Havanın rütubətliyinin ölçülməsi

Şeh nöqtəsi və nisbi rütubətliyi hesablamaq üçün istifadə olunan ən əsas cihazlardan biri psixrometrdir. Psixrometr yan-yana yerləşən iki termometrdən ibarətdir və sap şəklində ya da zəncir şəklində metal parçası birləşdirilib.

Termometrlərin lampaları parça hissəciklə örtülü olur. Parça ilə örtülən termometr yaş termometr adlanır. Yaş termometr distillə edilmiş suya batırılır. Digər termometr isə quru saxlanılır. Hər iki termometrə də bir neçə dəqiqəliyinə havası dəyişdirilir, ya qurğunu fırlatmaqla (sarğılı psixrometr) ya da ventilyator ilə havanı çıxartmaqla dəyişdirilir. Su parçacıqdan buxarlandıqca termometr soyuyur. Quru hava daha böyük miqdarda soyuma və buxarlanma miqdarı deməkdir. Bir neçə dəqiqədən sonra parçacıqla örtülü termometr mümkün ən aşağı temperatura qədər soyuyacaq. Əvvəldə də deyildiyi kimi, yaş termometr suyun buxarlandırılması vasitəsilə havanın ən aşağı temperaturunun əldə edilməsi üçün istifadə olunan cihazdır.

Quru termometr (və ya quru lampalı termometr) hal-hazırkı temperaturu göstərir. Quru lampa ilə yaş lampa arasındakı temperatur tərəddüdləri yaş termometr tərəddüdü adlanır. Böyük tərəddüd havaya buxarlanan suyun çox, nisbi rütubətliyin aşağı olması ilə baş verir. Kiçik tərəddüd isə suyun buxarlanmasının az olduğunu göstərsə də havada su buxarı vardır. Belə ki, hava doyma vəziyyətinə yaxındır çünki, nisbi rütubətlik yüksək həddədir. Əgər tərəddüd yoxdursa, onda quru termometr, yaş termometr və şeh nöqtəsi eynidir; hava doymuş vəziyyətdədir və nisbi rütubətlik 100%-dir.

Havanın rütubətliyini ölçən ən əsas cihaz isə hiqrometrdir. Hiqrometrin bir növü olan tüklü hiqrometrə quraşılan insan saçı nisbi rütubətliyini 0-dan 100%-ə qədər dəyişməsinə görə 2,5% genişlənir. Əsasən insan tükündən istifadə olunsa da, bəzi hallarda at tükündən də istifadə edilir. Saç telləri bir növ çarx sisteminə qoşuludur. Saçın uzunluğunda bir dəyişiklik olduğunda sistemdə də hərəkətlilik baş verir və sonra yazıcı kağız üzərinə bu qiymət köçürülür və nisbi rütubətlik göstərilir. Lakin tüklü hiqrometr, psixrometr qədər dəqiq nəticələr vermir.  Onun dərəcələrini təcrübə sahələrində gündəlik nisbi rütubət dəyişiklikləri üçün tez-tez ölçmək lazım gəlir.

Elektrikli hiqrometr havanın rütubətliyini ölçən başqa bir cihazdır. O karbon təbəqə ilə örtülü sabit bir hissədən ibarətdir. Cərəyan axını bu təbəqə ilə göndərilir. Su buxarı udulduqca karbon təbəqənin elektrik müqaviməti də dəyişir. Bu dəyişikliklər nisbi rütubətliyə çevrilir.

Rütubətliyi ölçən başqa bir qurğu infraqırmızı şüalı hiqrometrdir. Bu hiqrometr infraqırmızı şüalardan istifadə etməklə havanın rütubətliyini ölçməyə imkan verir.

Havanın temperaturunun ölçülməsi

Termometrlər havanın temperaturunu ölçən cihazlardır. Hər termometrin bir şkalası olur və bu şkala ilə müəyyən bölmələrə bölünür. Termometrlərdə ən çox Selsi şkalasından istifadə edilir. Termometrlər üçün başlanğıcı 0°C-dir. Əgər istilik və soyuqluq ölçmə termometrləri fərqli olsa idi, müxtəlif hava şəraitləri üçün termometrlər istifadəyə yararsız olacaqdı.

Termometrlərin növləri aşağıdakılardır:

Mayeli termometrlər – bu termometrlər səthin temperaturunu ölçmək üçün istifadə olunan avadanlıqdırlar çünki bu termometrlər ucuz və asan oxunula bilən konstruktorlardır. Bu termometrlər şüşə boru ilə maye saxlanan yerə bərkidilmiş halda olur. Bu borunun uzunluğu 25 sm-dir. Borunun içərisindəki maye (civə və  ya qırmızı rəngli alkoqol) boru daxilində rahat bir şəkildə hərəkət edə bilir. Havanın temperaturu artdıqda borunun içərisindəki maye də yuxarı doğru hərəkət edir. Havanın temperaturu aşağı düşdükdə isə, maye aşağı doğru hərəkət edir. Buna görə də, termometrin içərisindəki mayenin hərəkəti havanın temperaturunu göstərir. Borunun eni kiçik olduğundan temperatur dəyişdikcə maye də sürətlə yerdəyişmə edir.

Mayeli termometrlər özlüyündə iki yerlə bölünür: Maksimal və Minimal termometrlər.

Maksimal termometrin digər mayeli termometrlərdən bir istisnası vardır: Boru ilə rezervuar arasında sıxılma hissəsi vardır. Temperatur qalxdıqca, civə sərbəst şəkildə borunun içərisində hərəkət edəcəkdir. Temperatur aşağı düşdükdə isə həmin gün üçün müşahidə olunmuş ən yüksək temperaturun üzərində sıxılma xətti dayanacaq və beləliklə həmin günün maksimal temperaturu ölçülmüş olacaq. Yeni müşahidə üçün isə, müşahidəni götürən şəxs, termometri silkələməlidir.

Minimal termometr həmin günün ən aşağı temperaturunu ölçmək üçün istifadə edilən termometrdir. Minimal termometrlərin əksəriyyətinin mayesini spirt təşkil edir çünki, spirt -130°C-də donduğu halda, civə -39°C-də donur.  Minimal termometrin digər mayeli  termometrlərdən fərqi budur ki, onun borusunun içərisində xüsusi minimal temperaturu göstərən körpücük vardır. Körpücük mayenin içərisində hərəkət edə bilir. Mayenin əyri səthi körpücüyün mayenin içərisindən çıxmasının qarşısını alır.

Minimal termometrlər üfüqi şəkildə yerləşdirilir. Temperaturun aşağı düşməsi ilə sıxılan maye körpücüyü aşağı doğru çəkir və körpücük minimal temperatur olan yerdə ilişib qalaraq müşahidə götürülməsinə imkan yaradır. Temperatur aşağı düşdükdə körpücük aşağı düşməsi dayanır. Hava isindikcə spirt genişlənir lakin körpücük sabit şəkildə aşağı temperatur müşahidə olunan hissədə qalır çünki körpücük isti havada hərəkət etmir. Bu qayda ilə minimal temperatur qeyd edilir.

Minimal termometri əvvəlki vəziyyətinə gətirmək üçün rezervuarı yuxarı olmaq şərti ilə yavaşca əymək lazımdır. Beləliklə körpücük əvvəlki vəziyyətinə qayıdacaq və yenidən müşahidə üçün termometr hazır vəziyyətdə olacaq.

Yüksək dəqiqliklə temperaturun ölçülməsi üçün elektrik termometrlərdən istifadə edilir. Elektrik termometrlərin bir növü də elektrik müqavimət termometrləridir. Bu termometrlərlə havanın temperaturu ölçülməsə də, yüksək elektrik müqavimətinə görə, platinyum ya da nikel tipli metallarda temperatur artıqca müqavimət də artır.

Elektrik müqavimətli termometrlərdən 900-dan çox avtomatlaşdırılmış müşahidə stansiyalarında istifadə edilir. Ona görə də çox mayeli termometrlər elektrik termometrlər ilə dəyişdirilir.

Elektrik termometrlərin bir növü də Termistorlardır. Bu termometrlər keramikadan hazırlanır və temperatur aşağı düşdükcə, müqavimət artır. Termistor, radiozondun temperatur ölçənidir və səthdən 30 km hündürlüyə qədər temperatur ölçə bilir.

Başqa bir elektrik termometr termocütlərdir. Bu cihazlar elektrik cərəyanı qoşulmuş iki müxtəlif metal ilə temperatur dəyişkənliyi arasında fəaliyyət göstərirlər. Qovşağın bir ucu temperatur dəyişkənliyi, bir ucu isə elektrik cərəyanı ilə təchiz edilib. Bu cərəyan qovşaqlar arasındakı temperatur dəyişkənliyə proporsionaldır.

Havanın temperaturu həmçinin infraqırmızı sensor və yaxud radiometr adlı alətlər vasitəsilə də hesablanır. Radiometrlər havanın temperaturunu birbaşa ölçmür. Onlar yayılan radiasiyanı (adətən infraqırmızı) ölçürlər. Radiometrlər müəyyən bir qazın maksimum yayılma dalğa uzunluğu ilə günəş enerjisinin intensivliyini birlikdə ölçürlər. Meteoroloji peyklərə qoşulan radiometrlər atmosferin müəyyən yüksəkliyinin temperaturunu hesablaya bilirlər.

Bimetal termometrlər tək bir lent şəklində qaynaqlanmış iki müxtəlif metal parçadan (adətən dəmir və bürünc) ibarətdir. Temperatur dəyişdikdə, bürünc dəmirə nisbətdə daha çox genişlənir və lent bükülməyə başlayır. Bimetal termometr adətən termoqrafların bir hissəsidir.

Termoqraflar yavaş-yavaş məlumat yazıcılar ilə dəyişdirilir. Bu kiçik alətlərdə gövdənin içərisinə bərkidilmiş bir termistor vardır. Məlumat intervalını komputer proqramları alır. Məlumat yazıcılar Termoqraflar qədər havanın temperaturuna həssas deyillər. Onlar daha ucuzdur.

Termometrlər və digər havanın temperaturunu ölçən alətlər psixometrik köşkdə yerləşdirilir. Köşk günəş radiasiyasından, yağışdan, qardan qorunacaq şəkildə düzəldilir. Günəş radiasiyasını əks etdirməsi üçün köşk ağ rəngə boyanır. Günəş radiasiyasına məruz qalmaması üçün şimala doğru yerləşdirilir. Sərbəst hava axınını təşkil etmək üçün köşkün üç tərəfi jalüz şəklində düzəldilir. Bu köşk xaricdəki havanın temperaturunu daxildə göstərmə imkanı verir.

Termometrlər əsasən köşkün içərisində yerləşdirilir və köşkün yer səthindən hündürlüyü 1,5-2 m təşkil edir. Köşkün səviyyəsindəki havanın temperaturu yer səthinə nisbətdə daha soyuq olacaqdır. Nəticədə, aydın bir qış günündə yer səthinin donduğunu görsək də, köşkdəki termometrlərdə temperatur donma dərəcəsinə çatmamış olacaq.

Ənənəvi psixometrik köşklər artıq yeni avtomatlaşdırılmış stansiyalar ilə dəyişdirilir. Avtomat stansiyalarda köşk boru üzərində quraşdırılır və termometrlərdəki qəbuledicilər vasitəsilə mərkəzə ötürülür. Mərkəzdə havanın cari temperaturu və o gün üçün maksimum minimum temperaturlar saxlanılır.

 

Atmosferin yaranması

Yer planetinin digər planetlərdən ən böyük fərqi həyatın mövcud olmasıdır. Bunda Atmosferin rolu birinci faktordur. Yer kürəsinin ilk atmosferi 4,6 milyard il əvvəl yaranmışdır. Onun qaz tərkibi Hidrogen və Helium ilə yanaşı Hidrogen qarışıqları olan Metan və Ammonyakdan ibarət olmuşdur. Əksər alim hesab edir ki, hal-hazırki yer atmosferi ilkin atmosferin soyuması ilə yaranmışdır. İlkin fərziyyələrə görə yer atmosferi həddən artıq isti olmuşdur. Bu da atmosferin yaranmasının ilk mərhələsidir.

İkinci mərhələdə, yer səthinin qabığı bərkləşdi və atmosferin sıxlığı azalmağa başladı və vulkanlar püskürməyə başladı. Vulkanlar yer atmosferinə ikinci mərhələdə aşağıdakı qazları püskürtmüşdür.

– Vulkan kül mənşəli su buxarı (80%)

– Karbon dioksid (CO2) (10%)

– Azot qarışıqlı qazlar (10%)

Bu qazlar Yer kürəsinin ikinci atmosferini yaratdı.

Bir milyon il sonra isə, yerin daxilindən intensiv şəkildə atmosferə qalxan isti su buxarı, toplanaraq buludların formalaşmasına səbəb oldu. İntensiv şəkildə atmosferə qalxan su buxarı nəticəsində yaranan buludlar vasitəsilə min illərlə yağış yağdı və müasir dünya okeanı, gölləri və çayları əmələ gətirdi. Karbon dioksid (CO2) isə okeanlara qarışaraq dünya atmosferində təsirini azaltdı. Okeanlara qarışan karbon dioksid okeanların aşağı hissəsinə çökərək, əhəng daşı şəklində süxurlar yaratdı. Atmosferdə su buxarının artması ilə karbon dioksidin miqdarı müvafiq olaraq azalır və atmosfer tədricən azot qazı ilə zənginləşməyə başlayır lakin azot atmosferdə kimyəvi cəhətdən aktiv olmur.

Atmosferdə hal-hazırda aktiv ən çox yayılan qaz Oksigendir (O2). Güman edilir ki, günəş şüalarının su buxarına təsiri nəticəsində, su buxarı (H2O) hidrogen və oksigen atomlarına parçalandı. Parçalanma nəticəsində nisbətən yüngül olan hidrogen atomları atmosferin yuxarı təbəqələrinə qalxdığı halda, oksigen atomları yer atmosferində qaldı və müasir atmosferin əsas qaz təbəqəsi olan oksigen yaranmağa başladı.

Təxminən 2-3 milyard il əvvəl oksigendəki bu zəif inkişaf ibtidai bitkilərin inkişafı üçün kifayət idi. Bitkilərin inkişafı ilə atmosferdə oksigenin paylanması genişləndi. Oksigenin artmasına səbəb bitkilərdə gedən fotosintez prosesi idi. Günəş şüalarının bitkilərə təsiri nəticəsində bitkilər havadakı karbon dioksid qazını özündə birləşdirərək, oksigen qazı ifraz edirlər. Buna görə də, atmosferdə oksigenin miqdarı sürətlə artdı və hal-hazırki səviyyəyə təxminən bir neçə yüz il əvvəl gəlib çatmışdır.

Atmosferin təbəqələrə bölünmə prinsipləri

Atmosfer müxtəlif qazların, su buxarının, maye və bərk hissəciklərin mexaniki qarışığından ibarətdir. Qaz tərkibinə görə atmosfer homosfer heterosferə bölünür.

          Homosfer – hündürlüyü 90-95 km olan aşağı qatdır. Bu qatda əsas qazların faiz tərkibi və havanın xüsusi molyar çəkisi hündürlük artdıqca dəyişməz qalır. DÜST 1401-81-ə görə homosfer üçün quru havanın tərkibi qəbul edilmişdir (həcmə görə faizlə): azot 78,054; oksigen – 20,948; karbon qazı – 0,031; digər qazlar (neon, helium, kripton, ksenon, hidrogen, azot oksidi, yod) – 0,003. Molyar kütlə dəniz səviyyəsində 28,96442 kq/mol-a bərabərdir.

Real havanın tərkibinə dəyişkən qazlar qrupu daxildir. Birinci qrupa

daxildir: azot, oksigen, arqon, helium, hidrogen, neon, kripton və ksenon.

Homosfer hüdüdlarında bu qazların faiz tərkibi vahid həcmdə dəyişməz qalır, qazların konsentrasiyası isə hündürlük artdıqca, amosferin ümumi sıxlığının azalması ilə birlikdə azalır. İkinci qrup qazlar isə havada az miqdardadır və onları atmosfer qarışığı adlandırırlar. Bunlara su buxarı, ozon, karbon qazı, azot oksidi daxildir. Su buxarı atmosferə yer səthindən, rütubətli torpaqdan və bitki örtüyündən suyun buxarlanması nəticəsində daxil olur. Onun miqdarı dəyişkəndir və hündürlük artdıqca, materiklərin dərinliyinə doğru tədricən azalır. Su buxarının maksimal miqdarı yüksək temperaturlarda dəniz üzərində öz həcminə görə 4 %-ə qədər təşkil edə bilər. Karbon qazı yanma və çürümə zamanı yaranır. Onun orta miqdarı həcm üzrə 0,0314 % təşkil edir. Sənaye rayonlarında o, Arktika və Antarktikada olduğundan iki dəfə çoxdur. Sənayenin sürətli inkişafı və çoxlu miqdarda yanacağın yanması nəticəsində son 100 ildə havada karbon qazının miqdarı 10 % artmışdır. 2015-ci ildə onun konsentrasiyasının 30 – 40 %-ə çatması gözlənilir. Su buxarı və karbon qazı yer səthindən şüalanan infraqırmızı radiasiyanı udaraq atmosferi «isidir». Bu istilik yerüstü havanın qızmasına sərf olunaraq müəyyən miqdarda yer səthinə qayıdır və gecə saatlarında güclü soyumanın qarşısını alır. Əgər atmosferin tərkibində su buxarı və karbon qazı olmasaydı, yer səthində havanın temperaturu +15º S deyil, -23º S olardı. Atmosferin tərkibində ozon qatı 50 km hündürlüyə qədər yayılır. Buna baxmayaraq yerüstü hava qatında ozonun miqdarı çox azdır (ümumi həcmin milyonda bir faizini təşkil edir). Onun miqdarı hündürlük artdıqca çoxalır və 25 km-lik səviyyədə maksimal konsentrasiya müşahidə olunur. Bu qaz yer səthinə daxil olan günəş enerjisinin 4 %-ni udur. Udulan enerji atmosferin isinməsinə sərf olunur.

Homosferdən yuxarıda 800 – 1000 km olan hündürlükdə heterosfer yerləşir. Bu qatın qaz tərkibi hündürlük artdıqca, daha yüngül qazların artması, bununla əlaqədar molyar kütlənin azalması ilə xarakterizə olunur. Bu qatda günəşin rentgen və ultrabənövşəyi şüalarının təsiri nəticəsində fotokimyəvi və ionlaşma prosesləri baş verir, qaz molekulları atomlara ayrılır, ion və elektron elektrik hissəcikləri yaranır. Qeyd olunduğu kimi, atmosfer Yer kürəsində və həmçinin planetimizdə bütün canlıların mövcud olmasında böyük rol oynayır. Buna görə də atmosferin və onda baş verən hadisələrin öyrənilməsi arasıkəsilmədən aparılır. Atmosferin öyrənilməsinin birbaşa və dolayı tədqiqat metodları mövcüddür. Birbaşa metodlara yerüstü səthdə aparılan meteoroloji müşahidələr aid edilir. Atmosferin zondlaşdırılması 30 – 40 km hündürlüyə qədər geofiziki və meteoroloji raketlər, həmçinin Yerin süni peykləri vasitəsilə həyata keçirilir. Birbaşa metodların köməyi ilə havanın tərkibi, temperaturu, təzyiqi, rütubətliyi, sıxlığı, hava axınları və atmosferin elektromaqnit xassələri, Yerin maqnit sahəsi, günəş və kosmik şüalanması haqqında məlumatlar əldə etmək olar. Dolayı metodlara radiolokasiya müşahidələri, qütb parıltısının spektral tədqiqatı, alaqaranlıq və gecə zamanı səmanın aydınlanması, səs dalğalarının yayılması, meteor izlərinin müşahidəsi aid edilir. Bu metodların köməyi ilə buludluq, ildırım, leysan, havanın temperaturu və sıxlığı, qaz tərkibi, külək, atmosferin elektromaqnit xassələri haqqında məlumat əldə etmək olar.

Atmosfer özünün qaz tərkibinə və fiziki xassələrinə görə bircinsli deyildir.

Onun quruluşunun bir neçə sxemi mövcuddur. Daha çox temperaturun hündürlük üzrə paylanmasına əsaslanan sxem geniş yayılmışdır. Bu sxemə görə atmosfer beş əsas qata bölünür: troposfer, stratosfer, mezosfer, termosfer, ekzosfer.

Troposfer – atmosferin aşağı qatıdır. Onun yuxarı sərhədi qütb rayonlarında

8 – 10 km, mülayim enliklərdə 10 – 12 km, tropriklərdə 16 – 18 km-ə çatır.

Troposferdə bütün atmosfer kütləsinin 80 %-i və su buxarının 90 %-i

cəmlənmişdir.

Havanın temperaturu hündürlük artdıqca hər 1000 metrdə 6,5º S aşağı düşür

və yuxarı sərhəddə minimuma çatır. Troposferdə təzyiq çox sürətlə aşağı düşür.

Yuxarı sərhəddə təzyiq yerüstü səthdə olduğundan 4 dəfə azdır. Xüsusilə sərhəd

təbəqəsi (sürtünmə səthi) seçilir. Onun şaquli hündürlüyü 1 – 1,5 km təşkil edir.

Burada yerüstü təbəqənin istilik və mexaniki təsiri özünü kəskin biruzə verir.

Xüsusilə, bu qatda atmosfer parametrləri daha kəskin tərəddüdlərə məruz qalır.

Burada aşağı buludluq və dumanlar əmələ gəlir, görünüşü zəiflədən qasırğalar və toz tufanları müşahidə olunur. Troposferdə külək hünüdürlük artdıqca güclənir, tropopauzanın aşağı hissəsində küləyin sürəti maksimuma çatır (100 km/saat və artıq), bununla da intensiv yırğalanma müşahidə olunan şırnaq axınları yaranır. Şimal yarımkürəsində ilin bütün mövsümlərində qərb küləyi üstünlük təşkil edir.

Troposfer və stratosfer arasında keçid təbəqəsi olan tropopauza yerləşir. Onun şaquli hündürlüyü 1 – 2 km-ə çatır. Bu təbəqədə temperatur hündürlük artdıqca çox az dəyişir. Onun hündürlüyü qütblərdən ekvatora qədər artır, belə ki, 30 – 40º enlikdə kəskin dəyişərək bəzən parçalanmaya məruz qalır.

Stratosfer – tropopauzanın üzərində yerləşir və 50 – 55 km hündürlüyə

qədər uzanır. Bu qata atmosferin ümumi kütləsinin 20 %-i daxildir. Temperaturun hündürlük artdıqca dəyişməsi xarakterinə görə stratosferi 2 hissəyə: aşağı və yuxarıhissələrə bölmək olar. Aşağı stratosferdə (20 km hündürlüyə qədər) əsasən izotermiya və zəif inversiya müşahidə olunur. Daha hündürlükdə temperatur hər 1000 m-də 3ºS artır. Yuxarı stratosferdə temperaturun artması ozonun ultrabənövşəyi günəş şüalarının və su buxarının infraqırmızı radiasiyanı udması ilə şərtlənir. Beləliklə də, ozonun payı 4 dəfə su buxarının payından artıq olur.

Ölçmələr göstərir ki, stratosferdə hava çox qurudur. Buna görə də bu qatda buludluğun əmələ gəlməsi nadir hadisə sayılır. Yalnız büllur buludlar istisna təşkil edir. Bu buludlar parlaq, rəngarəng çalarlı olduqlarına görə belə adlanırlar. Onlar adətən Skandinaviya, Finlandiya, Şimali Ural və Sibirin şimal ətraflarında 21 – 30 km hünürlükdə müşahidə olunurlar. Stratosferdə külək özünəməxsus xüsusiyyətlərə malikdir. Qərb küləyinin sürəti hündürlük artdıqca azalır. 18 – 21 km qatda minimal həddə çatır. Daha yüksəklikdə küləyin sürəti yenidən artır, yayda isə qərb küləyi şərq küləyi ilə əvəz olunur. Stratosferdə kəskin istiləşmə də mümkündür. Bu hal ən çox yanvar və fevralda, ən az noyabr, dekabr və martda baş verir. İstiləşmənin davamiyyəti 20 – 25 km hündürlükdə 7 – 12 sutka təşkil edir, temperaturun orta yüksəlməsi 26º S-yə bərabərdir. Stratosfer və ondan sonra gələn mezosfer qatı arasında stratopauza yerləşir. Bu qatda temperaturun yüksəlməsi onun aşağı enməsi ilə əvəz olunur.

Mezosfer – 55 km-dən 85 km-dək hündürlükdə yerləşir. Onun kütləsi

atmosferin ümumi kütləsinin 0,3 %-ni təşkil edir. Mezosferdə temperatur orta

hesabla hər 1000 m-də 3,5º S aşağı düşür. Atmosfer təzyiqi və havanın sıxlığı

azalır. Mezosferin yuxarı sərhədində boz buludlar nadir hal deyil. Onların ən çox təkrarlanması iyul – avqust aylarına təsadüf edir. Gümüşü buludların üfüqi

paylanması çox vaxt 100 – 300 km, nadir hallarda 500 – 800 km, şaquli paylanma isə 1 – 3 km təşkil edir. Bu buludlar şərqdən qərbə 40 – 60 km/saat sürətlə hərəkət edirlər. Mezosferin hüdudlarında meteoritlərin yanması müşahidə olunur. Mezopauza – atmosfer hüdudlarında havanın minimal temperatur

səviyyəsidir və mezosferlə termosferi bir-birindən ayırır.

          Termosfer – atmosferin 80 – 85 km-dən 800 km-dək yerləşən təbəqəsidir.

Onun payına atmosferin ümumi kütləsinin 0,05 %-i düşür. Kinetik temperatur

(hava molekullarının istilik hərəkəti ilə müəyyən olunan temperatur) minimumdan, yəni 80 km hündürlükdən maksimuma 250 – 300 km hünüdürlüyədək artır və daha yüksəkdə isə dəyişməz qalır. Günəş aktivliyinin maksimum olduğu illərdə o, gün ərzində 2000 – 2500º K, gecə ərzində isə 1200 – 1600º K arasında tərəddüd edir. Günəş aktivliyinin minimal olduğu illərdə gecəyə doğru 900 – 1100º K və 500 – 700º K intervallarında tərəddüd edir. Termosferdə aktiv olaraq ionlaşma prosesləri baş verir. İonlaşdırıcı amillərə günəş, rentgen və ultrabənövşəyi şüalar, korpuskulyar günəş axınları, kosmik şüalar və meteor hissəcikləri daxildir.

Termosferin aşağı qatlarında qütb parıltıları müşahidə olunur. 800 km

hündürlükdə termosferlə ekzosferi ayıran termopauza yerləşir. Havanın

temperaturu bu qatda maksimum həddə çatır.

          Ekzosfer – atmosferin kəskin şəkildə boşalmış xarici qatıdır. Bu qatda qaz hissəcikləri yüksək temperatur sahəsində ikinci kosmik sürətlə kosmik fəzaya uçurlar. Kosmosdan Yer atmosferi ilə toqquşma zamanı ikinci kosmik sürəti zəiflədən hissəciklər daxil olurlar. Bu proses bütövlükdə eyni çəkilidir:

atmosferdən gedən hissəciklərin sayı qədər hissəcik atmosferə daxil olur.

 

 

İstiliyin okean və atmosfer arasında daşınması

Əgər Yer səthi üzərində hər hansı bir məntəqədə gələn və gedən radiasiya balanslarına baxsaq, onlarda fərü olduğunu görərik. Bu, onu göstərir ki, radiasiyadan başqa da proseslər mövcuddur ki, bu da istiliyin aparılmasıdır. Bu hal okean və atmosfer üçün xüsusən xarakterikdir.

Atmosferdən keçib gələn radiasiyanın əksər hissəsi planetin səthi tərəfindən udulur. Yer səthi özünün uzundalğalı şüaları ilə atmosferi qızdırır. Nəticədəsə, okean-atmosfer, yaxud da Yer-atmosfer sərhədində istiliyin ötürülməsi olur ki, bu da atmosferdə konveksiyanın inkişafına səbəb olur. Istiliyin ötürülməsi öz-özlüyündə çox ləng gedir. Lakin bu, zəruridir. Sonra isə istilik havanın şaquli hərəkətində ötürülür ki, bunun da nəticəsində termik konveksiya, yaxud da turbulent konveksiya (hamar olmayan sətjlərdə hava axınının üfiqi hərəkəti) baş verə bilər. Bunun nəticəsində 2 mühitin sərhədində temperatur qradienti yaranır və buna görə də istiliyin ötürülməsi kifayət qədər tez baş verir.

Bundan başqa bir mühüm prose də vardır ki, bu da Günəş istiliyinin atmosferə verilməsidir. Bu, su səthindən buxarlanma və atmosferdə rütubətin kondensasiyasıdır. Okean səthindən buxarlanan 1 qr suya 2.47*10³ C istilik tələb olunur. Bu zaman su buxarı özündə gizli istilik saxlayır ki, atmosferdə kondesasiya zamanı istilikdən azad olur.

Okeanın istilik balansının öyrənilməsinə cəhd edilmişdir. Aydındır ki, yerindən və ilin mövsümündən asılı olaraq, bu qiymətlər dəyişə bilər. lakin əminliklə demək olar ki, daha çox istilik suyun buxarlanması zamanı aparılır, nəinki, konduktiv istilik ötürülməsində və atmosferdəki konvektiv proseslərdə. Bu deyilənlər o zaman doğru olur ki, əgər suyun orta temperaturu havanın orta temperaturundan çoxdursa və əsas amil də, əgər su səthindəki temperatur halında okean səthindəki su buxarının elastikliyi havadakı doymuş buxarın elastikliyindən azdırsa, bu halda suyun buxarlanması baş verir. Lakin bu ümumi qaydada bəzi məhduduiyyətləri qeyd etməliyik. Havanın temperature suyun səthindəki temperaturdan yüksək olduqda, atmosferdən okeana istilik verilir və okean səthində və onun üzərində su buxarının kondensasiyası baş verir və nəticədə duman əmələ gəlir. Bunun nəticəsi olaraq, su səthi nisbətən isti olur və buna müvafiq olaraq sıxlıq azalır. Bunun üzərindəki havasa soyuyur və nisbətən sıx olur. Nəticədə hər 2 mühitdə termik konveksiya artır, güclü küləklər olmadıqda istiliyin ötürülməsi nisbətən ləng gedir.

Istiliyin üfiqi ötürülməsi- adveksiya –şüalanma nəticəsində böyük enliklərdə istiliyin itirilməsinin, aşağı enliklərdəsə istiliyin alınmasının konpensasiyası üçün zəruridir. Illik radiasiya balansının defisiti və artığı təxminən 37° şm. və c. enliklərdə baş verir. əgər istiliyin adveksiyası olmasaydı ekvatorial zolaqda temperatur 10° C artardı və bu zaman qütb enliklərində temperatur 20° C -ə qədər azalardı. Bu isə Yer səthində buz və qar örtüyünün əhəmiyyətli dərəcədə artımına gətirib çıxarardı ki, bunun da nəticəsində orta və yüksək enliklədə albedo yüksələrdi. Qiymətləndirməyə görə, istiliyin 80%-i natmosferlə ötürülür və Yerin qütblərinə tərəf istiqamətlənir. Son araşdırmalar göstərilir ki, ekvatorla 70° şm.enliyi aralığında enerjinin ötürülməsində okeanın payı 40%-ə, 20° şm.enliyi aralığındasa 74%-ə qədərdir. Külək və okean axınları təkcə aşağı və yuxarı enliklər arasında istilik balansını tarazlaşdırmır. Onların özü də Yer səthində istiliyin qeyri-bərabər paylanmasından asılıdırlar. Bu qeyri-bərabərlik enerji mənbəyinə xidmət edir, onların hərəkətini dəstəkləyir.

 

Okean atmosfer arasında istilik tranformasiyası

Əgər Yer istilik itkisi olmadan Günəs radiasiyasını udsaydı, onda onun

temperaturu fasiləsi olaraq artardı. Amma bu bas vermir. Ona görə ki, Yer fəzaya elektromaqnit süaları verir. Əgər Yerin orta illik temperatur dəyismələrini nəzərə almasaq, onda Yerin qəbul etdiyi Günəs radiasiyası ilə Yerdən gedən radiasiya arasında balansı ala bilərik.

Yerin temperaturunu daxil olan radiasiya və onun energetik spektri tənzimləyir. Stefan- Boltsman qanununa əsasən, Yerdə temperatur tarazlıgının alınması üçün mütləq qara cismin orta temperaturu 250 K( -23° C) təskil edir. Bu, Yerin planetar temperaturu adlandırılır. Bu, Yerin səthindəki temperaturdan kifayət qədər asagıdır. Ona görə ki, Yer səthindən süalanan enerjinin müəyyən hissəsi atmosfer tərəfindən udulur və yaxud da əks olunur. Bir çox atmosfer qazları uzundalgalı radiasiyaları udma qabiliyyətinə malikdirlər. Bu, su buxarı, karbon 4-oksid və ozondur. Bunlar uzunluqları 8 mk-dan kiçik və 12 mk-dan böyük bütün radiasiyaları demək olar ki, udur. Amma bu qiymətlər arasında “radiasiya pəncərəsi” qalır ki, hansı ki, səma aydın olduqda radiasiya kosmik fəzaya süalanır. Buludlar uzundalgalı radiasiyanı həm udur, həm də əks etdirə bilirlər. Atmosferi yaradan qazlar da Yerin radiasiyasını udur və eyni zamanda müxtəlif istiqamətlərə səpələyir. Amma enerjinin müəyyən hissəsi Yerə qayıdır. Beləliklə, onlar Yer ətrafında izolyasiya qatı kimi fəaliyyət göstərirlər. Yerin temperaturuna bu cür təsir – parnik effekti adını dasıyır. Güman edilir ki, son 70 ildə atmosferdə karbon 4 –

oksidin miqdarı 10 % artıb. Buna isə əsas səbəb kimi yanacaqların çox yanması

göstərilir. Və atmosferin temperaturunun dəyisməsi bununla baglı ola bilər.

Gələn və gedən radiasiya arasındakı balans Yerin temperatur dəyisməsinə

təsir edir. Əgər gələn radiasiya artarsa, onda Yerin temperatutu yüksəlir. Bu da öz növbəsində gedən radiasiyanın çoxalmasına səbəb olur. Bu balansın nəticəsindəsə yüksək tempertur formalasır. Lakin radiasiya balansının dəyisməsini bilmək üçün bütün Yer kürəsi üçün orta illik radiasiya və temperatur qiymətlərinə baxmaq zəruridir.

Əgər Yer səthi üzərində hər hansı bir məntəqədə gələn və gedən radiasiya balanslarına baxsaq, onlarda fərü oldugunu görərik. Bu, onu göstərir ki, radiasiyadan basqa da proseslər mövcuddur ki, bu da istiliyin aparılmasıdır. Bu hal okean və atmosfer üçün xüsusən xarakterikdir.

Atmosferdən keçib gələn radiasiyanın əksər hissəsi planetin səthi tərəfindən udulur. Yer səthi özünün uzundalgalı süaları ilə atmosferi qızdırır. Nəticədəsə, okean-atmosfer, yaxud da Yer-atmosfer sərhədində istiliyin ötürülməsi olur ki, bu da atmosferdə konveksiyanın inkisafına səbəb olur. Istiliyin ötürülməsi öz-özlüyündə çox ləng gedir. Lakin bu, zəruridir. Sonra isə istilik havanın saquli hərəkətində ötürülür ki, bunun da nəticəsində termik konveksiya, yaxud da turbulent konveksiya (hamar olmayan sətjlərdə hava axınının üfiqi hərəkəti) bas verə bilər. Bunun nəticəsində 2 mühitin sərhədində temperatur qradienti yaranır və buna görə də istiliyin ötürülməsi kifayət qədər tez bas verir. Bundan basqa bir mühüm prose də vardır ki, bu da Günəs istiliyinin atmosferə verilməsidir. Bu, su səthindən buxarlanma və atmosferdə rütubətin kondensasiyasıdır. Okean səthindən buxarlanan 1 qr suya 2.47*10³ C istilik tələb olunur. Bu zaman su buxarı özündə gizli istilik saxlayır ki, atmosferdə kondesasiya zamanı istilikdən azad olur.

Okeanın istilik balansının öyrənilməsinə cəhd edilmisdir. Aydındır ki,

yerindən və ilin mövsümündən asılı olaraq, bu qiymətlər dəyisə bilər. lakin əminliklə demək olar ki, daha çox istilik suyun buxarlanması zamanı aparılır, nəinki, konduktiv istilik ötürülməsində və atmosferdəki konvektiv proseslərdə. Bu deyilənlər o zaman dogru olur ki, əgər suyun orta temperaturu havanın orta temperaturundan çoxdursa və əsas amil də, əgər su səthindəki temperatur halında okean səthindəki su buxarının elastikliyi havadakı doymus buxarın elastikliyindən azdırsa, bu halda suyun buxarlanması bas verir. Lakin bu ümumi qaydada bəzi məhduduiyyətləri qeyd etməliyik. Havanın temperature suyun səthindəki temperaturdan yüksək olduqda, atmosferdən okeana istilik verilir və okean səthində və onun üzərində su buxarının kondensasiyası bas verir və nəticədə duman əmələ gəlir. Bunun nəticəsi olaraq, su səthi nisbətən isti olur və buna müvafiq olaraq sıxlıq azalır. Bunun üzərindəki havasa soyuyur və nisbətən sıx olur. Nəticədə hər 2 mühitdə termik konveksiya artır, güclü küləklər olmadıqda istiliyin ötürülməsi nisbətən ləng gedir.

Istiliyin üfiqi ötürülməsi- adveksiya –süalanma nəticəsində böyük enliklərdə istiliyin itirilməsinin, asagı enliklərdəsə istiliyin alınmasının konpensasiyası üçün zəruridir. Illik radiasiya balansının defisiti və artıgı təxminən 37° sm. və c. enliklərdə bas verir. Əgər istiliyin adveksiyası olmasaydı ekvatorial zolaqda temperatur 10° C artardı və bu zaman qütb enliklərində temperatur 20° C-ə qədər azalardı. Bu isə Yer səthində buz və qar örtüyünün əhəmiyyətli dərəcədə artımına gətirib çıxarardı ki, bunun da nəticəsində orta və yüksək enliklədə albedo yüksələrdi. Qiymətləndirməyə görə, istiliyin 80%-i natmosferlə ötürülür və Yerin qütblərinə tərəf istiqamətlənir. Son arasdırmalar göstərilir ki, ekvatorla 70° sm.enliyi aralıgında enerjinin ötürülməsində okeanın payı 40%-ə, 20° sm.enliyi aralığındasa 74%-ə qədərdir. Külək və okean axınları təkcə asagı və yuxarı enliklərarasında istilik balansını tarazlasdırmır. Onların özü də Yer səthində istiliyin qeyri-bərabər paylanmasından asılıdırlar. Bu qeyri-bərabərlik enerji mənbəyinə xidmət edir, onların hərəkətini dəstəkləyir.

Atmosferin və okeanın uzundalğalı şüalanması

Günəş yeganə istilik mənbəyidir ki, oradan okeandan və atmosferə istilik daxil olur. Yer səthinə çatan istiliyin paylanmasına baxmamışdan əvvəl təbiətdəki  Günəş radiasiyasına baxaq.

Bu məqsəd üçün Günəşin səthində 6000 K temperatur olan mütləq qara cisim kimi baxmaq olar. O, özündən fəzada sürəti 3*10^8 m/san-ə bərabər olan elektromaqnit şüaları buraxır. Qara cismin vahid sahəsində şüalanan enerjinin (E) miqdarını Stefan –Boltsman qanunu ilə yaza bilərik.

E=σTˆ4

Burada σ- Stefan –Boltsman sabitidir.

T- səthin mütləq temperaturudur

Bu enerji dalğa uzunluqlarına görə daha geniş diapazonda paylanırlar. Enerji spektrini dalğa uzunluğuna görə 3 hissəyə ayırmaq olar:

>0.7 mk- infraqırmızı şüalar, hansı ki, bütün Günəş enerjisinin 48%- i təşkil edir.

0.4-0.7 mk- spektrin görünən hissəsi, 43% təşkil edir.

<0.4 mk- ultrabənövşəyi şüalar və Rentgen şüaları, 9% təşkiledir.

Təqribən Günəş radiasiyasının 99%- i 0.15mk- dan 0.9 mk-a qədər olan şüalar təşkil edir. Günəş işığıın maksimum intensivliyi uzunluğu 0.5 mk olan dalğa uzunluqlarınındır (yaşıl, mavi rəng).

Yer Günəş ətrafında elliptik formada hərəkət edir və ondan orta hesabla 150 mln. Km məsafədə yerləşir. Bu məsafə illərdən asılı olaraq 5 mln. Km-ə qədər dəyişir. Yer Günəşdən orta məsafədə yerləşdikdə, atmosfer açıq oloduqda, Günəş şüaları perpendikulyar düşdükdə onda Yerr 1.36 kvt/ m²  – ə qədər enerji miqdarı almalıdır. Bu enerji Günəş sabiti adlandırılır. Bunun sabit olması hələki məlum deyildir. Lakin son ölçmələr bu enerjinin ±5% dəyişdiyini təsdiq edir. Günəş sabitinin Günəş aktivliyindən asılı olub- olmaması da son tədqiqatlarla araşdırılır.

Günəş radiasiyası atmosferdən keçərkən onun müəyyən bir hissəsi buludlar tərəfindən udulur, bir hissəsi isə əks olunur.

Atmosferin yuxarı qatında qısadalğalı şüalar udulur ki, bunun da nəticəsində fotokimyəvi reaksiya baş verir. Bu qazlar ultrabənövşəyi və rentgen şüalarını udmaqla özlərinin moloekul və atomlarında elektronlarını itirməklə müsbət yüklənmiş ionlara çevrilirlər. Atmosferin ən çox ion və elektron konsentrasiyasına malik oblastı( 60-300 km Yer səthindən yuxarı) – ionosfer adlanır. Elə buna görə də ionosfer daha yüksək radioötürücülük qabiliyyətinə malikdir. Ondan radiodalğalar əks olunaraq Yer səthinə qayıdır. Digər tərəfdən ultrabənövşəyi radiasiyanın təsirindən molekullar ayrı-ayrı atomlara parçalana bilərlər. Bu qayda ilə, oksigen atomlara parçalanaraq oksigen molekulu ilə yenidən birləşir və ozon molekulu yaradırlar. Öz növbəsində də ozon ultrbənövşəyi şüaları udması nəticəsində parçalanır, yaxud da onun molekulu oksigenin digər atomu ilə birləşərək iki oksigen molekulu yaradırlar. Lakin onu da qeyd edək ki, ozon əsasən 40 km yüksəkliyə qədər paylanmışdır. ən çoxu isə 25-30 km aralığında cəmlənib ki, burada o belə tez parçalanmaya məruz qalmır. Bu qatda ozon həyat üçün təhlükəli olan ultrabənövşəyi şüaları tamamilə udur. Eyni zamanda uzundalğalı şüaların da əksər hissəsini udur. Ozonun özü zəhərlidir. Atmosferin 10 km aşağı hissəsində demək olar ki, yoxdur. Daxil olaqn enerjinin 3 %- i atmosferin 10 km- dən yuxarı hissəsində qazlar tərəfindən, xüsusilə ozon tərəfindən udulur.

Atmosferin aşağı qatında Günəş radiasiyasını kifayət qədər uda bilən qaz formalı tərkib yalnız su buxarıdır. Adətən bu, 10 %- ə qədər Günəş şüasını absorbasiya edir. Bundan başqa Günəş radiasiyasının bir hissəsi də buludlar və atmosferdə olan toz hissəcikləri tərəfindən udulur.

Elektromaqnit şüaları atmosferdəki zərrəciklərlə qarşılaşaraq parlıtı əmələ gətirir (əgər şüa zərrəcik tərəfindən udulmursa). Bu zaman 2 hala baxılkması zəruridir. əgər zərrciyin radiusu dalğa uzunluğunun 1/10- dən kiçikdirsə, onda nisbətən kiçik uun dalğalara nəzərən udulmanın intensivliyi yüksək olur. Mavi işığı görünən hissəsinin spektri hvanın molekulu tərəfindən parçalanır və səmaya özünəxarakterik olan rəng verir. Günəş çıxmazdan və batmazdan əvvəl onun əhatəsində qırmızı və sarı işıq əməmlə gəlir. Mavi şüalar uduldudan sonra onun spektrində nisbətən uzundalğalı şüalar qalır. Nəticədə isə radiasiyanın müəyyən hissəsi atmosferdə udulur və qalan hissəsi isə Yer səthinə gəlib çatır. Nəhyət, Günəş radiasiyasının 7 %- i kosmik fəzada itirilir.

Bulud örtüyünün səthinə düşən Günəş radiasiyası əks olunur. Buludların əksetdirmə xüsusiyyəti albedo adlanır və bu, buludların tipindən və gücündən asılıdır. Güclü topa buludların albedosu 80%, buludların orta albedosu 55%- ə yaxındır. əgər səma açıqdırsa, onda radiasiyanın 80%- i Yer səthinə gəlib çatır. Sıx buludluqdasa bu 20% olur. əgər buludluq təbəqəsini nəzərə almadsaq, onda radiasiya atmosferdəki su buxarından və tozdan və eyni zamanda Günəş şüasının atmosferdə keçdiyi məsafədən asılı olur.