مقدمه

جوّ زمين عبارتست از لايه‌اي از گازها، كه اطراف اين سياره را احاطه كرده‌اند و به وسيله نيروي جاذبه زمين نگه داشته مي‌شوند [1]. مجموعه اين گازها هوا‌ ناميده مي‌شود. هواي اطراف سياره زمين، به لحاظ ويژگي‌ها و مشخصات خود در تمام كائنات بي‌نظير بوده و يك استثنا به حساب مي‌آيد (تصاوير 1 و 2). در واقع وجود چنين جوّي است كه باعث شده تا شرايط براي پديده منحصر به فردي به نام «حيات» بر روي سياره زمين به وجود آيد. جو زمين با به وجود آوردن شرايط ذيل، زمينه را براي زندگي موجودات زنده پديدآورده است:

• جلوگيري از نفوذ پرتوهاي زيان‌بار كيهاني مانند پرتوي فرابنفش خورشيد كه پديده حيات را در معرض نابودي قرار مي‌دهند؛

   
• دربرداشتن گاز حياتي اكسيژن كه براي سوخت و ساز موجودات زنده ضروري است؛

   
• تنظيم دماي سطح و جوّ سياره زمين و جلوگيري از ايجاد تفاوت زياد در دماي شب و روز [1]؛

   
• ايجاد بستر لازم جهت چرخه آب و هوا در زيست‌كره‌ مادري بشر.

تصوير 1- تصوير جو از فضا

منشاء پيدايش جو در سياره زمين

جوّ كنوني سياره زمين را در اصطلاح، «جوّ سوم» مي‌نامند. زيرا اعتقاد بر اين است كه جوّ زمين در طول تاريخ خود دو بار دچار تغيير و تحولات اساسي در تركيب و ساختار شده است. جوّ كنوني زمين را جوّ مدرن نيز مي‌نامند. تكامل يافتن اين جو براي پوشش دادن به پديده حيات، مي‌تواند يكي از دلايل اين نام‌گذاري باشد.

 

تصوير 2- تصوير جو از لايه‌هاي فوقاني

مطالعات نشان داده است كه در حدود 5/4 ميليارد سال پيش و در بدو پيدايش زمين، جوّ اول زمين را گازهاي هليوم و هيدروژن تشكيل مي‌داده است. گرماي حاصل از مواد مذاب سطح زمين، تابش خورشيد و احتمالاً بادهاي خورشيدي باعث شده است تا اين جو به تدريج از بين برود.

در حدود 4/4 ميلياد سال پيش، سطح زمين به اندازه‌اي سرد مي‌شود كه پوسته جامد به همراه تعداد زيادي آتشفشان شكل مي‌گيرد. از دهانه اين آتشفشان‌ها بخار دي‌اكسيدكربن و بخار آمونياك خارج مي‌شده است. اين مساله به شكل‌گيري «جوّ دوم» زمين كه مخلوطي از بخار آب، دي‌اكسيدكربن و نيتروژن بود، منجر شد. مطالعات فسيل‌شناسي نشان داده است كه اولين باكتري‌هاي تك‌سلولي‌اي كه تمايل داشتند تا با جذب نور خورشيد و گاز دي‌اكسيدكربن (كه در آن زمان به وفور در جوّ زمين وجود داشته و به تدريج در آب اقيانوس‌ها حل مي‌شده است)، اكسيژن آزاد كنند در 3/3 ميليارد سال پيش در اقيانوس‌هاي سياره زمين پديد آمده‌اند. همين مساله اولين منشاء توليد اكسيژن در جوّ زمين است. البته همين موضوع نيز منجر به انباشت وسيع عنصر كربن در ساختار اين باكتري‌ها شده است كه امروزه به صورت منابع زيرزميني انرژي (نفت و گاز) باقي مانده است.

بين 2/2 تا 7/2 ميليارد سال پيش، فرايند اكسيژن‌دار كردن جوّ زمين توسط اين باكتري‌ها با سرعت صورت مي‌گرفت. بعدها با تكامل اين باكتري‌ها و به وجود آمدن گياهان اوليه، فرايند شكستن مولكول‌هاي دي‌اكسيدكربن، توليد اكسيژن و رسوب دادن عنصر كربن شتاب بيشتري گرفت. همان‌گونه كه ذكر شد، در جو مقدار زيادي آمونياك نيز موجود بود كه به سرعت با اكسيژن آزاد شده واكنش مي‌داد. باكتري‌ها هم تمايل به جذب آمونياك داشتند. البته بايد توجه داشت بيشتر نيتروژن موجود در جوّ امروزي زمين، ناشي از تجزيه شيميايي گازهاي آمونياكي است كه از دهانه آتشفشان‌ها در طول اعصار مختلف حيات زمين، بيرون آمده است (گاز آمونياك در اثر تابش نور خورشيد تجزيه مي‌شود) [1].

 

با پديد آمدن لايه ازن و شتاب هر چه سريع‌تر رشد و نمو گياهان و فرايندهايي كه ذكرشد، آهسته آهسته جوّي با شرايط كنوني يا جو سوم زمين شكل گرفت. اين جو از اكسيژن و نيتروژن تشكيل شد. مطالعات بر روي حباب‌هاي هوايي كه از حدود 200 تا 250 ميليون سال پيش باقي مانده‌اند، نشان داده است كه مثلاً در آن زمان حدود 35 درصد جوّ زمين اكسيژن و مابقي بيشتر نيتروژن بوده است. از آنجا كه اكسيژن همواره تمايل دارد تا در واكنش‌هاي شيميايي شركت كند، در طول اعصار مختلف مقدار آن كمتر شده است.

 

تركيب جوّ زمين

جوّ زمين نيز مانند هر پديده‌اي داراي ويژگي‌ها و ساختار فيزيكي خاص خود است. همان‌گونه كه ذكر شد، جوّ زمين از گازهاي مختلفي تشكيل شده است. نسبت اختلاط اين گازها بر اساس نسبت حجم مولي، به شرح ذيل است [2]:

اگر سهم بخار آب موجود در جو نيز در اين تقسيم‌بندي دخالت داده شود، اين نسبت‌ها ثابت نخواهد ماند، زيرا دماي لايه‌هاي پايين جو هميشه در حال تغيير است و با رسيدن دما به نقطه ميعان و تبديل بخار به مايع درصد حجمي بخار آب در جو تغيير خواهد کرد. در مقياس جهاني به طور متوسط يک درصد حجم جوّ‌ زمين را بخار آب تشکيل مي‌دهد. اما عملاً ممکن است در يک مکان معين، هوا فاقد بخار آب و در يک نقطه ديگر تا 4 درصد بخار آب داشته باشد. با اينكه وزن مولکولي آب از وزن مولکولي ساير عناصر تشکيل دهنده جو کمتر است، بخار آب عمدتاً در لايه‌هاي پايين جو متمرکز مي‌شود. بيشترين مقدار بخار آب در لايه‌هاي نزديک سطح زمين است و با افزايش ارتفاع به شدت از ميزان آن کاسته مي‌شود. بالا بودن بخار آب در نزديکي سطح زمين به دو علت است: يکي به دليل وجود اقيانوس‌ها که منبع اصلي بخار آب هستند و ديگري، سرد بودن لايه‌هاي فوقاني جو که مانع از نفوذ و نگه‌داشت بخار آب مي‌شود [3].

ساختار جوّ زمين

يك نكته در مورد اين لايه و مرز بالايي آن، مزوپاز، قابل توجه است. از مزوپاز به بالا، هوا كاملاً مفهوم فيزيكي خود به عنوان يك سيال را از دست مي‌دهد و بيشتر ماهيت مولكولي- يوني پيدا مي‌كند. دماي هوا از اين ارتفاع به بالا، به صورت نمايي با افزايش ارتفاع، افزايش مي‌يابد. در حالي كه تا قبل از آن، نمودار ارتفاع- دما يك منحني با چند شيب مثبت و منفي را نشان مي‌دهد. نسبت‌هاي ذكر شده در مورد حجم مولي تركيبات جو، در ارتفاعات بالاي مزوپاز تا حدود زيادي به هم مي‌خورد. در اين ارتفاعات، نسبت‌هاي اكسيژن و نيتروژن كم شده و بر مقادير هيدروژن و هليوم و همچنين انواع يون‌ها افزوده مي‌شود [1]. بنا بر همين دلايل، مرز جدايش لايه‌هاي زير مزوپاز با لايه بعدي را [توربوپاز] و لايه‌هاي زير آن را [هموسفر] نام‌گذاري مي‌كنند. به همين قرينه، لايه‌هاي بالاي توربوپاز نيز [هتروسفر] ناميده مي‌شوند [1].

 

4- لايه [ترموسفر] يا گرماكره:

اين لايه از مزوپاز تا ارتفاع حدود 600 تا 640 كيلومتري از سطح زمين قرار دارد. در معدودي مراجع نيز اين لايه را فاقد مرز فوقاني دانسته‌اند. عنوان ترموسفر به سبب دماي فوق‌العاده زياد ترموديناميكي، به اين لايه نسبت داده شده است. در اين لايه با افزايش ارتفاع، دما نيز افزايش پيدا مي‌كند. اين دما ممكن است به 1500 كلوين نيز برسد كه منشاء اصلي آن يونيزه شدن مولكول‌هاي اكسيژن و نيتروژن، در اثر برخورد با پرتو فرابنفش خورشيد است [4]. جلوه سرخي شفق يكي از پديده‌هاي قسمت پاييني لايه ترموسفر است. مرز بالايي اين لايه، [ترموپاز] ناميده مي‌شود.

 

5- لايه [يونوسفر] يا يون‌كره:
اين لايه هويت مستقلي ندارد و در واقع همان بخش اعظم از لايه ترموسفر است كه فرايند يونيزه شدن مولكول‌هاي گازي در آن صورت مي‌گيرد. يونوسفر نقش اصلي در انتشار امواج الكترومغناطيسي داشته و اثرات مهمي بر ارتباطات راه دور دارد. پديده بازتابش امواج راديويي تابيده شده از سطح زمين در همين لايه اتفاق مي‌افتد. شديده شفق نيز در همين لايه پديد مي‌آيد [4].

 

6- لايه [اگزوسفر]:
ارتفاع بالاي 600 کيلومتر تا حدود 10000 كيلومتر از سطح زمين است که عموماً اتم‌ها و مولکول‌هاي جو تحت تاثير بادهاي خورشيدي و ميدان مغناطيسي زمين به فضاي اطراف رانده مي‌شوند.

عموماً طبقات بالاي تروموسفر با عنوان [نواحي فوقاني جو] شناخته مي‌شوند. طبقات استراتوسفر و مزوسفر، [جوّ مياني] و لايه تروپوسفر نيز [جوّ پاييني] خوانده مي‌شود. قابل ذکر است که اگر چه هوا در طبقات فوقاني جو بسيار رقيق است، همين مقدار هواي کم در ايجاد نيروي پسا براي ماهواره‌ها، در مدارهاي پايين و مياني، بسيار موثر بوده و نقش عمده‌اي در طول عمر آنها ايفا مي‌کند.

هرگز نمي‌توان يك ارتفاع مشخص را مرز معين بين جوّ زمين و فضا دانست، زيرا چگالي جوّ زمين با افزايش ارتفاع رفته رفته كم مي‌شود. اما معمولاً ارتفاع 120 كيلومتري (بالاي توربوپاز)، محلي است كه اثرات آيروديناميكي و ترمو-آيروديناميكي جو از آنجا به بالا تقريباً قابل صرف‌نظر كردن است. البته در برخي مراجع، خطي در ارتفاع حدود 100 كيلومتري زمين در نظر گرفته مي‌شود كه اصطلاحا خط كارمن ناميده شده و به عنوان مرز بين جو و فضا تعريف مي‌شود. بنا بر يك تعريف، به افرادي كه به ارتفاع بالاي 5/80 كيلومتر صعود كرده باشند، عنوان «فضانورد» مي‌گويند [1].

 همان‌گونه كه اشاره شد، بيشتر جرم جو در طبقات پاييني آن قرار دارد. در ذيل اشاره دقيق‌تري به اين موضوع مي‌شود:

حدود 50 درصد جرم جو در زير ارتفاع 6/5 كيلومتري قرار دارد.

حدود 90 درصد جرم جو در زير ارتفاع 16 كيلومتري قرار دارد.

حدود 99997/99 درصد جرم جو (تقريباً همه آن) در زير ارتفاع 100 كيلومتري قرار دارد[1].

موارد فوق درك بهتري را از نحوه توزيع جو در طبقات مختلف آن به دست مي‌دهد. فشار هوا در سطح دريا 3/101 كيلوپاسكال است. اين فشار در ارتفاع 6/5 كيلومتري به حدود نصف كاهش پيدا مي‌كند. هر چه در جو صعود كنيم، فشار و چگالي هوا نيز كم مي‌شود. البته دما به صورت يك تابع از ارتفاع عمل نمي‌كند.

دنياي علم همواره سعي كرده است تا ويژگي‌هاي مختلف جوّ زمين را در لايه‌هاي مختلف، به صورت يك مدل رياضي قابل اتكا ارائه دهد. اين تلاش در دهه‌هاي اخير و به‌خصوص با داده‌برداري از طريق ماهواره‌هاي هواشناسي و مطالعات جوّي تا حدود زيادي موفق بوده است. امروزه چندين نرم‌افزار براي مدل كردن جو وجود دارد و محققان همواره درصدد كامل‌تر و دقيق‌تر كردن آنها هستند. ساده‌ترين مدل رياضي از جو را مي‌توان در قالب جداول [جوّ استاندارد] در كتاب‌هاي آيروديناميك يا فضا جستجو كرد (تصوير4).

 

 

تصوير 4 – نموداري از نتايج شبيه‌سازي رياضي براي عوامل موثر جوّ استاندارد

 

 

برخي ويژگي‌هاي مهم جوّ زمين

اجرام آسماني كه در مسير برخورد با زمين قرار مي‌گيرند، در اثر سرعت بسيار بالا و برخورد با جوّ زمين مقدار بسيار زيادي گرم مي‌شوند (تا چندين هزار كلوين) و بنابراين معمولاً منهدم شده يا مقدار بسيار كم و بي‌اثري از آنها به سطح زمين مي‌رسد. از همين پديده براي از بين بردن ماهواره‌ها و فضاپيماهايي كه عمر مفيد عملياتي آنها به سر آمده باشد نيز استفاده مي‌شود. راندن ايستگاه فضايي مير به داخل جو و در نتيجه از بين رفتن بسياري از قسمت‌هاي آن يكي از نمونه‌هاي اين مورد است. البته همين پديده مفيد، بشر را در بازگرداندن فضاپيماهاي خود به زمين دچار مشكلات فراواني كرده است. بازگشت فضاپيماها به زمين يكي از پيچيده‌ترين و حساس‌ترين قسمت‌هاي يك ماموريت فضايي بازگشت‌پذير سرنشين‌دار است. به‌خصوص اگر وسيله فضايي قابل استفاده مجدد باشد. مديران، مهندسان و فضانوردان ناسا در هنگام بازگشت شاتل فضايي به جو، يعني جايي كه شاتل به ارتفاع حدوداً 120 كيلومتري سطح زمين مي‌رسد، لحظات بسيار دلهره‌آوري را تجربه مي‌كنند.

هوا به هر جسمي كه در داخلش به حركت درآيد، نيروي بازدارنده يا پسگرايي به نام [نيروي پسا] وارد مي‌كند و بنابراين جسم تحت اثر دو نيروي گرانشي و آيروديناميكي حركت مي‌كند. اگر اين نيرو وجود نداشت، اجسام حتي در مجاورت سطح زمين نيز فقط تحت اثر نيروي گرانشي حركت مي‌كردند. بنابراين مي‌توان حدس زد كه در صورت عدم وجود جو در اطراف كره زمين، اگر در كنار دريا سنگي را با زاويه و سرعت اوليه مناسب پرتاب مي‌كرديم، اين سنگ درست مثل يك ماهواره در مداري حول كره زمين و مثلاً به ارتفاع چند متر از سطح به صورت دايمي پرواز مي‌كرد. بنابراين مي‌توان به اين سوال پاسخ داد كه چرا ماهواره‌ها براي گردش به دور زمين بايد از جو فاصله بگيرند. ماهواره‌ها و ايستگاه‌هاي زميني كه در ارتفاعات نسبتاً پايين (120 تا 1000 كيلومتر) پرواز مي‌كنند، اگرچه با تعداد بسيار بسيار اندكي از مولكول‌هاي هوا برخورد دارند، اما همين هم باعث مي‌شود تا ساليانه چند كيلومتري از ارتفاع خود را از دست بدهند. ماهواره‌ها براي جبران اين چند كيلومتر از پيشرانه‌هاي خاصي استفاده مي‌كنند.

هوا بر روي امواج الكترومغناطيس، نوعي اثر ميراكنندگي دارد كه در اصطلاح، [تضعيف جوّي] ناميده مي‌شود. اين مساله بايد در طراحي توان و فركانس ارتباطات فضايي-ماهواره‌اي مورد توجه قرار گيرد.