ट्रॉन घनत्व असमानताओं के अस्तित्व का संकेत देती हैं। लाल चापों के लिए सैद्धांतिक व्याख्या यह है कि क्षेत्र के गर्म इलेक्ट्रॉन एफआयनमंडल ऑक्सीजन परमाणुओं में वृद्धि का कारण बनता है। उपग्रह अवलोकन से पता चलता है कि भू-चुंबकीय क्षेत्र रेखाओं के साथ इलेक्ट्रॉन तापमान में वृद्धि हुई है जो लगातार ऑरोरल लाल चापों को काटती है। इन चापों की तीव्रता भू-चुंबकीय गतिविधि (तूफान) के साथ सकारात्मक रूप से सहसंबद्ध होती है, और चापों की घटना की आवृत्ति सकारात्मक रूप से सनस्पॉट गतिविधि के साथ सहसंबद्ध होती है।

उरोरा बदलना.

अरोरा के कुछ रूपों में तीव्रता में अर्ध-आवधिक और सुसंगत अस्थायी भिन्नताएं अनुभव होती हैं। लगभग स्थिर ज्यामिति और चरण में होने वाले तीव्र आवधिक बदलाव वाले इन अरोरा को बदलते अरोरा कहा जाता है। इन्हें अरोरा के रूप में वर्गीकृत किया गया है फार्म आरऑरोरा के अंतर्राष्ट्रीय एटलस के अनुसार बदलते ऑरोरा का एक अधिक विस्तृत उपखंड:

आर 1 (स्पंदित अरोरा) पूरे अरोरा आकार में चमक में समान चरण भिन्नता वाली एक चमक है। परिभाषा के अनुसार, एक आदर्श स्पंदित अरोरा में, स्पंदन के स्थानिक और लौकिक भागों को अलग किया जा सकता है, अर्थात। चमक मैं(आर,टी)= मैं एस(आर)· यह(टी). एक ठेठ उरोरा में आर 1 स्पंदन 0.01 से 10 हर्ट्ज की कम तीव्रता (1-2 kRl) की आवृत्ति के साथ होता है। अधिकांश अरोरा आर 1 - ये ऐसे धब्बे या चाप हैं जो कई सेकंड की अवधि के साथ स्पंदित होते हैं।

आर 2 (उग्र अरोरा)। इस शब्द का उपयोग आम तौर पर किसी विशिष्ट आकार का वर्णन करने के बजाय आकाश में आग की लपटों को भरने जैसी गतिविधियों को संदर्भित करने के लिए किया जाता है। अरोरा का आकार चाप जैसा होता है और आमतौर पर 100 किमी की ऊंचाई से ऊपर की ओर बढ़ता है। ये अरोरा अपेक्षाकृत दुर्लभ हैं और अधिकतर अरोरा के बाहर होते हैं।

आर 3 (चमकदार अरोरा)। ये चमक में तीव्र, अनियमित या नियमित बदलाव वाले अरोरा हैं, जो आकाश में टिमटिमाती लपटों का आभास देते हैं। वे अरोरा के विघटित होने से कुछ समय पहले ही प्रकट होते हैं। भिन्नता की आवृत्ति आमतौर पर देखी जाती है आर 3, 10 ± 3 हर्ट्ज के बराबर है।

स्पंदित अरोरा के एक अन्य वर्ग के लिए इस्तेमाल किया जाने वाला शब्द स्ट्रीमिंग अरोरा, अरोरा चाप और धारियों में तेजी से क्षैतिज रूप से चलने वाली चमक में अनियमित बदलाव को संदर्भित करता है।

बदलता उरोरा सौर-स्थलीय घटनाओं में से एक है जो भू-चुंबकीय क्षेत्र के स्पंदन और सौर और मैग्नेटोस्फेरिक मूल के कणों की वर्षा के कारण होने वाले ऑरोरल एक्स-रे विकिरण के साथ होता है।

ध्रुवीय टोपी की चमक पहली नकारात्मक प्रणाली एन + 2 (एल 3914 Å) के बैंड की उच्च तीव्रता की विशेषता है। आमतौर पर, ये N + 2 बैंड हरी रेखा OI l 5577 Å से पांच गुना अधिक तीव्र होते हैं; ध्रुवीय टोपी की चमक की पूर्ण तीव्रता 0.1 से 10 kRl (आमतौर पर 1-3 kRl) तक होती है। इन अरोराओं के दौरान, जो पीसीए की अवधि के दौरान दिखाई देते हैं, एक समान चमक 30 से 80 किमी की ऊंचाई पर 60 डिग्री के भू-चुंबकीय अक्षांश तक पूरे ध्रुवीय टोपी को कवर करती है। यह मुख्य रूप से 10-100 MeV की ऊर्जा वाले सौर प्रोटॉन और डी-कणों द्वारा उत्पन्न होता है, जिससे इन ऊंचाई पर अधिकतम आयनीकरण होता है। अरोरा जोन में एक अन्य प्रकार की चमक होती है, जिसे मेंटल अरोरा कहा जाता है। इस प्रकार की ध्रुवीय चमक के लिए, सुबह के समय होने वाली दैनिक अधिकतम तीव्रता 1-10 केआरएल होती है, और न्यूनतम तीव्रता पांच गुना कमजोर होती है। मेंटल ऑरोरा के अवलोकन बहुत कम होते हैं; उनकी तीव्रता भू-चुंबकीय और सौर गतिविधि पर निर्भर करती है।

वायुमंडलीय चमकइसे किसी ग्रह के वायुमंडल द्वारा उत्पादित और उत्सर्जित विकिरण के रूप में परिभाषित किया गया है। यह वायुमंडल का गैर-थर्मल विकिरण है, अरोरा के उत्सर्जन, बिजली के निर्वहन और उल्का निशान के उत्सर्जन के अपवाद के साथ। इस शब्द का प्रयोग पृथ्वी के वायुमंडल (रात की रोशनी, गोधूलि चमक और दिन की रोशनी) के संबंध में किया जाता है। वायुमंडलीय चमक वायुमंडल में उपलब्ध प्रकाश का केवल एक हिस्सा है। अन्य स्रोतों में तारों का प्रकाश, राशिचक्रीय प्रकाश और दिन के समय सूर्य से आने वाली विसरित रोशनी शामिल हैं। कभी-कभी, वायुमंडलीय चमक प्रकाश की कुल मात्रा का 40% तक हो सकती है। वायुमंडलीय चमक अलग-अलग ऊंचाई और मोटाई की वायुमंडलीय परतों में होती है। वायुमंडलीय चमक स्पेक्ट्रम 1000 Å से 22.5 माइक्रोन तक तरंग दैर्ध्य को कवर करता है। वायुमंडलीय चमक में मुख्य उत्सर्जन रेखा l 5577 Å है, जो 30-40 किमी मोटी परत में 90-100 किमी की ऊंचाई पर दिखाई देती है। ल्यूमिनसेंस की उपस्थिति चैपमैन तंत्र के कारण होती है, जो ऑक्सीजन परमाणुओं के पुनर्संयोजन पर आधारित है। अन्य उत्सर्जन लाइनें एल 6300 Å हैं, जो ओ + 2 और उत्सर्जन एनआई एल 5198/5201 Å और एनआई एल 5890/5896 Å के पृथक्करणीय पुनर्संयोजन के मामले में दिखाई देती हैं।

एयरग्लो की तीव्रता रेले में मापी जाती है। चमक (रेले में) 4 आरवी के बराबर है, जहां बी 10 6 फोटॉन/(सेमी 2 स्टेर·एस) की इकाइयों में उत्सर्जक परत की कोणीय सतह की चमक है। चमक की तीव्रता अक्षांश (अलग-अलग उत्सर्जन के लिए अलग-अलग) पर निर्भर करती है, और आधी रात के करीब अधिकतम के साथ पूरे दिन बदलती रहती है। एल 5577 Å उत्सर्जन में एयरग्लो के लिए सनस्पॉट की संख्या और 10.7 सेमी की तरंग दैर्ध्य पर सौर विकिरण प्रवाह के साथ एक सकारात्मक सहसंबंध नोट किया गया था। सैटेलाइट प्रयोगों के दौरान एयरग्लो देखा गया है। बाह्य अंतरिक्ष से, यह पृथ्वी के चारों ओर प्रकाश की एक अंगूठी के रूप में दिखाई देता है और इसका रंग हरा है।

ओजोनोस्फीयर।

20-25 किमी की ऊंचाई पर, ओजोन ओ3 की नगण्य मात्रा की अधिकतम सांद्रता (ऑक्सीजन सामग्री के 2×10-7 तक!) तक पहुंच जाती है, जो लगभग 10 की ऊंचाई पर सौर पराबैंगनी विकिरण के प्रभाव में उत्पन्न होती है। 50 किमी तक, ग्रह को आयनकारी सौर विकिरण से बचाता है। ओजोन अणुओं की बेहद कम संख्या के बावजूद, वे पृथ्वी पर सभी जीवन को सूर्य से शॉर्ट-वेव (पराबैंगनी और एक्स-रे) विकिरण के हानिकारक प्रभावों से बचाते हैं। यदि आप सभी अणुओं को वायुमंडल के आधार पर जमा करते हैं, तो आपको 3-4 मिमी से अधिक मोटी परत नहीं मिलेगी! 100 किमी से ऊपर की ऊंचाई पर, प्रकाश गैसों का अनुपात बढ़ जाता है, और बहुत अधिक ऊंचाई पर हीलियम और हाइड्रोजन प्रबल होते हैं; कई अणु अलग-अलग परमाणुओं में विघटित हो जाते हैं, जो सूर्य से आने वाले कठोर विकिरण के प्रभाव में आयनित होकर आयनमंडल बनाते हैं। पृथ्वी के वायुमंडल में हवा का दबाव और घनत्व ऊंचाई के साथ घटता जाता है। तापमान वितरण के आधार पर, पृथ्वी के वायुमंडल को क्षोभमंडल, समतापमंडल, मध्यमंडल, थर्मोस्फीयर और बाह्यमंडल में विभाजित किया गया है। .

20-25 किमी की ऊंचाई पर है ओज़ोन की परत. 0.1-0.2 माइक्रोन से कम तरंग दैर्ध्य के साथ सूर्य से पराबैंगनी विकिरण को अवशोषित करते समय ऑक्सीजन अणुओं के टूटने के कारण ओजोन का निर्माण होता है। मुक्त ऑक्सीजन O 2 अणुओं के साथ मिलकर ओजोन O 3 बनाता है, जो 0.29 माइक्रोन से कम के सभी पराबैंगनी विकिरण को उत्सुकता से अवशोषित करता है। शॉर्ट-वेव विकिरण से O3 ओजोन अणु आसानी से नष्ट हो जाते हैं। इसलिए, अपनी विरलता के बावजूद, ओजोन परत सूर्य से पराबैंगनी विकिरण को प्रभावी ढंग से अवशोषित करती है जो उच्च और अधिक पारदर्शी वायुमंडलीय परतों से होकर गुजरती है। इसके कारण, पृथ्वी पर रहने वाले जीव सूर्य से आने वाली पराबैंगनी प्रकाश के हानिकारक प्रभावों से सुरक्षित रहते हैं।

आयनमंडल।

सूर्य से निकलने वाला विकिरण वायुमंडल के परमाणुओं और अणुओं को आयनित करता है। आयनीकरण की डिग्री 60 किलोमीटर की ऊंचाई पर पहले से ही महत्वपूर्ण हो जाती है और पृथ्वी से दूरी के साथ लगातार बढ़ती जाती है। वायुमंडल में विभिन्न ऊंचाई पर, विभिन्न अणुओं के पृथक्करण और उसके बाद विभिन्न परमाणुओं और आयनों के आयनीकरण की क्रमिक प्रक्रियाएँ होती हैं। ये मुख्यतः ऑक्सीजन O2, नाइट्रोजन N2 के अणु और उनके परमाणु हैं। इन प्रक्रियाओं की तीव्रता के आधार पर, 60 किलोमीटर से ऊपर स्थित वायुमंडल की विभिन्न परतों को आयनोस्फेरिक परतें कहा जाता है , और उनकी समग्रता आयनमंडल है . निचली परत, जिसका आयनीकरण नगण्य है, न्यूट्रोस्फियर कहलाती है।

आयनमंडल में आवेशित कणों की अधिकतम सांद्रता 300-400 किमी की ऊंचाई पर प्राप्त होती है।

आयनमंडल के अध्ययन का इतिहास.

ऊपरी वायुमंडल में एक संवाहक परत के अस्तित्व के बारे में परिकल्पना 1878 में अंग्रेजी वैज्ञानिक स्टुअर्ट द्वारा भू-चुंबकीय क्षेत्र की विशेषताओं को समझाने के लिए सामने रखी गई थी। फिर 1902 में, एक-दूसरे से स्वतंत्र होकर, संयुक्त राज्य अमेरिका में कैनेडी और इंग्लैंड में हेविसाइड ने बताया कि लंबी दूरी पर रेडियो तरंगों के प्रसार को समझाने के लिए वायुमंडल की उच्च परतों में उच्च चालकता वाले क्षेत्रों के अस्तित्व को मानना ​​आवश्यक था। 1923 में, शिक्षाविद् एम.वी. शुलेइकिन, विभिन्न आवृत्तियों की रेडियो तरंगों के प्रसार की विशेषताओं पर विचार करते हुए, इस निष्कर्ष पर पहुंचे कि आयनमंडल में कम से कम दो परावर्तक परतें हैं। फिर 1925 में, अंग्रेजी शोधकर्ता एपलटन और बार्नेट, साथ ही ब्रेइट और टुवे ने पहली बार प्रयोगात्मक रूप से उन क्षेत्रों के अस्तित्व को साबित किया जो रेडियो तरंगों को प्रतिबिंबित करते हैं, और उनके व्यवस्थित अध्ययन की नींव रखी। उस समय से, इन परतों के गुणों का एक व्यवस्थित अध्ययन किया गया है, जिन्हें आम तौर पर आयनमंडल कहा जाता है, जो कई भूभौतिकीय घटनाओं में महत्वपूर्ण भूमिका निभाते हैं जो रेडियो तरंगों के प्रतिबिंब और अवशोषण को निर्धारित करते हैं, जो व्यावहारिक रूप से बहुत महत्वपूर्ण है। उद्देश्य, विशेष रूप से विश्वसनीय रेडियो संचार सुनिश्चित करना।

1930 के दशक में, आयनमंडल की स्थिति का व्यवस्थित अवलोकन शुरू हुआ। हमारे देश में, एम.ए. बोंच-ब्रूविच की पहल पर, इसकी पल्स जांच के लिए प्रतिष्ठान बनाए गए थे। आयनमंडल के कई सामान्य गुणों, इसकी मुख्य परतों की ऊँचाई और इलेक्ट्रॉन सांद्रता का अध्ययन किया गया।

60-70 किमी की ऊंचाई पर परत डी देखी जाती है, 100-120 किमी की ऊंचाई पर परत डी देखी जाती है इ, ऊंचाई पर, 180-300 किमी की ऊंचाई पर दोहरी परत एफ 1 और एफ 2. इन परतों के मुख्य पैरामीटर तालिका 4 में दिए गए हैं।

औसत मान इसलिए दिए गए हैं क्योंकि वे दिन और मौसम के समय के आधार पर अलग-अलग अक्षांशों पर भिन्न होते हैं। लंबी दूरी के रेडियो संचार सुनिश्चित करने के लिए ऐसा डेटा आवश्यक है। इनका उपयोग विभिन्न शॉर्टवेव रेडियो लिंक के लिए ऑपरेटिंग आवृत्तियों का चयन करने में किया जाता है। दिन के अलग-अलग समय और अलग-अलग मौसमों में आयनमंडल की स्थिति के आधार पर उनके परिवर्तनों का ज्ञान रेडियो संचार की विश्वसनीयता सुनिश्चित करने के लिए बेहद महत्वपूर्ण है। आयनमंडल पृथ्वी के वायुमंडल की आयनित परतों का एक संग्रह है, जो लगभग 60 किमी की ऊंचाई से शुरू होकर हजारों किमी की ऊंचाई तक फैला हुआ है। पृथ्वी के वायुमंडल के आयनीकरण का मुख्य स्रोत सूर्य से पराबैंगनी और एक्स-रे विकिरण है, जो मुख्य रूप से सौर क्रोमोस्फीयर और कोरोना में होता है। इसके अलावा, ऊपरी वायुमंडल के आयनीकरण की डिग्री सौर कणिका धाराओं से प्रभावित होती है जो सौर ज्वालाओं के साथ-साथ ब्रह्मांडीय किरणों और उल्का कणों के दौरान होती हैं।

आयनोस्फेरिक परतें

- ये वायुमंडल के वे क्षेत्र हैं जिनमें मुक्त इलेक्ट्रॉनों की अधिकतम सांद्रता पहुँच जाती है (अर्थात, प्रति इकाई आयतन में उनकी संख्या)। वायुमंडलीय गैसों के परमाणुओं के आयनीकरण के परिणामस्वरूप विद्युत रूप से चार्ज किए गए मुक्त इलेक्ट्रॉन और (कुछ हद तक, कम मोबाइल आयन), रेडियो तरंगों (यानी, विद्युत चुम्बकीय दोलनों) के साथ बातचीत करके, उनकी दिशा बदल सकते हैं, उन्हें प्रतिबिंबित या अपवर्तित कर सकते हैं, और उनकी ऊर्जा को अवशोषित कर सकते हैं . इसके परिणामस्वरूप, दूर के रेडियो स्टेशन प्राप्त करते समय, विभिन्न प्रभाव उत्पन्न हो सकते हैं, उदाहरण के लिए, रेडियो संचार का लुप्त होना, दूरस्थ स्टेशनों की श्रव्यता में वृद्धि, ब्लैकआउटऔर इसी तरह। घटना.

तलाश पद्दतियाँ।

पृथ्वी से आयनमंडल का अध्ययन करने की शास्त्रीय विधियाँ पल्स ध्वनि तक आती हैं - रेडियो पल्स भेजना और आयनोस्फीयर की विभिन्न परतों से उनके प्रतिबिंबों का अवलोकन करना, देरी के समय को मापना और परावर्तित संकेतों की तीव्रता और आकार का अध्ययन करना। विभिन्न आवृत्तियों पर रेडियो पल्स के प्रतिबिंब की ऊंचाई को मापकर, विभिन्न क्षेत्रों की महत्वपूर्ण आवृत्तियों का निर्धारण करके (महत्वपूर्ण आवृत्ति एक रेडियो पल्स की वाहक आवृत्ति है, जिसके लिए आयनमंडल का एक दिया गया क्षेत्र पारदर्शी हो जाता है), यह निर्धारित करना संभव है परतों में इलेक्ट्रॉन सांद्रता का मान और दी गई आवृत्तियों के लिए प्रभावी ऊंचाई, और दिए गए रेडियो पथों के लिए इष्टतम आवृत्तियों का चयन करें। रॉकेट प्रौद्योगिकी के विकास और कृत्रिम पृथ्वी उपग्रहों (एईएस) और अन्य अंतरिक्ष यान के अंतरिक्ष युग के आगमन के साथ, निकट-पृथ्वी अंतरिक्ष प्लाज्मा के मापदंडों को सीधे मापना संभव हो गया, जिसका निचला हिस्सा आयनमंडल है।

विशेष रूप से लॉन्च किए गए रॉकेटों और उपग्रह उड़ान पथों पर किए गए इलेक्ट्रॉन एकाग्रता के माप, आयनोस्फीयर की संरचना पर जमीन-आधारित तरीकों से पहले से प्राप्त डेटा की पुष्टि और स्पष्ट करते हैं, पृथ्वी के विभिन्न क्षेत्रों के ऊपर ऊंचाई के साथ इलेक्ट्रॉन एकाग्रता का वितरण और मुख्य अधिकतम - परत के ऊपर इलेक्ट्रॉन सांद्रता मान प्राप्त करना संभव हो गया एफ. पहले, परावर्तित शॉर्ट-वेव रेडियो दालों के अवलोकन के आधार पर ध्वनि विधियों का उपयोग करना असंभव था। यह पता चला है कि दुनिया के कुछ क्षेत्रों में कम इलेक्ट्रॉन सांद्रता वाले काफी स्थिर क्षेत्र हैं, नियमित "आयनोस्फेरिक हवाएं", आयनमंडल में अजीब तरंग प्रक्रियाएं उत्पन्न होती हैं जो स्थानीय आयनोस्फेरिक गड़बड़ी को उनके उत्तेजना के स्थान से हजारों किलोमीटर दूर ले जाती हैं, और भी बहुत कुछ। विशेष रूप से अत्यधिक संवेदनशील प्राप्त करने वाले उपकरणों के निर्माण ने आयनोस्फेरिक पल्स साउंडिंग स्टेशनों पर आयनमंडल के सबसे निचले क्षेत्रों (आंशिक प्रतिबिंब स्टेशनों) से आंशिक रूप से प्रतिबिंबित पल्स सिग्नल प्राप्त करना संभव बना दिया। उत्सर्जित ऊर्जा की उच्च सांद्रता की अनुमति देने वाले एंटेना के उपयोग के साथ मीटर और डेसीमीटर तरंग दैर्ध्य रेंज में शक्तिशाली स्पंदित प्रतिष्ठानों के उपयोग ने विभिन्न ऊंचाई पर आयनमंडल द्वारा बिखरे हुए संकेतों का निरीक्षण करना संभव बना दिया। आयनोस्फेरिक प्लाज्मा के इलेक्ट्रॉनों और आयनों द्वारा असंगत रूप से बिखरे हुए इन संकेतों के स्पेक्ट्रा की विशेषताओं का अध्ययन (इसके लिए, रेडियो तरंगों के असंगत बिखरने वाले स्टेशनों का उपयोग किया गया था) ने इलेक्ट्रॉनों और आयनों की एकाग्रता, उनके समकक्ष को निर्धारित करना संभव बना दिया कई हज़ार किलोमीटर की ऊँचाई तक विभिन्न ऊँचाइयों पर तापमान। यह पता चला कि आयनमंडल उपयोग की गई आवृत्तियों के लिए काफी पारदर्शी है।

300 किमी की ऊंचाई पर पृथ्वी के आयनमंडल में विद्युत आवेशों की सांद्रता (इलेक्ट्रॉन सांद्रता आयन सांद्रता के बराबर होती है) दिन के दौरान लगभग 10 6 सेमी -3 होती है। ऐसे घनत्व का प्लाज्मा 20 मीटर से अधिक लंबी रेडियो तरंगों को परावर्तित करता है और छोटी तरंगों को प्रसारित करता है।

दिन और रात की स्थितियों के लिए आयनमंडल में इलेक्ट्रॉन सांद्रता का विशिष्ट ऊर्ध्वाधर वितरण।

आयनमंडल में रेडियो तरंगों का प्रसार।

लंबी दूरी के प्रसारण स्टेशनों का स्थिर स्वागत उपयोग की जाने वाली आवृत्तियों के साथ-साथ दिन के समय, मौसम और इसके अलावा, सौर गतिविधि पर निर्भर करता है। सौर गतिविधि आयनमंडल की स्थिति को महत्वपूर्ण रूप से प्रभावित करती है। ग्राउंड स्टेशन द्वारा उत्सर्जित रेडियो तरंगें सभी प्रकार की विद्युत चुम्बकीय तरंगों की तरह एक सीधी रेखा में यात्रा करती हैं। हालाँकि, यह ध्यान में रखा जाना चाहिए कि पृथ्वी की सतह और उसके वायुमंडल की आयनित परतें दोनों एक विशाल संधारित्र की प्लेटों के रूप में कार्य करती हैं, जो प्रकाश पर दर्पण के प्रभाव की तरह उन पर कार्य करती हैं। उनसे परावर्तित होकर, रेडियो तरंगें कई हजारों किलोमीटर की यात्रा कर सकती हैं, आयनित गैस की एक परत से और पृथ्वी या पानी की सतह से बारी-बारी से प्रतिबिंबित होकर, सैकड़ों और हजारों किलोमीटर की विशाल छलांग में दुनिया का चक्कर लगा सकती हैं।

पिछली शताब्दी के 20 के दशक में, यह माना जाता था कि 200 मीटर से छोटी रेडियो तरंगें आमतौर पर मजबूत अवशोषण के कारण लंबी दूरी के संचार के लिए उपयुक्त नहीं थीं। यूरोप और अमेरिका के बीच अटलांटिक में छोटी तरंगों के लंबी दूरी के स्वागत पर पहला प्रयोग अंग्रेजी भौतिक विज्ञानी ओलिवर हेविसाइड और अमेरिकी इलेक्ट्रिकल इंजीनियर आर्थर केनेली द्वारा किया गया था। एक दूसरे से स्वतंत्र होकर, उन्होंने सुझाव दिया कि पृथ्वी के चारों ओर कहीं न कहीं वायुमंडल की एक आयनित परत है जो रेडियो तरंगों को प्रतिबिंबित करने में सक्षम है। इसे हेविसाइड-केनेली परत और फिर आयनमंडल कहा गया।

आधुनिक अवधारणाओं के अनुसार, आयनमंडल में नकारात्मक रूप से चार्ज किए गए मुक्त इलेक्ट्रॉन और सकारात्मक रूप से चार्ज किए गए आयन होते हैं, मुख्य रूप से आणविक ऑक्सीजन O + और नाइट्रिक ऑक्साइड NO +। आयन और इलेक्ट्रॉन सौर एक्स-रे और पराबैंगनी विकिरण द्वारा अणुओं के पृथक्करण और तटस्थ गैस परमाणुओं के आयनीकरण के परिणामस्वरूप बनते हैं। किसी परमाणु को आयनित करने के लिए उसमें आयनीकरण ऊर्जा प्रदान करना आवश्यक है, जिसका आयनमंडल के लिए मुख्य स्रोत सूर्य से पराबैंगनी, एक्स-रे और कणिका विकिरण है।

जबकि पृथ्वी का गैसीय आवरण सूर्य द्वारा प्रकाशित होता है, इसमें अधिक से अधिक इलेक्ट्रॉन लगातार बनते रहते हैं, लेकिन साथ ही कुछ इलेक्ट्रॉन, आयनों से टकराकर, पुन: संयोजित होकर, फिर से तटस्थ कणों का निर्माण करते हैं। सूर्यास्त के बाद नए इलेक्ट्रॉनों का बनना लगभग बंद हो जाता है और मुक्त इलेक्ट्रॉनों की संख्या कम होने लगती है। आयनमंडल में जितने अधिक मुक्त इलेक्ट्रॉन होते हैं, उतनी ही बेहतर उच्च-आवृत्ति तरंगें इससे परावर्तित होती हैं। इलेक्ट्रॉन सांद्रता में कमी के साथ, रेडियो तरंगों का संचरण केवल कम आवृत्ति रेंज में ही संभव है। इसीलिए रात में, एक नियम के रूप में, केवल 75, 49, 41 और 31 मीटर की सीमा में दूर के स्टेशनों को प्राप्त करना संभव है। आयनमंडल में इलेक्ट्रॉनों को असमान रूप से वितरित किया जाता है। 50 से 400 किमी की ऊंचाई पर बढ़ी हुई इलेक्ट्रॉन सांद्रता की कई परतें या क्षेत्र होते हैं। ये क्षेत्र आसानी से एक दूसरे में परिवर्तित हो जाते हैं और एचएफ रेडियो तरंगों के प्रसार पर अलग-अलग प्रभाव डालते हैं। आयनमंडल की ऊपरी परत को अक्षर द्वारा निर्दिष्ट किया गया है एफ. यहां आयनीकरण की उच्चतम डिग्री (आवेशित कणों का अंश लगभग 10-4 है)। यह पृथ्वी की सतह से 150 किमी से अधिक की ऊंचाई पर स्थित है और उच्च आवृत्ति एचएफ रेडियो तरंगों के लंबी दूरी के प्रसार में मुख्य परावर्तक भूमिका निभाता है। गर्मियों के महीनों में, क्षेत्र F दो परतों में विभाजित हो जाता है - एफ 1 और एफ 2. परत F1 200 से 250 किमी और परत तक की ऊँचाई घेर सकती है एफ 2 300-400 किमी की ऊंचाई सीमा में "तैरता" प्रतीत होता है। आमतौर पर परत एफ 2 परत की तुलना में अधिक मजबूत रूप से आयनित होता है एफ 1 . रात की परत एफ 1 गायब हो जाता है और परत एफ 2 अवशेष धीरे-धीरे अपनी आयनीकरण की डिग्री का 60% तक खो रहा है। 90 से 150 किमी की ऊंचाई पर परत F के नीचे एक परत होती है इजिसका आयनीकरण सूर्य से आने वाले नरम एक्स-रे विकिरण के प्रभाव में होता है। ई परत के आयनीकरण की डिग्री की तुलना में कम है एफदिन के दौरान, 31 और 25 मीटर की कम-आवृत्ति एचएफ रेंज में स्टेशनों का स्वागत तब होता है जब सिग्नल परत से परिलक्षित होते हैं इ. आमतौर पर ये 1000-1500 किमी की दूरी पर स्थित स्टेशन होते हैं। रात में परत में इआयनीकरण तेजी से घटता है, लेकिन इस समय भी यह 41, 49 और 75 मीटर रेंज पर स्टेशनों से सिग्नल प्राप्त करने में महत्वपूर्ण भूमिका निभाता रहता है।

16, 13 और 11 मीटर की उच्च-आवृत्ति एचएफ रेंज के सिग्नल प्राप्त करने के लिए क्षेत्र में उत्पन्न होने वाले सिग्नल बहुत रुचि रखते हैं। इअत्यधिक बढ़े हुए आयनीकरण की परतें (बादल)। इन बादलों का क्षेत्रफल कुछ से लेकर सैकड़ों वर्ग किलोमीटर तक हो सकता है। बढ़े हुए आयनीकरण की इस परत को छिटपुट परत कहा जाता है इऔर नामित किया गया है तों. ईएस बादल हवा के प्रभाव में आयनमंडल में घूम सकते हैं और 250 किमी/घंटा तक की गति तक पहुंच सकते हैं। गर्मियों में मध्य अक्षांशों में दिन के समय ईएस बादलों के कारण रेडियो तरंगों की उत्पत्ति प्रति माह 15-20 दिनों तक होती है। भूमध्य रेखा के पास यह लगभग हमेशा मौजूद रहता है, और उच्च अक्षांशों में यह आमतौर पर रात में दिखाई देता है। कभी-कभी, कम सौर गतिविधि के वर्षों के दौरान, जब उच्च-आवृत्ति एचएफ बैंड पर कोई संचरण नहीं होता है, तो दूर के स्टेशन अचानक 16, 13 और 11 मीटर बैंड पर अच्छी मात्रा के साथ दिखाई देते हैं, जिनके संकेत कई बार ईएस से परिलक्षित होते हैं।

आयनमंडल का सबसे निचला भाग क्षेत्र है डी 50 से 90 किमी की ऊंचाई पर स्थित है। यहां अपेक्षाकृत कम मुक्त इलेक्ट्रॉन हैं। क्षेत्र से डीलंबी और मध्यम तरंगें अच्छी तरह से परावर्तित होती हैं, और कम आवृत्ति वाले एचएफ स्टेशनों से सिग्नल दृढ़ता से अवशोषित होते हैं। सूर्यास्त के बाद, आयनीकरण बहुत तेज़ी से गायब हो जाता है और 41, 49 और 75 मीटर की रेंज में दूर के स्टेशनों को प्राप्त करना संभव हो जाता है, जिसके संकेत परतों से परिलक्षित होते हैं एफ 2 और इ. आयनमंडल की व्यक्तिगत परतें एचएफ रेडियो संकेतों के प्रसार में महत्वपूर्ण भूमिका निभाती हैं। रेडियो तरंगों पर प्रभाव मुख्य रूप से आयनमंडल में मुक्त इलेक्ट्रॉनों की उपस्थिति के कारण होता है, हालांकि रेडियो तरंग प्रसार का तंत्र बड़े आयनों की उपस्थिति से जुड़ा होता है। वायुमंडल के रासायनिक गुणों का अध्ययन करते समय उत्तरार्द्ध भी रुचि रखते हैं, क्योंकि वे तटस्थ परमाणुओं और अणुओं की तुलना में अधिक सक्रिय होते हैं। आयनमंडल में होने वाली रासायनिक प्रतिक्रियाएँ इसकी ऊर्जा और विद्युत संतुलन में महत्वपूर्ण भूमिका निभाती हैं।

सामान्य आयनमंडल. भूभौतिकीय रॉकेटों और उपग्रहों का उपयोग करके किए गए अवलोकनों ने नई जानकारी प्रदान की है जो दर्शाती है कि वायुमंडल का आयनीकरण सौर विकिरण की एक विस्तृत श्रृंखला के प्रभाव में होता है। इसका मुख्य भाग (90% से अधिक) स्पेक्ट्रम के दृश्य भाग में केंद्रित है। पराबैंगनी विकिरण, जिसमें बैंगनी प्रकाश किरणों की तुलना में छोटी तरंग दैर्ध्य और उच्च ऊर्जा होती है, सूर्य के आंतरिक वातावरण (क्रोमोस्फीयर) में हाइड्रोजन द्वारा उत्सर्जित होती है, और एक्स-रे, जिसमें इससे भी अधिक ऊर्जा होती है, सूर्य के बाहरी आवरण में गैसों द्वारा उत्सर्जित होती है। (कोरोना)।

आयनमंडल की सामान्य (औसत) स्थिति निरंतर शक्तिशाली विकिरण के कारण होती है। पृथ्वी के दैनिक घूर्णन और दोपहर के समय सूर्य की किरणों के आपतन कोण में मौसमी अंतर के कारण सामान्य आयनमंडल में नियमित परिवर्तन होते हैं, लेकिन आयनमंडल की स्थिति में अप्रत्याशित और अचानक परिवर्तन भी होते हैं।

आयनमंडल में गड़बड़ी.

जैसा कि ज्ञात है, सूर्य पर गतिविधि की शक्तिशाली चक्रीय रूप से दोहराई जाने वाली अभिव्यक्तियाँ होती हैं, जो हर 11 साल में अधिकतम तक पहुँचती हैं। अंतर्राष्ट्रीय भूभौतिकीय वर्ष (आईजीवाई) कार्यक्रम के तहत अवलोकन व्यवस्थित मौसम संबंधी अवलोकनों की पूरी अवधि के लिए उच्चतम सौर गतिविधि की अवधि के साथ मेल खाते हैं, यानी। 18वीं सदी की शुरुआत से. उच्च गतिविधि की अवधि के दौरान, सूर्य पर कुछ क्षेत्रों की चमक कई गुना बढ़ जाती है, और पराबैंगनी और एक्स-रे विकिरण की शक्ति तेजी से बढ़ जाती है। ऐसी घटनाओं को सौर ज्वाला कहा जाता है। वे कई मिनटों से लेकर एक से दो घंटे तक चलते हैं। भड़कने के दौरान, सौर प्लाज्मा (ज्यादातर प्रोटॉन और इलेक्ट्रॉन) का विस्फोट होता है, और प्राथमिक कण बाहरी अंतरिक्ष में चले जाते हैं। ऐसी ज्वालाओं के दौरान सूर्य से निकलने वाले विद्युत चुम्बकीय और कणिका विकिरण का पृथ्वी के वायुमंडल पर गहरा प्रभाव पड़ता है।

प्रारंभिक प्रतिक्रिया भड़कने के 8 मिनट बाद देखी जाती है, जब तीव्र पराबैंगनी और एक्स-रे विकिरण पृथ्वी पर पहुंचता है। परिणामस्वरूप, आयनीकरण तेजी से बढ़ता है; एक्स-रे वायुमंडल में आयनमंडल की निचली सीमा तक प्रवेश करती हैं; इन परतों में इलेक्ट्रॉनों की संख्या इतनी बढ़ जाती है कि रेडियो सिग्नल लगभग पूरी तरह से अवशोषित हो जाते हैं ("बुझ जाते हैं")। विकिरण के अतिरिक्त अवशोषण के कारण गैस गर्म हो जाती है, जो हवाओं के विकास में योगदान करती है। आयनित गैस एक विद्युत चालक है, और जब यह पृथ्वी के चुंबकीय क्षेत्र में चलती है, तो एक डायनेमो प्रभाव होता है और एक विद्युत प्रवाह उत्पन्न होता है। ऐसी धाराएँ, बदले में, चुंबकीय क्षेत्र में ध्यान देने योग्य गड़बड़ी पैदा कर सकती हैं और चुंबकीय तूफान के रूप में प्रकट हो सकती हैं।

ऊपरी वायुमंडल की संरचना और गतिशीलता सौर विकिरण, रासायनिक प्रक्रियाओं, अणुओं और परमाणुओं के उत्तेजना, उनके निष्क्रिय होने, टकराव और अन्य प्राथमिक प्रक्रियाओं द्वारा आयनीकरण और पृथक्करण से जुड़े थर्मोडायनामिक अर्थ में गैर-संतुलन प्रक्रियाओं द्वारा महत्वपूर्ण रूप से निर्धारित होती है। इस मामले में, जैसे-जैसे घनत्व घटता है, ऊंचाई के साथ शून्य संतुलन की डिग्री बढ़ती जाती है। 500-1000 किमी की ऊंचाई तक, और अक्सर इससे भी अधिक, ऊपरी वायुमंडल की कई विशेषताओं के लिए गैर-संतुलन की डिग्री काफी छोटी होती है, जिससे इसका वर्णन करने के लिए रासायनिक प्रतिक्रियाओं को ध्यान में रखते हुए शास्त्रीय और हाइड्रोमैग्नेटिक हाइड्रोडायनामिक्स का उपयोग करना संभव हो जाता है।

बाह्यमंडल पृथ्वी के वायुमंडल की बाहरी परत है, जो कई सौ किलोमीटर की ऊंचाई से शुरू होती है, जहां से हल्के, तेज़ गति वाले हाइड्रोजन परमाणु बाहरी अंतरिक्ष में बच सकते हैं।

एडवर्ड कोनोनोविच

साहित्य:

पुडोवकिन एम.आई. सौर भौतिकी के मूल सिद्धांत. सेंट पीटर्सबर्ग, 2001
एरिस चैसन, स्टीव मैकमिलन आज खगोल विज्ञान. प्रेंटिस-हॉल, इंक. अपर सैडल नदी, 2002
इंटरनेट पर सामग्री: http://ciencia.nasa.gov/