ATMOSFERA Ziemi(greckie atmos steam + kula sphaira) - gazowa powłoka otaczająca Ziemię. Masa atmosfery wynosi około 5,15 10 15. Biologiczne znaczenie atmosfery jest ogromne. W atmosferze następuje wymiana masy i energii pomiędzy przyrodą żywą i nieożywioną, pomiędzy florą i fauną. Azot atmosferyczny jest wchłaniany przez mikroorganizmy; Z dwutlenku węgla i wody, wykorzystując energię słońca, rośliny syntetyzują substancje organiczne i uwalniają tlen. Obecność atmosfery zapewnia zachowanie wody na Ziemi, co jest również ważnym warunkiem istnienia organizmów żywych.

Badania przeprowadzone przy użyciu rakiet geofizycznych lecących na duże wysokości, sztucznych satelitów Ziemi i międzyplanetarnych stacji automatycznych wykazały, że atmosfera ziemska rozciąga się na tysiące kilometrów. Granice atmosfery są niestabilne, wpływa na nie pole grawitacyjne Księżyca i ciśnienie przepływu promieni słonecznych. Nad równikiem w obszarze cienia Ziemi atmosfera osiąga wysokość około 10 000 km, a nad biegunami jej granice znajdują się w odległości 3000 km od powierzchni Ziemi. Większa część atmosfery (80–90%) znajduje się na wysokościach do 12–16 km, co można wytłumaczyć wykładniczym (nieliniowym) charakterem spadku gęstości (rozrzedzenia) jej środowiska gazowego wraz ze wzrostem wysokości nad poziomem morza.

Istnienie większości organizmów żywych w warunkach naturalnych jest możliwe w jeszcze węższych granicach atmosfery, do 7-8 km, gdzie zachodzi niezbędna kombinacja czynników atmosferycznych, takich jak skład gazu, temperatura, ciśnienie i wilgotność. Ruch i jonizacja powietrza, opady atmosferyczne oraz stan elektryczny atmosfery mają również znaczenie higieniczne.

Skład gazu

Atmosfera jest fizyczną mieszaniną gazów (tabela 1), głównie azotu i tlenu (78,08 i 20,95% obj.). Stosunek gazów atmosferycznych jest prawie taki sam aż do wysokości 80-100 km. Stałość głównej części składu gazowego atmosfery zależy od względnego równoważenia procesów wymiany gazowej między przyrodą ożywioną i nieożywioną oraz ciągłego mieszania mas powietrza w kierunku poziomym i pionowym.

Tabela 1. CHARAKTERYSTYKA SKŁADU CHEMICZNEGO SUCHEGO POWIETRZA ATMOSFERYCZNEGO NA POWIERZCHNI ZIEMI

Na wysokościach powyżej 100 km następuje zmiana udziału procentowego poszczególnych gazów związana z ich rozproszonym rozwarstwieniem pod wpływem grawitacji i temperatury. Ponadto pod wpływem krótkofalowego ultrafioletu i promieni rentgenowskich na wysokości 100 km i większej cząsteczki tlenu, azotu i dwutlenku węgla dysocjują na atomy. Na dużych wysokościach gazy te występują w postaci silnie zjonizowanych atomów.

Zawartość dwutlenku węgla w atmosferze różnych regionów Ziemi jest mniej stała, co częściowo wynika z nierównomiernego rozmieszczenia dużych przedsiębiorstw przemysłowych zanieczyszczających powietrze, a także nierównomiernego rozmieszczenia na Ziemi roślinności i zbiorników wodnych pochłaniających dwutlenek węgla. W atmosferze zmienna jest także zawartość aerozoli (patrz) – cząstek zawieszonych w powietrzu o wielkości od kilku milimikronów do kilkudziesięciu mikronów – powstałych w wyniku erupcji wulkanów, potężnych sztucznych eksplozji i zanieczyszczeń pochodzących z przedsiębiorstw przemysłowych. Stężenie aerozoli szybko maleje wraz z wysokością.

Najbardziej zmiennym i najważniejszym ze zmiennych składników atmosfery jest para wodna, której stężenie na powierzchni ziemi może wahać się od 3% (w tropikach) do 2 × 10 -10% (na Antarktydzie). Im wyższa temperatura powietrza, tym więcej wilgoci, przy niezmienionych innych czynnikach, może znajdować się w atmosferze i odwrotnie. Większość pary wodnej koncentruje się w atmosferze na wysokościach 8-10 km. Zawartość pary wodnej w atmosferze zależy od łącznego wpływu parowania, kondensacji i transportu poziomego. Na dużych wysokościach, ze względu na spadek temperatury i kondensację par, powietrze jest prawie suche.

Atmosfera ziemska, oprócz tlenu cząsteczkowego i atomowego, zawiera również niewielkie ilości ozonu (patrz), którego stężenie jest bardzo zmienne i zmienia się w zależności od wysokości nad poziomem morza i pory roku. Najwięcej ozonu znajduje się w rejonie bieguna pod koniec nocy polarnej na wysokości 15–30 km, z gwałtownym spadkiem w górę i w dół. Ozon powstaje w wyniku fotochemicznego działania ultrafioletowego promieniowania słonecznego na tlen, głównie na wysokościach 20-50 km. Dwuatomowe cząsteczki tlenu częściowo rozpadają się na atomy i łącząc się z nierozłożonymi cząsteczkami tworzą trójatomowe cząsteczki ozonu (polimeryczna, alotropowa forma tlenu).

Obecność w atmosferze grupy tzw. gazów obojętnych (hel, neon, argon, krypton, ksenon) związana jest z ciągłym występowaniem naturalnych procesów rozpadu promieniotwórczego.

Biologiczne znaczenie gazów atmosfera jest bardzo wspaniała. W przypadku większości organizmów wielokomórkowych pewna zawartość tlenu cząsteczkowego w gazie lub środowisko wodne jest nieodzownym czynnikiem ich istnienia, który podczas oddychania warunkuje uwalnianie energii z substancji organicznych powstałych początkowo w procesie fotosyntezy. To nie przypadek, że górne granice biosfery (część powierzchni globu i dolna część atmosfery, w której istnieje życie) wyznacza obecność wystarczającej ilości tlenu. W procesie ewolucji organizmy przystosowały się do określonego poziomu tlenu w atmosferze; zmiana zawartości tlenu, zmniejszająca się lub zwiększająca, ma niekorzystny wpływ (patrz choroba wysokościowa, hiperoksja, niedotlenienie).

Alotropowa forma tlenu ozonowa ma również wyraźne działanie biologiczne. W stężeniach nie przekraczających 0,0001 mg/l, typowych dla kurortów i wybrzeży morskich, ozon ma działanie lecznicze – pobudza oddychanie i pracę układu krążenia oraz poprawia sen. Wraz ze wzrostem stężenia ozonu, jego efekt toksyczny: podrażnienie oczu, martwicze zapalenie błon śluzowych dróg oddechowych, zaostrzenie chorób płuc, nerwice autonomiczne. Łącząc się z hemoglobiną, ozon tworzy methemoglobinę, co prowadzi do zakłócenia funkcji oddechowej krwi; transfer tlenu z płuc do tkanek staje się utrudniony i rozwija się uduszenie. Tlen atomowy ma podobny niekorzystny wpływ na organizm. Ozon odgrywa znaczącą rolę w tworzeniu reżimów termicznych różnych warstw atmosfery ze względu na niezwykle silną absorpcję promieniowania słonecznego i promieniowania ziemskiego. Ozon najintensywniej pochłania promienie ultrafioletowe i podczerwone. Promienie słoneczne o długości fali mniejszej niż 300 nm są prawie całkowicie pochłaniane przez ozon atmosferyczny. Tym samym Ziemię otacza swego rodzaju „ekran ozonowy”, który chroni wiele organizmów przed szkodliwym działaniem promieniowania ultrafioletowego ze Słońca, azotu powietrze atmosferyczne ma ważne znaczenie biologiczne przede wszystkim jako źródło tzw. azot związany – źródło pożywienia roślinnego (i docelowo zwierzęcego). O fizjologicznym znaczeniu azotu decyduje jego udział w tworzeniu poziomu ciśnienia atmosferycznego niezbędnego do procesów życiowych. W pewnych warunkach zmiany ciśnienia azot odgrywa główną rolę w rozwoju wielu zaburzeń w organizmie (patrz choroba dekompresyjna). Założenia, że ​​azot osłabia toksyczne działanie tlenu na organizm i jest pobierany z atmosfery nie tylko przez mikroorganizmy, ale także przez zwierzęta wyższe, budzą kontrowersje.

Gazy obojętne atmosfery (ksenon, krypton, argon, neon, hel) pod ciśnieniem parcjalnym, jakie wytwarzają w normalnych warunkach, można zaliczyć do gazów obojętnych biologicznie. Przy znacznym wzroście ciśnienia cząstkowego gazy te mają działanie narkotyczne.

Obecność dwutlenku węgla w atmosferze zapewnia akumulację energii słonecznej w biosferze poprzez fotosyntezę złożonych związków węgla, które w trakcie życia stale powstają, zmieniają się i rozkładają. Ten układ dynamiczny utrzymuje się w wyniku aktywności glonów i roślin lądowych, które wychwytują energię światła słonecznego i wykorzystują ją do przekształcania dwutlenku węgla (patrz) i wody w różne związki organiczne z uwolnieniem tlenu. Rozszerzanie się biosfery w górę jest częściowo ograniczone faktem, że na wysokościach powyżej 6-7 km rośliny zawierające chlorofil nie mogą żyć z powodu niskiego ciśnienia parcjalnego dwutlenku węgla. Dwutlenek węgla jest również bardzo aktywny fizjologicznie, ponieważ odgrywa ważną rolę w regulacji procesy metaboliczne, aktywność ośrodkowego układu nerwowego, oddychanie, krążenie krwi, reżim tlenowy organizmu. Regulacja ta odbywa się jednak za pośrednictwem dwutlenku węgla wytwarzanego przez sam organizm, a nie pochodzącego z atmosfery. W tkankach i krwi zwierząt i ludzi ciśnienie parcjalne dwutlenku węgla jest około 200 razy wyższe niż jego ciśnienie w atmosferze. I dopiero przy znacznym wzroście zawartości dwutlenku węgla w atmosferze (ponad 0,6-1%) obserwuje się zaburzenia w organizmie, określane terminem hiperkapnia (patrz). Całkowita eliminacja dwutlenku węgla z wdychanego powietrza nie może mieć bezpośredniego niekorzystnego wpływu na organizm człowieka i zwierząt.

Dwutlenek węgla odgrywa rolę w pochłanianiu promieniowania długofalowego i utrzymywaniu „efektu cieplarnianego”, który powoduje wzrost temperatury na powierzchni Ziemi. Badany jest także problem wpływu na warunki termiczne i inne warunki atmosferyczne dwutlenku węgla, który przedostaje się do powietrza w ogromnych ilościach jako odpady przemysłowe.

Atmosferyczna para wodna (wilgotność powietrza) wpływa również na organizm człowieka, w szczególności na wymianę ciepła z otoczeniem.

W wyniku kondensacji pary wodnej w atmosferze powstają chmury i opady atmosferyczne (deszcz, grad, śnieg). Para wodna, rozpraszając promieniowanie słoneczne, uczestniczy w tworzeniu reżimu termicznego Ziemi i dolnych warstw atmosfery oraz w kształtowaniu warunków meteorologicznych.

Ciśnienie atmosferyczne

Ciśnienie atmosferyczne (barometryczne) to ciśnienie wywierane przez atmosferę pod wpływem grawitacji na powierzchnię Ziemi. Wielkość tego ciśnienia w każdym punkcie atmosfery jest równa ciężarowi leżącej nad nią kolumny powietrza o pojedynczej podstawie, rozciągającej się ponad miejscem pomiaru aż do granic atmosfery. Ciśnienie atmosferyczne mierzy się za pomocą barometru (cm) i wyraża w milibarach, w niutonach na metr kwadratowy lub wysokość słupka rtęci w barometrze w milimetrach, zmniejszona do 0° i normalnej wartości przyspieszenia ziemskiego. W tabeli Tabela 2 przedstawia najczęściej stosowane jednostki miary ciśnienia atmosferycznego.

Zmiana ciśnienia następuje w wyniku nierównomiernego nagrzewania się mas powietrza znajdujących się nad lądem i wodą w różnym stopniu szerokości geograficzne. Wraz ze wzrostem temperatury maleje gęstość powietrza i wytwarzane przez nie ciśnienie. Ogromne nagromadzenie szybko poruszającego się powietrza o niskim ciśnieniu (ze spadkiem ciśnienia od obrzeża do środka wiru) nazywa się cyklonem, o wysokim ciśnieniu (ze wzrostem ciśnienia w kierunku środka wiru) - antycyklon. W prognozowaniu pogody istotne są nieokresowe zmiany ciśnienia atmosferycznego, które zachodzą w poruszających się ogromnych masach i są związane z powstawaniem, rozwojem i niszczeniem antycyklonów i cyklonów. Szczególnie duże zmiany ciśnienia atmosferycznego związane są z szybkim przemieszczaniem się cyklonów tropikalnych. W takim przypadku ciśnienie atmosferyczne może zmieniać się o 30-40 mbar dziennie.

Spadek ciśnienia atmosferycznego w milibarach na dystansie 100 km nazywany jest poziomym gradientem barometrycznym. Zazwyczaj poziomy gradient barometryczny wynosi 1-3 mbar, ale w cyklonach tropikalnych czasami wzrasta do kilkudziesięciu milibarów na 100 km.

Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie atmosferyczne spada logarytmicznie: początkowo bardzo gwałtownie, a następnie coraz mniej zauważalnie (ryc. 1). Dlatego krzywa zmiany ciśnienia barometrycznego jest wykładnicza.

Spadek ciśnienia na jednostkę odległości pionowej nazywany jest pionowym gradientem barometrycznym. Często używają jego odwrotnej wartości - stopnia barometrycznego.

Ponieważ ciśnienie barometryczne jest sumą ciśnień cząstkowych gazów tworzących powietrze, oczywiste jest, że wraz ze wzrostem wysokości i spadkiem całkowitego ciśnienia atmosfery ciśnienie cząstkowe gazów tworzących powietrze również maleje. Ciśnienie cząstkowe dowolnego gazu w atmosferze oblicza się ze wzoru

gdzie P x ​​to ciśnienie cząstkowe gazu, P z to ciśnienie atmosferyczne na wysokości Z, X% to procent gazu, którego ciśnienie cząstkowe należy określić.

Ryż. 1. Zmiana ciśnienia barometrycznego w zależności od wysokości nad poziomem morza.

Ryż. 2. Zmiany ciśnienia parcjalnego tlenu w powietrzu pęcherzykowym i nasycenia krwi tętniczej tlenem w zależności od zmian wysokości podczas oddychania powietrzem i tlenem. Oddychanie tlenem rozpoczyna się na wysokości 8,5 km (eksperyment w komorze ciśnieniowej).

Ryż. 3. Krzywe porównawcze średnich wartości czynnej świadomości człowieka w minutach na różnych wysokościach po szybkim wynurzeniu podczas oddychania powietrzem (I) i tlenem (II). Na wysokościach powyżej 15 km aktywna świadomość jest w równym stopniu upośledzona podczas oddychania tlenem i powietrzem. Na wysokościach do 15 km oddychanie tlenem znacznie wydłuża okres aktywnej świadomości (eksperyment w komorze ciśnieniowej).

Ponieważ skład procentowy gazów atmosferycznych jest stosunkowo stały, do określenia ciśnienia cząstkowego dowolnego gazu wystarczy znać całkowite ciśnienie barometryczne na danej wysokości (rys. 1 i tabela 3).

Tabela 3. TABELA ATMOSFERY STANDARDOWEJ (GOST 4401-64) 1

1 Podane w formie skróconej i uzupełnione kolumną „Ciśnienie cząstkowe tlenu”.

Przy określaniu ciśnienia cząstkowego gazu w wilgotne powietrze należy od wartości ciśnienia barometrycznego odjąć ciśnienie (sprężystość). pary nasycone.

Wzór na określenie ciśnienia cząstkowego gazu w wilgotnym powietrzu będzie nieco inny niż w przypadku powietrza suchego:

gdzie pH 2 O to ciśnienie pary wodnej. W temperaturze t° 37° ciśnienie nasyconej pary wodnej wynosi 47 mm Hg. Sztuka. Wartość tę wykorzystuje się do obliczania ciśnień cząstkowych gazów powietrza pęcherzykowego w warunkach gruntowych i na dużych wysokościach.

Wpływ wysokiego i niskiego ciśnienia krwi na organizm. Zmiany ciśnienia barometrycznego w górę lub w dół mają różnorodny wpływ na organizm zwierząt i ludzi. Wpływ wysokie ciśnienie krwi związane z mechanicznym i penetrującym działaniem fizyko-chemicznym środowiska gazowego (tzw. efekty kompresji i penetracji).

Efekt kompresji objawia się: ogólną kompresją objętościową spowodowaną równomiernym wzrostem mechanicznych sił nacisku na narządy i tkanki; mechanonarkoza spowodowana równomierną kompresją objętościową przy bardzo wysokim ciśnieniu barometrycznym; miejscowy nierówny nacisk na tkanki, który ogranicza jamy zawierające gaz, gdy następuje przerwanie połączenia między powietrzem zewnętrznym a powietrzem w jamie, na przykład ucho środkowe, jamy przynosowe (patrz Barotrauma); wzrost gęstości gazów w zewnętrznym układzie oddechowym, co powoduje wzrost oporów na ruchy oddechowe, zwłaszcza podczas wymuszonego oddychania (obciążenie fizyczne, hiperkapnia).

Działanie penetrujące może prowadzić do toksycznego działania tlenu i obojętnych gazów, których wzrost zawartości we krwi i tkankach powoduje reakcję narkotyczną; pierwsze oznaki skaleczenia podczas stosowania u ludzi mieszaniny azotu i tlenu występują już przy ciśnienie 4-8 atm. Wzrost ciśnienia parcjalnego tlenu początkowo zmniejsza poziom układu sercowo-naczyniowego i układy oddechowe poprzez wyłączenie regulacyjnego wpływu fizjologicznej hipoksemii. Kiedy ciśnienie parcjalne tlenu w płucach wzrasta o więcej niż 0,8-1 ata, pojawia się jego działanie toksyczne (uszkodzenie tkanki płucnej, drgawki, zapaść).

Wykorzystuje się działanie penetrujące i ściskające zwiększonego ciśnienia gazu Medycyna kliniczna w leczeniu różnych chorób z ogólnym i miejscowym upośledzeniem dopływu tlenu (patrz Baroterapia, Terapia tlenowa).

Spadek ciśnienia ma jeszcze bardziej wyraźny wpływ na organizm. W warunkach niezwykle rozrzedzonej atmosfery, główny czynnik patogenetyczny prowadzącym do utraty przytomności w ciągu kilku sekund i śmierci w ciągu 4-5 minut, jest spadek ciśnienia parcjalnego tlenu w wdychanym powietrzu, a następnie w powietrzu pęcherzykowym, krwi i tkankach (ryc. 2 i 3). ). Umiarkowane niedotlenienie powoduje rozwój reakcje adaptacyjne układy oddechowe i hemodynamiczne mające na celu utrzymanie dopływu tlenu, przede wszystkim niezbędnego ważne narządy(mózg, serce). Przy wyraźnym braku tlenu procesy oksydacyjne są hamowane (pod wpływem enzymów oddechowych) i zakłócane są tlenowe procesy wytwarzania energii w mitochondriach. Prowadzi to najpierw do zakłócenia funkcji ważnych narządów, a następnie do nieodwracalnych uszkodzeń strukturalnych i śmierci organizmu. Rozwój reakcji adaptacyjnych i patologicznych, zmiana stan funkcjonalny o funkcjonowaniu organizmu i sprawności człowieka przy spadku ciśnienia atmosferycznego decyduje stopień i szybkość spadku ciśnienia parcjalnego tlenu w wdychanym powietrzu, czas przebywania na wysokości, intensywność wykonywanej pracy oraz stan początkowy ciało (patrz choroba wysokościowa).

Spadek ciśnienia na wysokościach (nawet przy wykluczeniu niedoboru tlenu) powoduje poważne zaburzenia w organizmie, które łączy pojęcie „zaburzeń dekompresyjnych”, do których zalicza się: wzdęcia wysokościowe, zapalenie barotitis i barosinusitis, wysokogórska choroba dekompresyjna oraz -rozedma tkanki wysokościowej.

Wzdęcia wysokogórskie rozwijają się w wyniku ekspansji gazów w przewodzie pokarmowym, gdy ciśnienie barometryczne spada o ściana jamy brzusznej podczas wspinaczki na wysokości 7-12 km lub więcej. Nie bez znaczenia jest także wydzielanie gazów rozpuszczonych w treści jelitowej.

Ekspansja gazów prowadzi do rozciągnięcia żołądka i jelit, uniesienia przepony, zmian w położeniu serca, podrażnienia aparatu receptorowego tych narządów oraz pojawienia się odruchów patologicznych upośledzających oddychanie i krążenie krwi. Często pojawia się ostry ból w okolicy brzucha. Podobne zjawiska zdarzają się czasami wśród nurków podczas wynurzania się z głębokości na powierzchnię.

Mechanizm rozwoju zapalenia barotitis i barosinusitis, objawiającego się uczuciem przekrwienia i bólu, odpowiednio, w uchu środkowym lub jamach przynosowych, jest podobny do rozwoju wzdęć wysokościowych.

Spadek ciśnienia, oprócz rozszerzania się gazów zawartych w jamach ciała, powoduje także uwolnienie gazów z płynów i tkanek, w których zostały rozpuszczone w warunkach ciśnienia na poziomie morza lub na głębokości, oraz powstawanie pęcherzyków gazu w Ciało.

Ten proces uwalniania rozpuszczonych gazów (głównie azotu) powoduje rozwój choroby dekompresyjnej (patrz).

Ryż. 4. Zależność temperatury wrzenia wody od wysokości nad poziomem morza i ciśnienia atmosferycznego. Wartości ciśnienia znajdują się pod odpowiednimi numerami wysokości.

Wraz ze spadkiem ciśnienia atmosferycznego spada temperatura wrzenia cieczy (ryc. 4). Na wysokości powyżej 19 km, gdzie ciśnienie barometryczne jest równe (lub mniejsze) elastyczności pary nasyconej w temperaturze ciała (37°), może nastąpić „wrzenie” płynu śródmiąższowego i międzykomórkowego organizmu, w wyniku czego dużych żyłach, w jamie opłucnej, żołądku, osierdziu, w luźnej tkance tłuszczowej, czyli w obszarach o niskim ciśnieniu hydrostatycznym i śródmiąższowym, tworzą się pęcherzyki pary wodnej, rozwija się rozedma tkanek na dużych wysokościach. „Wrzenie” na dużych wysokościach nie ma wpływu struktury komórkowe, zlokalizowane wyłącznie w płynie międzykomórkowym i krwi.

Ogromne pęcherzyki pary mogą blokować serce i krążenie krwi oraz zakłócać funkcjonowanie ważnych układów i narządów. Jest to poważne powikłanie ostrego niedoboru tlenu, które rozwija się na dużych wysokościach. Zapobieganie rozedmie tkanek znajdujących się na dużych wysokościach można osiągnąć poprzez wytworzenie zewnętrznego ciśnienia wstecznego na ciele za pomocą sprzętu stosowanego na dużych wysokościach.

Proces obniżania ciśnienia barometrycznego (dekompresji) przy pewnych parametrach może stać się czynnikiem szkodliwym. W zależności od prędkości dekompresja dzieli się na płynną (wolną) i wybuchową. To ostatnie następuje w czasie krótszym niż 1 sekunda i towarzyszy mu silny huk (jak przy wystrzale) i powstawanie mgły (kondensacja pary wodnej w wyniku ochłodzenia rozprężającego się powietrza). Zazwyczaj wybuchowa dekompresja występuje na wysokościach, gdy pęka szyba kabiny ciśnieniowej lub skafandra ciśnieniowego.

Podczas dekompresji wybuchowej w pierwszej kolejności dotknięte są płuca. Gwałtowny wzrost nadciśnienia śródpłucnego (o ponad 80 mm Hg) prowadzi do znacznego rozciągnięcia tkanki płucnej, co może spowodować pęknięcie płuc (jeśli rozszerzą się 2,3 razy). Wybuchowa dekompresja może spowodować uszkodzenia i przewód pokarmowy. Wielkość nadciśnienia powstającego w płucach będzie w dużej mierze zależała od szybkości wydychania z nich powietrza podczas dekompresji oraz objętości powietrza w płucach. Jest to szczególnie niebezpieczne, jeśli jest górne Drogi oddechowe w momencie dekompresji zostaną one zamknięte (przy połykaniu, wstrzymywaniu oddechu) lub dekompresja zbiegnie się z fazą głębokiego wdechu, kiedy płuca napełnią się dużą ilością powietrza.

Temperatura atmosferyczna

Temperatura atmosfery początkowo maleje wraz ze wzrostem wysokości (średnio od 15° przy ziemi do -56,5° na wysokości 11-18 km). Pionowy gradient temperatury w tej strefie atmosfery wynosi około 0,6° na każde 100 m; zmienia się w ciągu dnia i roku (tab. 4).

Tabela 4. ZMIANY PIONOWEGO GRADDIENTU TEMPERATURY W ŚRODKOWYM PASIE TERYTORIUM ZSRR

Ryż. 5. Zmiany temperatury atmosfery na różnych wysokościach. Granice sfer zaznaczono liniami przerywanymi.

Na wysokościach 11 - 25 km temperatura utrzymuje się na stałym poziomie i wynosi -56,5°; następnie temperatura zaczyna rosnąć, osiągając 30-40° na wysokości 40 km i 70° na wysokości 50-60 km (ryc. 5), co wiąże się z intensywną absorpcją promieniowania słonecznego przez ozon. Od wysokości 60-80 km temperatura powietrza ponownie nieznacznie spada (do 60°), a następnie stopniowo wzrasta i wynosi 270° na wysokości 120 km, 800° na 220 km, 1500° na wysokości 300 km , I

na granicy z przestrzenią kosmiczną – ponad 3000°. Należy zauważyć, że ze względu na duże rozrzedzenie i małą gęstość gazów na tych wysokościach, ich pojemność cieplna i zdolność do ogrzewania zimniejszych ciał jest bardzo niewielka. W tych warunkach przenoszenie ciepła z jednego ciała na drugie następuje wyłącznie poprzez promieniowanie. Wszystkie rozważane zmiany temperatury w atmosferze są związane z pochłanianiem energii cieplnej ze Słońca przez masy powietrza – bezpośredniej i odbitej.

W dolnej części atmosfery w pobliżu powierzchni Ziemi rozkład temperatur zależy od dopływu promieniowania słonecznego i dlatego ma charakter głównie równoleżnikowy, czyli linie jednakowej temperatury – izotermy – są równoległe do szerokości geograficznych. Ponieważ atmosfera w niższych warstwach jest podgrzewana przez powierzchnię ziemi, na poziomą zmianę temperatury duży wpływ ma rozmieszczenie kontynentów i oceanów, których właściwości termiczne są różne. Zazwyczaj podręczniki podają temperaturę mierzoną podczas sieciowych obserwacji meteorologicznych za pomocą termometru zainstalowanego na wysokości 2 m nad powierzchnią gleby. Bardzo wysokie temperatury(do 58°) obserwuje się na pustyniach Iranu, w ZSRR - na południu Turkmenistanu (do 50°), najniższe (do -87°) na Antarktydzie, a w ZSRR - na rejony Wierchojańska i Ojmiakona (do -68°). Zimą pionowy gradient temperatury w niektórych przypadkach zamiast 0,6° może przekroczyć 1° na 100 m lub nawet osiągnąć negatywne znaczenie. W ciągu dnia w ciepłej porze roku może wynosić wiele dziesiątek stopni na 100 m. Występuje również poziomy gradient temperatury, który zwykle odnosi się do odległości 100 km normalnej do izotermy. Wielkość poziomego gradientu temperatury wynosi dziesiąte części stopnia na 100 km, a w strefach czołowych może przekraczać 10° na 100 m.

Organizm ludzki jest w stanie utrzymać homeostazę termiczną (patrz) w dość wąskim zakresie wahań temperatury powietrza zewnętrznego - od 15 do 45°. Znaczące różnice temperatur atmosfery w pobliżu Ziemi i na wysokościach wymagają stosowania specjalnych technicznych środków ochronnych, aby zapewnić równowagę termiczną pomiędzy ciałem człowieka a środowiskiem zewnętrznym podczas lotów wysokogórskich i kosmicznych.

Charakterystyczne zmiany parametrów atmosfery (temperatura, ciśnienie, skład chemiczny, stan elektryczny) umożliwiają warunkowy podział atmosfery na strefy lub warstwy. Troposfera- najbliższa Ziemi warstwa, której górna granica rozciąga się do 17-18 km na równiku, do 7-8 km na biegunach i do 12-16 km na średnich szerokościach geograficznych. Troposferę charakteryzuje wykładniczy spadek ciśnienia, obecność stałego pionowego gradientu temperatury, poziome i pionowe ruchy mas powietrza oraz znaczne zmiany wilgotności powietrza. Troposfera obejmuje większość atmosfery, a także znaczną część biosfery; Powstają tu wszystkie główne rodzaje chmur, tworzą się masy powietrza i fronty, rozwijają się cyklony i antycyklony. W troposferze, w wyniku odbicia promieni słonecznych przez pokrywę śnieżną Ziemi i ochłodzenia powierzchniowych warstw powietrza, dochodzi do tzw. inwersji, czyli wzrostu temperatury w atmosferze od dołu do góry zamiast zwykły spadek.

W ciepłej porze roku w troposferze dochodzi do ciągłego turbulentnego (nieuporządkowanego, chaotycznego) mieszania się mas powietrza i wymiany ciepła przez prądy powietrzne (konwekcja). Konwekcja niszczy mgły i redukuje pył w niższych warstwach atmosfery.

Druga warstwa atmosfery to stratosfera.

Rozpoczyna się w troposferze w wąskiej strefie (1-3 km) o stałej temperaturze (tropopauza) i rozciąga się na wysokość około 80 km. Cechą stratosfery jest postępujące rozrzedzenie powietrza, wyjątkowo duże natężenie promieniowania ultrafioletowego, brak pary wodnej, obecność duża ilość ozonu i stopniowy wzrost temperatury. Wysoka zawartość ozonu powoduje szereg zjawisk optycznych (miraże), powoduje odbicia dźwięków oraz ma istotny wpływ na natężenie i skład widmowy promieniowanie elektromagnetyczne. W stratosferze powietrze stale się miesza, dlatego jego skład jest podobny do składu troposfery, chociaż jego gęstość w górnych granicach stratosfery jest wyjątkowo niska. W stratosferze dominują wiatry zachodnie, a w górnej strefie następuje przejście na wiatry wschodnie.

Trzecia warstwa atmosfery to jonosfera, który zaczyna się w stratosferze i rozciąga się na wysokość 600-800 km.

Charakterystycznymi cechami jonosfery są ekstremalne rozrzedzenie środowiska gazowego, wysokie stężenie jonów molekularnych i atomowych oraz wolnych elektronów, a także wysoka temperatura. Jonosfera wpływa na propagację fal radiowych, powodując ich załamanie, odbicie i absorpcję.

Głównym źródłem jonizacji w wysokich warstwach atmosfery jest promieniowanie ultrafioletowe Słońca. W tym przypadku elektrony są wybijane z atomów gazu, atomy zamieniają się w jony dodatnie, a wybijane elektrony pozostają wolne lub są wychwytywane przez cząsteczki obojętne, tworząc jony ujemne. Na jonizację jonosfery wpływają meteoryty, promieniowanie korpuskularne, rentgenowskie i gamma Słońca, a także procesy sejsmiczne na Ziemi (trzęsienia ziemi, erupcje wulkanów, potężne eksplozje), które generują fale akustyczne w jonosferze, zwiększając amplitudę i prędkość oscylacji cząstek atmosferycznych oraz sprzyjanie jonizacji cząsteczek i atomów gazu (patrz Aerojonizacja).

Przewodność elektryczna w jonosferze, związana z dużą koncentracją jonów i elektronów, jest bardzo wysoka. Zwiększona przewodność elektryczna jonosfery odgrywa ważną rolę w odbijaniu fal radiowych i występowaniu zorzy polarnej.

Jonosfera to obszar lotów sztucznych satelitów Ziemi i międzykontynentalnych rakiet balistycznych. Obecnie studiuje medycynę kosmiczną możliwe wpływy Warunki lotu w tej części atmosfery wpływają na organizm ludzki.

Czwarta, zewnętrzna warstwa atmosfery - egzosfera. Stąd gazy atmosferyczne są rozpraszane w przestrzeń w wyniku rozproszenia (pokonywania sił grawitacji przez cząsteczki). Następnie następuje stopniowe przejście z atmosfery do przestrzeni międzyplanetarnej. Egzosfera różni się od tej ostatniej obecnością dużej liczby wolnych elektronów, tworząc 2. i 3. pas radiacyjny Ziemi.

Podział atmosfery na 4 warstwy jest bardzo dowolny. Zatem zgodnie z parametrami elektrycznymi cała grubość atmosfery jest podzielona na 2 warstwy: neutronosferę, w której dominują cząstki obojętne, oraz jonosferę. Na podstawie temperatury rozróżnia się troposferę, stratosferę, mezosferę i termosferę, oddzielone odpowiednio tropopauzą, stratosferą i mezopauzą. Warstwa atmosfery położona na wysokości od 15 do 70 km i charakteryzująca się: wysoka zawartość ozon nazywany jest ozonosferą.

Ze względów praktycznych wygodnie jest stosować międzynarodową atmosferę wzorcową (MCA), dla której akceptowane są następujące warunki: ciśnienie na poziomie morza w temperaturze t° 15° wynosi 1013 mbar (1,013 x 10 5 nm 2 lub 760 mm Hg); temperatura spada o 6,5° na 1 km do poziomu 11 km (warunkowa stratosfera), a następnie pozostaje stała. W ZSRR przyjęto standardową atmosferę GOST 4401 - 64 (tabela 3).

Opad atmosferyczny. Ponieważ większość atmosferycznej pary wodnej koncentruje się w troposferze, procesy przemian fazowych wody powodujące opady atmosferyczne zachodzą głównie w troposferze. Chmury troposferyczne zajmują zwykle około 50% powierzchni całej Ziemi, natomiast chmury w stratosferze (na wysokościach 20-30 km) i w pobliżu mezopauzy, zwane odpowiednio perłowymi i noctilucentnymi, obserwuje się stosunkowo rzadko. W wyniku kondensacji pary wodnej w troposferze powstają chmury i powstają opady atmosferyczne.

Ze względu na charakter opadów dzieli się je na 3 rodzaje: ciężkie, ulewne i mżawe. Ilość opadów zależy od grubości warstwy opadłej wody w milimetrach; Pomiar opadów odbywa się za pomocą deszczomierzy i mierników opadów. Intensywność opadów wyrażana jest w milimetrach na minutę.

Rozkład opadów w poszczególnych porach roku i dniach oraz na całym terytorium jest niezwykle nierównomierny, co wynika z cyrkulacji atmosferycznej i wpływu powierzchni Ziemi. Tak więc na Wyspach Hawajskich spada średnio 12 000 mm rocznie, a w najsuchszych obszarach Peru i Sahary opady nie przekraczają 250 mm, a czasem nie spadają przez kilka lat. W rocznej dynamice opadów wyróżnia się typy: równikowe – z maksymalnymi opadami po równonocy wiosennej i jesiennej; tropikalny - z maksymalnymi opadami latem; monsun - z bardzo wyraźnym szczytem latem i suchą zimą; subtropikalny - z maksymalnymi opadami zimą i suchym latem; umiarkowane szerokości geograficzne kontynentalne - z maksymalnymi opadami w lecie; umiarkowane szerokości geograficzne morskie - z maksymalnymi opadami w zimie.

Cały kompleks atmosferyczno-fizyczny czynników klimatycznych i meteorologicznych składających się na pogodę jest szeroko stosowany w celu poprawy zdrowia, hartowania i celów leczniczych(patrz Klimatoterapia). Oprócz tego ustalono, że ostre wahania tych czynników atmosferycznych mogą mieć negatywny wpływ procesy fizjologiczne w organizmie, powodując rozwój różnych stanów patologicznych i zaostrzenie chorób, zwanych reakcjami meteotropowymi (patrz Klimatopatologia). Szczególne znaczenie w tym względzie mają częste, długotrwałe zaburzenia atmosferyczne i ostre, nagłe wahania czynników meteorologicznych.

Reakcje meteotropowe obserwuje się częściej u osób cierpiących na choroby układu sercowo-naczyniowego, zapalenie wielostawowe, astma oskrzelowa, wrzód trawienny, choroby skóry.

Bibliografia: Belinsky V. A. i Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; Biosfera i jej zasoby, wyd. VA Kovdy, M., 1971; Danilov A.D. Chemia jonosfery, Leningrad, 1967; Kolobkov N.V. Atmosfera i jej życie, M., 1968; Kalitin N.H. Podstawy fizyki atmosfery w zastosowaniu do medycyny, Leningrad, 1935; Matveev L. T. Podstawy meteorologii ogólnej, Fizyka atmosfery, Leningrad, 1965, bibliogr.; Minkh A. A. Jonizacja powietrza i jej znaczenie higieniczne, M., 1963, bibliogr.; aka, Metody badań higienicznych, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P.N. Kurs meteorologii, L., 1962; Umansky S.P. Człowiek w kosmosie, M., 1970; Khvostikov I. A. Wysokie warstwy atmosfery, Leningrad, 1964; X r g i a n A. X. Fizyka atmosfery, L., 1969, bibliogr.; Khromov S.P. Meteorologia i klimatologia dla wydziałów geograficznych, Leningrad, 1968.

Wpływ wysokiego i niskiego ciśnienia krwi na organizm- Armstrong G. Medycyna lotnicza, tłum. z języka angielskiego, M., 1954, bibliogr.; Zaltsman G.L. Podstawa fizjologiczna narażenie człowieka na warunki wysokiego ciśnienia gazu, L., 1961, bibliogr.; Iwanow D.I. i Khromushkin A.I. Systemy podtrzymywania życia ludzkiego podczas lotów na dużych wysokościach i lotów kosmicznych, M., 1968, bibliogr.; Isakov P.K. i wsp. Teoria i praktyka medycyny lotniczej, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. i Chernyakov I. N. Tlen tkankowy w warunkach ekstremalnych czynników lotu, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Medycyna podwodna, przeł. z języka angielskiego, M., 1971, bibliogr.; Busby DE Kosmiczna medycyna kliniczna, Dordrecht, 1968.

I. N. Chernyakov, M. T. Dmitriev, S. I. Nepomnyashchy.

Skład atmosfery. Otoczka powietrzna naszej planety - atmosfera chroni powierzchnię ziemi przed szkodliwym działaniem promieniowania ultrafioletowego Słońca na organizmy żywe. Chroni także Ziemię przed cząstkami kosmicznymi - pyłem i meteorytami.

Atmosfera składa się z mechanicznej mieszaniny gazów: 78% jej objętości to azot, 21% to tlen, a mniej niż 1% to hel, argon, krypton i inne gazy obojętne. Ilość tlenu i azotu w powietrzu jest praktycznie niezmieniona, gdyż azot prawie nie łączy się z innymi substancjami, a tlen, który choć jest bardzo aktywny i zużywany na oddychanie, utlenianie i spalanie, jest stale uzupełniany przez rośliny.

Do wysokości około 100 km zawartość procentowa tych gazów pozostaje praktycznie niezmieniona. Wynika to z faktu, że powietrze jest stale mieszane.

Oprócz wymienionych gazów atmosfera zawiera około 0,03% dwutlenku węgla, który zwykle koncentruje się przy powierzchni ziemi i jest nierównomiernie rozmieszczony: w miastach, ośrodkach przemysłowych i obszarach aktywności wulkanicznej jego ilość wzrasta.

W atmosferze zawsze znajduje się pewna ilość zanieczyszczeń - pary wodnej i pyłu. Zawartość pary wodnej zależy od temperatury powietrza: im wyższa temperatura, tym więcej pary może pomieścić powietrze. Ze względu na obecność pary wodnej w powietrzu możliwe są zjawiska atmosferyczne, takie jak tęcze, załamanie światła słonecznego itp.

Pył przedostaje się do atmosfery podczas erupcji wulkanów, burz piaskowych i piaskowych, podczas niepełnego spalania paliw w elektrowniach cieplnych itp.

Struktura atmosfery. Gęstość atmosfery zmienia się wraz z wysokością: jest najwyższa na powierzchni Ziemi i maleje wraz ze wzrostem wysokości. Zatem na wysokości 5,5 km gęstość atmosfery jest 2 razy mniejsza, a na wysokości 11 km 4 razy mniejsza niż w warstwie powierzchniowej.

W zależności od gęstości, składu i właściwości gazów atmosfera dzieli się na pięć koncentrycznych warstw (ryc. 34).

Ryż. 34. Przekrój pionowy atmosfery (stratyfikacja atmosfery)

1. Dolna warstwa nazywa się troposfera. Jej górna granica przebiega na wysokości 8-10 km na biegunach i 16-18 km na równiku. Troposfera zawiera do 80% całkowitej masy atmosfery i prawie całą parę wodną.

Temperatura powietrza w troposferze obniża się wraz z wysokością o 0,6°C na każde 100 m i na jej górnej granicy wynosi -45-55°C.

Powietrze w troposferze jest stale mieszane i porusza się w różnych kierunkach. Tylko tutaj obserwuje się mgły, deszcze, opady śniegu, burze, burze i inne zjawiska pogodowe.

2. Powyżej znajduje się stratosfera, który rozciąga się na wysokość 50-55 km. Gęstość powietrza i ciśnienie w stratosferze są znikome. Rozrzedzone powietrze składa się z tych samych gazów, co troposfera, ale zawiera więcej ozonu. Najwyższe stężenie ozonu obserwuje się na wysokości 15-30 km. Temperatura w stratosferze wzrasta wraz z wysokością i temp Górna granica osiąga 0°C i więcej. Dzieje się tak, ponieważ ozon pochłania krótkofalową energię słoneczną, powodując ogrzewanie powietrza.

3. Leży nad stratosferą mezosfera, rozciągający się na wysokość 80 km. Tam temperatura ponownie spada i osiąga -90°C. Gęstość powietrza jest tam 200 razy mniejsza niż na powierzchni Ziemi.

4. Nad mezosferą znajduje się termosfera(od 80 do 800 km). Temperatura w tej warstwie wzrasta: na wysokości 150 km do 220°C; na wysokości 600 km do 1500 °C. Gazy atmosferyczne (azot i tlen) są w stanie zjonizowanym. Pod wpływem krótkofalowego promieniowania słonecznego poszczególne elektrony oddzielają się od powłok atomowych. W rezultacie w tej warstwie - jonosfera pojawiają się warstwy naładowanych cząstek. Ich najgęstsza warstwa znajduje się na wysokości 300-400 km. Ze względu na małą gęstość promienie słoneczne nie są tam rozpraszane, więc niebo jest czarne, gwiazdy i planety świecą na nim jasno.

W jonosferze są zorze polarne, potężny prądy elektryczne, które powodują zakłócenia w polu magnetycznym Ziemi.

5. Powyżej 800 km znajduje się zewnętrzna powłoka - egzosfera. Prędkość ruchu poszczególnych cząstek w egzosferze zbliża się do krytycznej - 11,2 mm/s, dzięki czemu pojedyncze cząstki mogą pokonać grawitację i uciec w przestrzeń kosmiczną.

Znaczenie atmosfery. Rola atmosfery w życiu naszej planety jest wyjątkowo duża. Bez niej Ziemia byłaby martwa. Atmosfera chroni powierzchnię Ziemi przed ekstremalnym ogrzewaniem i chłodzeniem. Jego działanie można porównać do roli szkła w szklarniach: przepuszczania promieni słonecznych i zapobiegania utracie ciepła.

Atmosfera chroni organizmy żywe przed promieniowaniem krótkofalowym i korpuskularnym Słońca. Atmosfera to środowisko, w którym zachodzą zjawiska pogodowe, z którym związana jest wszelka działalność człowieka. Badania tej muszli prowadzone są na stacjach meteorologicznych. W dzień i w nocy, przy każdej pogodzie, meteorolodzy monitorują stan dolnej warstwy atmosfery. Cztery razy dziennie, a na wielu stacjach co godzinę mierzą temperaturę, ciśnienie, wilgotność powietrza, odnotowują zachmurzenie, kierunek i prędkość wiatru, ilość opadów, zjawiska elektryczne i dźwiękowe w atmosferze. Stacje meteorologiczne znajdują się wszędzie: na Antarktydzie i w wilgotnych miejscach lasy tropikalne, w wysokich górach i rozległych połaciach tundry. Obserwacje prowadzone są także na oceanach ze specjalnie zbudowanych statków.

Od lat 30. XX wiek obserwacje rozpoczęły się w wolnej atmosferze. Zaczęli wystrzeliwać radiosondy, które wzniosły się na wysokość 25–35 km i za pomocą sprzętu radiowego przesyłały na Ziemię informacje o temperaturze, ciśnieniu, wilgotności powietrza i prędkości wiatru. Obecnie szeroko stosowane są również rakiety i satelity meteorologiczne. Te ostatnie posiadają instalacje telewizyjne transmitujące obrazy powierzchni Ziemi i chmur.

| |
5. Powłoka powietrzna ziemi§ 31. Ogrzewanie atmosfery

Otoczka gazowa otaczająca naszą planetę Ziemia, zwana atmosferą, składa się z pięciu głównych warstw. Warstwy te powstają na powierzchni planety, od poziomu morza (czasami poniżej) i wznoszą się w przestrzeń kosmiczną w następującej kolejności:

• Troposfera;
• Stratosfera;
• Mezosfera;
• termosfera;
• Egzosfera.

Schemat głównych warstw atmosfery ziemskiej

Pomiędzy każdą z tych pięciu głównych warstw znajdują się strefy przejściowe zwane „przerwami”, w których zachodzą zmiany temperatury, składu i gęstości powietrza. Wraz z przerwami atmosfera ziemska składa się łącznie z 9 warstw.

Troposfera: miejsce, w którym występuje pogoda

Ze wszystkich warstw atmosfery troposfera jest tą, którą znamy najlepiej (czy zdajemy sobie z tego sprawę, czy nie), ponieważ żyjemy na jej dnie – powierzchni planety. Otacza powierzchnię Ziemi i rozciąga się w górę na kilka kilometrów. Słowo troposfera oznacza „zmianę globu”. Bardzo odpowiednia nazwa, ponieważ w tej warstwie występuje nasza codzienna pogoda.

Zaczynając od powierzchni planety, troposfera wznosi się na wysokość od 6 do 20 km. Najbliższa nam dolna trzecia część warstwy zawiera 50% wszystkich gazów atmosferycznych. To jedyna część całej atmosfery, która oddycha. Ze względu na to, że powietrze jest podgrzewane od dołu powierzchnia ziemi pochłaniając energię cieplną ze Słońca, temperatura i ciśnienie troposfery zmniejszają się wraz ze wzrostem wysokości.

Na górze znajduje się cienka warstwa zwana tropopauzą, która stanowi jedynie bufor pomiędzy troposferą a stratosferą.

Stratosfera: siedziba ozonu

Stratosfera to kolejna warstwa atmosfery. Rozciąga się od 6-20 km do 50 km nad powierzchnią Ziemi. Jest to warstwa, po której lata większość komercyjnych samolotów pasażerskich i balonów na ogrzane powietrze.

Tutaj powietrze nie przepływa w górę i w dół, ale porusza się równolegle do powierzchni w bardzo szybkich prądach powietrza. Gdy wschodzisz, temperatura wzrasta dzięki obfitości naturalnie występującego ozonu (O3), produktu ubocznego promieniowania słonecznego i tlenu, który ma zdolność pochłaniania szkodliwych promieni ultrafioletowych słońca (w meteorologii znany jest każdy wzrost temperatury wraz z wysokością jako „inwersja”).

Ponieważ w stratosferze panują wyższe temperatury na dole i niższe temperatury na górze, konwekcja (pionowy ruch mas powietrza) jest w tej części atmosfery rzadkością. W rzeczywistości burzę szalejącą w troposferze można zobaczyć ze stratosfery, ponieważ warstwa ta działa jak czapa konwekcyjna, która zapobiega przenikaniu chmur burzowych.

Po stratosferze ponownie następuje warstwa buforowa, tym razem zwana stratopauzą.

Mezosfera: środkowa atmosfera

Mezosfera znajduje się około 50-80 km od powierzchni Ziemi. Górna mezosfera to najzimniejsze naturalne miejsce na Ziemi, gdzie temperatury mogą spaść poniżej -143°C.

Termosfera: górna atmosfera

Po mezosferze i mezopauzie następuje termosfera, położona między 80 a 700 km nad powierzchnią planety i zawierająca mniej niż 0,01% całkowitego powietrza w powłoce atmosferycznej. Temperatury sięgają tu nawet +2000°C, ale ze względu na wyjątkowo rozrzedzoną atmosferę i brak cząsteczek gazu odpowiedzialnych za przenoszenie ciepła, te wysokie temperatury są odbierane jako bardzo zimne.

Egzosfera: granica między atmosferą a przestrzenią

Na wysokości około 700-10 000 km nad powierzchnią Ziemi znajduje się egzosfera - zewnętrzna krawędź atmosfery, granicząca z przestrzenią kosmiczną. Tutaj satelity pogodowe krążą wokół Ziemi.

A co z jonosferą?

Jonosfera nie jest odrębną warstwą, ale w rzeczywistości termin ten odnosi się do atmosfery znajdującej się na wysokości od 60 do 1000 km. Obejmuje najwyższe części mezosfery, całą termosferę i część egzosfery. Jonosfera wzięła swoją nazwę, ponieważ to właśnie w tej części atmosfery promieniowanie słoneczne ulega jonizacji podczas przechodzenia przez nią. pola magnetyczne Ląduje na i. Zjawisko to obserwuje się z ziemi w postaci zorzy polarnej.

STRUKTURA ATMOSFERY

Atmosfera(od starożytnego greckiego ἀτμός - para i σφαῖρα - kula) - powłoka gazowa (geosfera) otaczająca planetę Ziemia. Jego wewnętrzna powierzchnia pokrywa częściowo hydrosferę skorupa Ziemska, zewnętrzna graniczy z bliską Ziemi częścią przestrzeni kosmicznej.

Właściwości fizyczne

Grubość atmosfery wynosi około 120 km od powierzchni Ziemi. Całkowita masa powietrza w atmosferze wynosi (5,1-5,3) 10 18 kg. Spośród nich masa suchego powietrza wynosi (5,1352 ± 0,0003) 10 18 kg, całkowita masa pary wodnej wynosi średnio 1,27 10 16 kg.

Masa molowa czystego, suchego powietrza wynosi 28,966 g/mol, a gęstość powietrza przy powierzchni morza wynosi około 1,2 kg/m3. Ciśnienie w temperaturze 0 °C na poziomie morza wynosi 101,325 kPa; temperatura krytyczna - −140,7°C; ciśnienie krytyczne - 3,7 MPa; C p w 0 °C - 1,0048·10 3 J/(kg·K), C v - 0,7159,10 3 J/(kg·K) (w 0 °C). Rozpuszczalność powietrza w wodzie (masowo) w temperaturze 0°C – 0,0036%, w temperaturze 25°C – 0,0023%.

Za „normalne warunki” na powierzchni Ziemi przyjmuje się: gęstość 1,2 kg/m3, ciśnienie barometryczne 101,35 kPa, temperaturę plus 20°C i wilgotność względną 50%. Te wskaźniki warunkowe mają znaczenie czysto inżynieryjne.

Struktura atmosfery

Atmosfera ma strukturę warstwową. Warstwy atmosfery różnią się między sobą temperaturą powietrza, jego gęstością, ilością pary wodnej w powietrzu i innymi właściwościami.

Troposfera(starogrecki τρόπος - „zakręt”, „zmiana” i σφαῖρα - „kula”) - dolna, najlepiej zbadana warstwa atmosfery, wysokość 8-10 km w regionach polarnych, do 10-12 km w umiarkowanych szerokościach geograficznych, na równiku - 16-18 km.

Podczas wzrostu w troposferze temperatura spada średnio o 0,65 K na każde 100 m i osiąga 180-220 K w górnej części. Ta górna warstwa troposfery, w której zatrzymuje się spadek temperatury wraz z wysokością, nazywana jest tropopauzą. Kolejna warstwa atmosfery, znajdująca się nad troposferą, nazywa się stratosferą.

Ponad 80% całkowitej masy powietrza atmosferycznego koncentruje się w troposferze, turbulencje i konwekcja są silnie rozwinięte, przeważająca część pary wodnej jest skoncentrowana, powstają chmury, tworzą się fronty atmosferyczne, rozwijają się cyklony i antycyklony, a także inne procesy które decydują o pogodzie i klimacie. Procesy zachodzące w troposferze spowodowane są przede wszystkim konwekcją.

Część troposfery, w której możliwe jest tworzenie się lodowców na powierzchni Ziemi, nazywa się chionosferą.

Tropopauza(z greckiego τροπος - obrót, zmiana i παῦσις - zatrzymanie, zakończenie) - warstwa atmosfery, w której zatrzymuje się spadek temperatury wraz z wysokością; warstwa przejściowa z troposfery do stratosfery. W atmosferze ziemskiej tropopauza znajduje się na wysokościach od 8-12 km (nad poziomem morza) w obszarach polarnych i do 16-18 km nad równikiem. Wysokość tropopauzy zależy także od pory roku (w lecie tropopauza jest położona wyżej niż zimą) i aktywności cyklonów (w cyklonach jest niższa, w antycyklonach wyższa)

Miąższość tropopauzy waha się od kilkuset metrów do 2-3 kilometrów. W strefie podzwrotnikowej obserwuje się przerwy tropopauzy z powodu silnych prądów odrzutowych. Troopauza na niektórych obszarach jest często niszczona i ponownie formowana.

Stratosfera(z łac. warstwa - podłoga, warstwa) - warstwa atmosfery położona na wysokości od 11 do 50 km. Charakteryzuje się niewielką zmianą temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i wzrostem temperatury w warstwie 25-40 km od -56,5 do 0,8 ° C (górna warstwa stratosfery lub obszar inwersji) . Po osiągnięciu wartości około 273 K (prawie 0°C) na wysokości około 40 km, temperatura utrzymuje się na stałym poziomie aż do wysokości około 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą. Gęstość powietrza w stratosferze jest dziesiątki i setki razy mniejsza niż na poziomie morza.

To właśnie w stratosferze znajduje się warstwa ozonowa („warstwa ozonowa”) (na wysokości od 15-20 do 55-60 km), która wyznacza górną granicę życia w biosferze. Ozon (O 3) powstaje w wyniku reakcji fotochemicznych najintensywniej na wysokości ~30 km. Całkowita masa O 3 będzie wynosić normalne ciśnienie warstwa o grubości 1,7-4,0 mm, ale to wystarczy, aby pochłonąć niszczące życie promieniowanie ultrafioletowe ze Słońca. Zniszczenie O 3 następuje podczas jego interakcji z wolnymi rodnikami, NO i związkami zawierającymi halogeny (w tym „freonami”).

W stratosferze większość krótkofalowej części promieniowania ultrafioletowego (180-200 nm) jest zatrzymywana, a energia fal krótkich ulega przemianie. Pod wpływem tych promieni zmieniają się pola magnetyczne, cząsteczki rozpadają się, następuje jonizacja i następuje nowe powstawanie gazów i innych związków chemicznych. Procesy te można zaobserwować w postaci zorzy polarnej, błyskawic i innych poświat.

W stratosferze i wyższych warstwach pod wpływem promieniowania słonecznego cząsteczki gazu dysocjują na atomy (powyżej 80 km CO 2 i H 2 dysocjują, powyżej 150 km - O 2, powyżej 300 km - N 2). Na wysokości 200-500 km jonizacja gazów zachodzi również w jonosferze, na wysokości 320 km stężenie naładowanych cząstek (O + 2, O - 2, N + 2) wynosi ~ 1/300 stężenie cząstek obojętnych. W górnych warstwach atmosfery występują wolne rodniki - OH, HO 2 itp.

W stratosferze praktycznie nie ma pary wodnej.

Loty do stratosfery rozpoczęły się w latach trzydziestych XX wieku. Powszechnie znany jest lot pierwszym balonem stratosferycznym (FNRS-1), który Auguste Picard i Paul Kipfer wykonali 27 maja 1931 roku na wysokość 16,2 km. Nowoczesne bojowe i naddźwiękowe samoloty komercyjne latają w stratosferze na wysokościach na ogół do 20 km (chociaż pułap dynamiczny może być znacznie wyższy). Balony pogodowe na dużych wysokościach wznoszą się na wysokość do 40 km; rekord bezzałogowego balonu wynosi 51,8 km.

Ostatnio w kręgach wojskowych USA wiele uwagi poświęca się rozwojowi warstw stratosfery powyżej 20 km, często nazywanych „przedkosmicznym”. « blisko kosmosu» ). Zakłada się, że bezzałogowe statki powietrzne i statki powietrzne zasilane energią słoneczną (jak NASA Pathfinder) będą mogły przebywać na wysokości około 30 km przez długi czas i zapewniać obserwację i łączność bardzo dużych obszarów, pozostając jednocześnie mało podatne na ataki obrony powietrznej systemy; Urządzenia takie będą wielokrotnie tańsze od satelitów.

Stratopauza- warstwa atmosfery stanowiąca granicę pomiędzy dwiema warstwami, stratosferą i mezosferą. W stratosferze temperatura wzrasta wraz ze wzrostem wysokości, a stratopauza to warstwa, w której temperatura osiąga maksimum. Temperatura stratopauzy wynosi około 0°C.

Zjawisko to obserwuje się nie tylko na Ziemi, ale także na innych planetach posiadających atmosferę.

Na Ziemi stratopauza znajduje się na wysokości 50–55 km nad poziomem morza. Ciśnienie atmosferyczne wynosi około 1/1000 poziomu morza.

Mezosfera(z greckiego μεσο- - „środek” i σφαῖρα - „kula”, „kula”) - warstwa atmosfery na wysokościach od 40–50 do 80–90 km. Charakteryzuje się wzrostem temperatury wraz z wysokością; maksymalna (około +50°C) temperatura występuje na wysokości około 60 km, po czym temperatura zaczyna spadać do -70° lub -80°C. Ten spadek temperatury jest związany z energiczną absorpcją promieniowania słonecznego (promieniowania) przez ozon. Termin został przyjęty przez Unię Geograficzną i Geofizyczną w 1951 roku.

Skład gazu mezosfery, podobnie jak znajdujących się pod nią warstw atmosfery, jest stały i zawiera około 80% azotu i 20% tlenu.

Mezosfera jest oddzielona od podstawowej stratosfery stratopauzą, a od leżącej powyżej termosfery mezopauzą. Mezopauza zasadniczo pokrywa się z turbopauzą.

Meteory zaczynają świecić i z reguły całkowicie spalają się w mezosferze.

W mezosferze mogą pojawić się nocne chmury.

W przypadku lotów mezosfera jest swego rodzaju „martwą strefą” - powietrze jest tu zbyt rozrzedzone, aby utrzymać samoloty czy balony (na wysokości 50 km gęstość powietrza jest 1000 razy mniejsza niż na poziomie morza), a jednocześnie zbyt gęsty dla sztucznych lotów satelitów na tak niskiej orbicie. Bezpośrednie badania mezosfery prowadzone są głównie przy użyciu suborbitalnych rakiet pogodowych; Ogólnie rzecz biorąc, mezosfera została zbadana gorzej niż inne warstwy atmosfery, dlatego naukowcy nadali jej przydomek „ignorosfera”.

Mezopauza

Mezopauza- warstwa atmosfery oddzielająca mezosferę i termosferę. Na Ziemi znajduje się na wysokości 80-90 km nad poziomem morza. W mezopauzie panuje minimalna temperatura, która wynosi około -100°C. Poniżej (począwszy od wysokości około 50 km) temperatura spada wraz z wysokością, wyżej (do wysokości około 400 km) ponownie wzrasta. Mezopauza pokrywa się z dolną granicą obszaru aktywnej absorpcji promieniowania rentgenowskiego i krótkofalowego promieniowania ultrafioletowego ze Słońca. Na tej wysokości obserwuje się chmury nocne.

Mezopauza występuje nie tylko na Ziemi, ale także na innych planetach posiadających atmosferę.

Linia Karmana- wysokość nad poziomem morza, która jest umownie przyjmowana jako granica między ziemską atmosferą a przestrzenią kosmiczną.

Według definicji Międzynarodowej Federacji Lotniczej (FAI) linia Karmana przebiega na wysokości 100 km nad poziomem morza.

Wysokość została nazwana na cześć Theodore'a von Karmana, amerykańskiego naukowca węgierskiego pochodzenia. Jako pierwszy ustalił, że w przybliżeniu na tej wysokości atmosfera staje się tak rozrzedzona, że ​​aeronautyka staje się niemożliwa, ponieważ prędkość samolotu wymagana do wytworzenia wystarczającej siły nośnej staje się większa niż pierwsza prędkość kosmiczna, a zatem aby osiągnąć większe wysokości, konieczne jest używać astronautyki.

Atmosfera ziemska rozciąga się poza linię Karmana. Zewnętrzna część atmosfery ziemskiej, egzosfera, rozciąga się na wysokość 10 tysięcy km lub więcej, na tej wysokości atmosfera składa się głównie z atomów wodoru, które są w stanie opuścić atmosferę.

Osiągnięcie Linii Karmana było pierwszym warunkiem otrzymania Nagrody Ansari X, gdyż stanowi ona podstawę do uznania lotu za lot kosmiczny.

Tworzenie atmosfery. Obecnie atmosfera ziemska jest mieszaniną gazów – 78% azotu, 21% tlenu i niewielkich ilości innych gazów, np. dwutlenku węgla. Ale kiedy planeta pojawiła się po raz pierwszy, w atmosferze nie było tlenu – składała się z gazów, które pierwotnie istniały w Układzie Słonecznym.

Ziemia powstała, gdy małe skaliste ciała utworzone z pyłu i gazu z mgławicy słonecznej, zwane planetoidami, zderzyły się ze sobą i stopniowo przybrały kształt planety. W miarę wzrostu gazy zawarte w planetoidach wybuchły i otoczyły kulę ziemską. Po pewnym czasie pierwsze rośliny zaczęły wydzielać tlen, a pierwotna atmosfera rozwinęła się w obecną gęstą otoczkę powietrzną.

Pochodzenie atmosfery

1. Deszcz małych planetoid spadł na rodzącą się Ziemię 4,6 miliarda lat temu. Gazy z mgławicy słonecznej uwięzione wewnątrz planety wybuchły podczas zderzenia i utworzyły prymitywną atmosferę ziemską, składającą się z azotu, dwutlenku węgla i pary wodnej.
2. Ciepło uwolnione podczas formowania się planety jest zatrzymywane przez warstwę gęstych chmur w pierwotnej atmosferze. „Gazy cieplarniane”, takie jak dwutlenek węgla i para wodna, zatrzymują promieniowanie ciepła w przestrzeń kosmiczną. Powierzchnia Ziemi zalana jest wrzącym morzem stopionej magmy.
3. Kiedy zderzenia planetoid stały się rzadsze, Ziemia zaczęła się ochładzać i pojawiły się oceany. Z gęstych chmur skrapla się para wodna, a trwające kilka eonów deszcze stopniowo zalewają niziny. W ten sposób pojawiają się pierwsze morza.
4. Powietrze jest oczyszczane w wyniku kondensacji pary wodnej, tworząc oceany. Z biegiem czasu rozpuszcza się w nich dwutlenek węgla, a w atmosferze dominuje obecnie azot. Z powodu braku tlenu nie tworzy się ochronna warstwa ozonowa, a promienie ultrafioletowe ze słońca docierają bez przeszkód do powierzchni ziemi.
5. Życie pojawia się w starożytnych oceanach w ciągu pierwszego miliarda lat. Najprostsze niebiesko-zielone algi są chronione przed promieniowaniem ultrafioletowym woda morska. Do produkcji energii wykorzystują światło słoneczne i dwutlenek węgla, uwalniając jako produkt uboczny tlen, który stopniowo zaczyna gromadzić się w atmosferze.
6. Miliardy lat później tworzy się atmosfera bogata w tlen. Reakcje fotochemiczne w górnych warstwach atmosfery tworzą cienką warstwę ozonu, która rozprasza szkodliwe światło ultrafioletowe. Życie może teraz wydostać się z oceanów na ląd, gdzie ewolucja doprowadziła do powstania wielu złożonych organizmów.

Miliardy lat temu gruba warstwa prymitywnych glonów zaczęła uwalniać tlen do atmosfery. Przetrwały do ​​dziś w postaci skamieniałości zwanych stromatolitami.

Pochodzenie wulkaniczne

1. Starożytna, pozbawiona powietrza Ziemia. 2. Erupcja gazów.

Według tej teorii na powierzchni młodej planety Ziemia aktywnie wybuchały wulkany. Wczesna atmosfera prawdopodobnie powstała, gdy gazy uwięzione w krzemowej powłoce planety wydostały się przez wulkany.