Z czego składa się atmosfera ziemska. Główne warstwy atmosfery ziemskiej w porządku rosnącym. Historia badań jonosfery

Atmosfera ziemska jest gazową otoczką naszej planety. Nawiasem mówiąc, prawie wszystkie ciała niebieskie mają podobne powłoki, od planet Układu Słonecznego po duże asteroidy. zależy od wielu czynników - wielkości jego prędkości, masy i wielu innych parametrów. Ale tylko skorupa naszej planety zawiera składniki, które pozwalają nam żyć.

Atmosfera ziemska: krótka historia pochodzenia

Uważa się, że na początku swojego istnienia nasza planeta w ogóle nie miała powłoki gazowej. Ale młode, nowo uformowane ciało niebieskie nieustannie ewoluowało. Pierwotna atmosfera Ziemi powstała w wyniku ciągłych erupcji wulkanów. W ten sposób przez wiele tysięcy lat wokół Ziemi tworzyła się otoczka z pary wodnej, azotu, węgla i innych pierwiastków (poza tlenem).

Ponieważ ilość wilgoci w atmosferze jest ograniczona, jej nadmiar zamienił się w opady - tak powstały morza, oceany i inne zbiorniki wodne. Pierwsze organizmy zamieszkujące planetę pojawiły się i rozwinęły w środowisku wodnym. Większość z nich należała do organizmów roślinnych wytwarzających tlen w procesie fotosyntezy. W ten sposób atmosfera ziemska zaczęła wypełniać się tym niezbędnym dla życia gazem. A w wyniku nagromadzenia tlenu powstała warstwa ozonowa, która chroniła planetę przed szkodliwym działaniem promieniowania ultrafioletowego. To właśnie te czynniki stworzyły wszystkie warunki naszego istnienia.

Struktura atmosfery ziemskiej

Jak wiecie, gazowa otoczka naszej planety składa się z kilku warstw - są to troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera. Niemożliwe jest wytyczenie wyraźnych granic między tymi warstwami - wszystko zależy od pory roku i szerokości geograficznej planety.

Troposfera to dolna część otoczki gazowej, której wysokość wynosi średnio od 10 do 15 kilometrów. To tutaj koncentruje się większość. Nawiasem mówiąc, to tutaj znajduje się cała wilgoć i tworzą się chmury. Ze względu na zawartość tlenu troposfera wspiera żywotną aktywność wszystkich organizmów. Ponadto ma decydujące znaczenie w kształtowaniu się pogody i cech klimatycznych obszaru - tworzą się tu nie tylko chmury, ale także wiatry. Temperatura spada wraz z wysokością.

Stratosfera - zaczyna się od troposfery i kończy na wysokości od 50 do 55 kilometrów. Tutaj temperatura rośnie wraz z wysokością. Ta część atmosfery praktycznie nie zawiera pary wodnej, ale ma warstwę ozonową. Czasami można tu zaobserwować formowanie się chmur „z masy perłowej”, które widać tylko nocą – uważa się, że są one reprezentowane przez mocno skondensowane kropelki wody.

Mezosfera - rozciąga się do 80 kilometrów w górę. W tej warstwie można zauważyć gwałtowny spadek temperatury w miarę przesuwania się w górę. Turbulencja jest tu również bardzo rozwinięta. Nawiasem mówiąc, w mezosferze powstają tak zwane „srebrne chmury”, które składają się z małych kryształków lodu - można je zobaczyć tylko w nocy. Co ciekawe, na górnej granicy mezosfery praktycznie nie ma powietrza - jest go 200 razy mniej niż w pobliżu powierzchni ziemi.

Termosfera to górna warstwa gazowej otoczki Ziemi, w której zwyczajowo rozróżnia się jonosferę i egzosferę. Co ciekawe, wraz z wysokością temperatura rośnie tutaj bardzo gwałtownie - na wysokości 800 kilometrów od powierzchni ziemi jest to ponad 1000 stopni Celsjusza. Jonosfera charakteryzuje się silnie upłynnionym powietrzem i dużą zawartością aktywnych jonów. Jeśli chodzi o egzosferę, ta część atmosfery płynnie przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną. Warto zauważyć, że termosfera nie zawiera powietrza.

Widać, że atmosfera ziemska jest bardzo ważną częścią naszej planety, która pozostaje decydującym czynnikiem w powstaniu życia. Zapewnia witalną aktywność, wspiera istnienie hydrosfery (powłoki wodnej planety) i chroni przed promieniowaniem ultrafioletowym.

Atmosfera ziemska jest gazową otoczką naszej planety. Jego dolna granica przebiega na poziomie skorupy ziemskiej i hydrosfery, a górna przechodzi w obszar przestrzeni kosmicznej bliskiej Ziemi. Atmosfera zawiera około 78% azotu, 20% tlenu, do 1% argonu, dwutlenek węgla, wodór, hel, neon i niektóre inne gazy.

Ta skorupa ziemna charakteryzuje się wyraźnie określonymi warstwami. Warstwy atmosfery są określone przez pionowy rozkład temperatury i różną gęstość gazów na różnych jej poziomach. Istnieją takie warstwy atmosfery ziemskiej: troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera, egzosfera. Jonosfera jest rozróżniana osobno.

Do 80% całkowitej masy atmosfery stanowi troposfera - dolna warstwa powierzchniowa atmosfery. Troposfera w strefach polarnych znajduje się na poziomie do 8-10 km nad powierzchnią ziemi, w strefie tropikalnej - maksymalnie do 16-18 km. Pomiędzy troposferą a leżącą nad nią stratosferą znajduje się tropopauza – warstwa przejściowa. W troposferze temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości, a ciśnienie atmosferyczne maleje wraz z wysokością. Średni gradient temperatury w troposferze wynosi 0,6°C na 100 m. O temperaturze na różnych poziomach tej powłoki decyduje pochłanianie promieniowania słonecznego i wydajność konwekcji. Prawie cała działalność człowieka odbywa się w troposferze. Najwyższe góry nie wychodzą poza troposferę, tylko transport lotniczy może przekroczyć górną granicę tej skorupy na niewielką wysokość i znaleźć się w stratosferze. Duża część pary wodnej zawarta jest w troposferze, która warunkuje powstawanie prawie wszystkich chmur. Również prawie wszystkie aerozole (kurz, dym itp.), które tworzą się na powierzchni ziemi, są skoncentrowane w troposferze. W granicznej dolnej warstwie troposfery wyrażane są dobowe wahania temperatury i wilgotności powietrza, prędkość wiatru jest zwykle zmniejszana (wzrasta wraz z wysokością). W troposferze występuje zmienny podział słupa powietrza na masy powietrza w kierunku poziomym, które różnią się szeregiem cech w zależności od strefy i obszaru ich powstawania. Na frontach atmosferycznych - granicach między masami powietrza - tworzą się cyklony i antycyklony, które determinują pogodę na określonym obszarze na określony czas.

Stratosfera to warstwa atmosfery między troposferą a mezosferą. Granice tej warstwy sięgają od 8-16 km do 50-55 km nad powierzchnią Ziemi. W stratosferze skład powietrza jest w przybliżeniu taki sam jak w troposferze. Charakterystyczną cechą jest spadek stężenia pary wodnej i wzrost zawartości ozonu. Warstwa ozonowa atmosfery, która chroni biosferę przed agresywnym działaniem promieniowania ultrafioletowego, wynosi od 20 do 30 km. W stratosferze temperatura rośnie wraz z wysokością, a o wartościach temperatur decyduje promieniowanie słoneczne, a nie konwekcja (ruchy mas powietrza), jak w troposferze. Ogrzewanie powietrza w stratosferze jest spowodowane pochłanianiem promieniowania ultrafioletowego przez ozon.

Mezosfera rozciąga się ponad stratosferę do poziomu 80 km. Ta warstwa atmosfery charakteryzuje się tym, że wraz ze wzrostem wysokości temperatura spada od 0 ° C do - 90 ° C. Jest to najzimniejszy region atmosfery.

Powyżej mezosfery znajduje się termosfera do wysokości 500 km. Od granicy z mezosferą do egzosfery temperatura waha się od około 200 K do 2000 K. Do poziomu 500 km gęstość powietrza zmniejsza się kilkaset tysięcy razy. Względny skład atmosferycznych składników termosfery jest podobny do warstwy powierzchniowej troposfery, ale wraz ze wzrostem wysokości więcej tlenu przechodzi do stanu atomowego. Pewna część cząsteczek i atomów termosfery jest w stanie zjonizowanym i rozmieszczona w kilku warstwach, łączy je koncepcja jonosfery. Charakterystyka termosfery zmienia się w szerokim zakresie w zależności od szerokości geograficznej, ilości promieniowania słonecznego, pory roku i dnia.

Górna warstwa atmosfery to egzosfera. To najcieńsza warstwa atmosfery. W egzosferze średnie drogi swobodne cząstek są tak duże, że cząstki mogą swobodnie uciekać w przestrzeń międzyplanetarną. Masa egzosfery to jedna dziesięciomilionowa całkowitej masy atmosfery. Dolna granica egzosfery to poziom 450-800 km, a górna granica to obszar, w którym stężenie cząstek jest takie samo jak w kosmosie - kilka tysięcy kilometrów od powierzchni Ziemi. Egzosfera składa się z plazmy, zjonizowanego gazu. Również w egzosferze znajdują się pasy promieniowania naszej planety.

Prezentacja wideo - warstwy atmosfery ziemskiej:

Powiązana zawartość:

Powietrze atmosferyczne składa się z azotu (77,99%), tlenu (21%), gazów obojętnych (1%) i dwutlenku węgla (0,01%). Udział dwutlenku węgla wzrasta z czasem ze względu na fakt, że produkty spalania paliwa są uwalniane do atmosfery, a ponadto zmniejsza się powierzchnia lasów pochłaniających dwutlenek węgla i uwalniających tlen.

Atmosfera zawiera również niewielką ilość ozonu, który koncentruje się na wysokości około 25-30 km i tworzy tzw. warstwę ozonową. Warstwa ta tworzy barierę dla słonecznego promieniowania ultrafioletowego, które jest niebezpieczne dla żywych organizmów Ziemi.

Ponadto atmosfera zawiera parę wodną i różne zanieczyszczenia - cząsteczki kurzu, sadzy i tak dalej. Stężenie zanieczyszczeń jest wyższe na powierzchni ziemi i na niektórych obszarach: nad dużymi miastami.

Kolejna warstwa atmosfery to stratosfera. Powietrze w nim jest znacznie bardziej rozrzedzone, ma znacznie mniej pary wodnej. Temperatura w dolnej części stratosfery wynosi -60 - -80°C i spada wraz ze wzrostem wysokości. Warstwa ozonowa znajduje się w stratosferze. Stratosfera charakteryzuje się dużymi prędkościami wiatru (do 80-100 m/s).

Mezosfera- środkowa warstwa atmosfery leżąca nad stratosferą na wysokościach od 50 do S0-S5 km. Mezosfera charakteryzuje się spadkiem średniej temperatury wraz z wysokością od 0°C na dolnej granicy do -90°C na górnej granicy. W pobliżu górnej granicy mezosfery obserwuje się srebrzyste chmury, oświetlane nocą przez słońce. na górnej granicy mezosfery, 200 razy mniej niż na powierzchni ziemi.

termosfera- położony nad mezosferą, na wysokościach od SO do 400-500 km, w nim temperatura najpierw powoli, a potem szybko zaczyna ponownie rosnąć. Powodem jest absorpcja ultrafioletu na wysokości 150-300 km. W termosferze temperatura stale wzrasta do wysokości około 400 km, gdzie osiąga 700-1500°C (w zależności od aktywności słonecznej). Pod wpływem promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego oraz promieniowania kosmicznego dochodzi również do jonizacji powietrza („”). Główne obszary jonosfery leżą w termosferze.

Egzosfera- zewnętrzna, najbardziej rozrzedzona warstwa atmosfery, zaczyna się na wysokości 450-000 km, a jej górna granica znajduje się w odległości kilku tysięcy km od powierzchni ziemi, gdzie stężenie cząstek staje się takie samo jak w międzyplanetarnej przestrzeń. Egzosfera składa się ze zjonizowanego gazu (plazmy); dolna i środkowa część egzosfery składa się głównie z tlenu i azotu; wraz ze wzrostem wysokości względne stężenie lekkich gazów, zwłaszcza zjonizowanego wodoru, gwałtownie wzrasta. Temperatura w egzosferze wynosi 1300-3000°C; rośnie powoli wraz z wysokością. Egzosfera zawiera ziemskie pasy promieniowania.

Atmosfera(z greckiego atmos - para i spharia - kula) - powietrzna powłoka Ziemi, obracająca się wraz z nią. Rozwój atmosfery był ściśle związany z procesami geologicznymi i geochemicznymi zachodzącymi na naszej planecie, a także z działalnością organizmów żywych.

Dolna granica atmosfery pokrywa się z powierzchnią Ziemi, ponieważ powietrze wnika w najmniejsze pory w glebie i rozpuszcza się nawet w wodzie.

Górna granica na wysokości 2000-3000 km stopniowo przechodzi w przestrzeń kosmiczną.

Bogata w tlen atmosfera umożliwia życie na Ziemi. Tlen atmosferyczny jest wykorzystywany w procesie oddychania przez ludzi, zwierzęta i rośliny.

Gdyby nie było atmosfery, Ziemia byłaby cicha jak Księżyc. W końcu dźwięk to wibracja cząstek powietrza. Niebieski kolor nieba tłumaczy się tym, że promienie słoneczne przechodzące przez atmosferę, jak przez soczewkę, rozkładają się na ich kolory składowe. W tym przypadku promienie koloru niebieskiego i niebieskiego są najbardziej rozproszone.

Atmosfera zatrzymuje większość promieniowania ultrafioletowego ze Słońca, które ma szkodliwy wpływ na organizmy żywe. Zatrzymuje również ciepło na powierzchni Ziemi, zapobiegając ochłodzeniu naszej planety.

Struktura atmosfery

W atmosferze można wyróżnić kilka warstw różniących się gęstością i gęstością (ryc. 1).

Troposfera

Troposfera- najniższa warstwa atmosfery, której grubość nad biegunami wynosi 8-10 km, w umiarkowanych szerokościach geograficznych - 10-12 km, a powyżej równika - 16-18 km.

Ryż. 1. Budowa atmosfery ziemskiej

Powietrze w troposferze jest ogrzewane z powierzchni ziemi, czyli z lądu i wody. Dlatego temperatura powietrza w tej warstwie spada wraz z wysokością średnio o 0,6°C na każde 100 m. Na górnej granicy troposfery osiąga -55°C. Jednocześnie w rejonie równika na górnej granicy troposfery temperatura powietrza wynosi -70°С, aw rejonie bieguna północnego -65°С.

Około 80% masy atmosfery koncentruje się w troposferze, znajduje się prawie cała para wodna, występują burze, burze, chmury i opady, a także pionowy (konwekcyjny) i poziomy (wiatr) ruch powietrza.

Można powiedzieć, że pogoda kształtuje się głównie w troposferze.

Stratosfera

Stratosfera- warstwa atmosfery położona nad troposferą na wysokości od 8 do 50 km. Kolor nieba w tej warstwie wydaje się fioletowy, co tłumaczy się rozrzedzeniem powietrza, przez co promienie słoneczne prawie się nie rozpraszają.

Stratosfera zawiera 20% masy atmosfery. Powietrze w tej warstwie jest rozrzedzone, praktycznie nie ma pary wodnej, dlatego chmury i opady prawie nie powstają. Jednak w stratosferze obserwuje się stabilne prądy powietrza, których prędkość sięga 300 km / h.

Ta warstwa jest skoncentrowana ozon(ekran ozonowy, ozonosfera), warstwa pochłaniająca promienie ultrafioletowe, zapobiegając ich przedostawaniu się do Ziemi i tym samym chroniąc organizmy żywe na naszej planecie. Dzięki ozonowi temperatura powietrza na górnej granicy stratosfery mieści się w przedziale od -50 do 4-55°C.

Pomiędzy mezosferą a stratosferą znajduje się strefa przejściowa – stratopauza.

Mezosfera

Mezosfera- warstwa atmosfery położona na wysokości 50-80 km. Gęstość powietrza jest tu 200 razy mniejsza niż na powierzchni Ziemi. Kolor nieba w mezosferze wydaje się czarny, gwiazdy są widoczne w ciągu dnia. Temperatura powietrza spada do -75 (-90)°С.

Na wysokości 80 km zaczyna się termosfera. Temperatura powietrza w tej warstwie gwałtownie wzrasta do wysokości 250 m, a następnie staje się stała: na wysokości 150 km osiąga 220-240 °C; na wysokości 500-600 km przekracza 1500 °C.

W mezosferze i termosferze pod wpływem promieni kosmicznych cząsteczki gazu rozpadają się na naładowane (zjonizowane) cząstki atomów, dlatego ta część atmosfery nazywa się jonosfera- warstwa bardzo rozrzedzonego powietrza, znajdująca się na wysokości od 50 do 1000 km, składająca się głównie ze zjonizowanych atomów tlenu, cząsteczek tlenku azotu i wolnych elektronów. Warstwa ta charakteryzuje się dużą elektryzacją, a długie i średnie fale radiowe odbijają się od niej jak od lustra.

W jonosferze powstają zorze polarne - blask rozrzedzonych gazów pod wpływem elektrycznie naładowanych cząstek lecących ze Słońca - i obserwuje się gwałtowne fluktuacje pola magnetycznego.

Egzosfera

Egzosfera- zewnętrzna warstwa atmosfery, położona powyżej 1000 km. Ta warstwa jest również nazywana kulą rozpraszającą, ponieważ cząsteczki gazu poruszają się tutaj z dużą prędkością i mogą zostać rozproszone w przestrzeni kosmicznej.

Skład atmosfery

Atmosfera jest mieszaniną gazów składającą się z azotu (78,08%), tlenu (20,95%), dwutlenku węgla (0,03%), argonu (0,93%), niewielkiej ilości helu, neonu, ksenonu, kryptonu (0,01%), ozon i inne gazy, ale ich zawartość jest znikoma (tab. 1). Współczesny skład powietrza na Ziemi został ustalony ponad sto milionów lat temu, ale gwałtowny wzrost działalności produkcyjnej człowieka doprowadził jednak do jego zmiany. Obecnie obserwuje się wzrost zawartości CO 2 o około 10-12%.

Gazy tworzące atmosferę pełnią różne role funkcjonalne. Jednak o głównym znaczeniu tych gazów decyduje przede wszystkim fakt, że bardzo silnie pochłaniają energię promieniowania, a tym samym mają znaczący wpływ na reżim temperaturowy powierzchni Ziemi i atmosfery.

Tabela 1. Skład chemiczny suchego powietrza atmosferycznego przy powierzchni ziemi

Azot, najczęściej występujący gaz w atmosferze, mało aktywny chemicznie.

Tlen, w przeciwieństwie do azotu, jest pierwiastkiem bardzo aktywnym chemicznie. Specyficzną funkcją tlenu jest utlenianie materii organicznej organizmów heterotroficznych, skał oraz niecałkowicie utlenionych gazów emitowanych do atmosfery przez wulkany. Bez tlenu nie doszłoby do rozkładu martwej materii organicznej.

Rola dwutlenku węgla w atmosferze jest wyjątkowo duża. Do atmosfery dostaje się w wyniku procesów spalania, oddychania organizmów żywych, rozkładu i jest przede wszystkim głównym materiałem budulcowym do tworzenia materii organicznej podczas fotosyntezy. Ponadto duże znaczenie ma właściwość dwutlenku węgla do przepuszczania krótkofalowego promieniowania słonecznego i pochłaniania części termicznego promieniowania długofalowego, co spowoduje powstanie tzw. efektu cieplarnianego, który zostanie omówiony poniżej.

Wpływ na procesy atmosferyczne, zwłaszcza na reżim termiczny stratosfery, wywierają również m.in ozon. Gaz ten służy jako naturalny pochłaniacz słonecznego promieniowania ultrafioletowego, a absorpcja promieniowania słonecznego prowadzi do ogrzewania powietrza. Średnie miesięczne wartości całkowitej zawartości ozonu w atmosferze wahają się w zależności od szerokości geograficznej obszaru i pory roku w granicach 0,23-0,52 cm (jest to grubość warstwy ozonowej przy ciśnieniu gruntu i temperaturze). Występuje wzrost zawartości ozonu od równika do biegunów oraz roczna zmienność z minimum jesienią i maksimum wiosną.

Charakterystyczną właściwość atmosfery można nazwać faktem, że zawartość głównych gazów (azotu, tlenu, argonu) zmienia się nieznacznie wraz z wysokością: na wysokości 65 km w atmosferze zawartość azotu wynosi 86%, tlenu - 19 , argon - 0,91, na wysokości 95 km - azot 77, tlen - 21,3, argon - 0,82%. Stałość składu powietrza atmosferycznego w pionie i poziomie jest utrzymywana przez jego mieszanie.

Oprócz gazów zawiera powietrze para wodna I cząstki stałe. Te ostatnie mogą mieć zarówno pochodzenie naturalne, jak i sztuczne (antropogeniczne). Są to pyłki kwiatowe, drobne kryształki soli, pył drogowy, zanieczyszczenia aerozolowe. Kiedy promienie słoneczne wpadają przez okno, można je zobaczyć gołym okiem.

Szczególnie dużo pyłu zawieszonego znajduje się w powietrzu miast i dużych ośrodków przemysłowych, gdzie do aerozoli dodawane są emisje szkodliwych gazów i ich zanieczyszczeń powstających podczas spalania paliw.

Stężenie aerozoli w atmosferze decyduje o przezroczystości powietrza, co wpływa na ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi. Największe aerozole to jądra kondensacji (od łac. kondensacja- zagęszczanie, zagęszczanie) - przyczyniają się do przemiany pary wodnej w kropelki wody.

O wartości pary wodnej decyduje przede wszystkim fakt, że opóźnia ona długofalowe promieniowanie cieplne powierzchni ziemi; reprezentuje główne ogniwo dużych i małych cykli wilgoci; podnosi temperaturę powietrza podczas skraplania łóżek wodnych.

Ilość pary wodnej w atmosferze zmienia się w czasie i przestrzeni. Tak więc stężenie pary wodnej przy powierzchni ziemi waha się od 3% w tropikach do 2-10 (15)% na Antarktydzie.

Średnia zawartość pary wodnej w pionowej kolumnie atmosfery w umiarkowanych szerokościach geograficznych wynosi około 1,6-1,7 cm (warstwa skroplonej pary wodnej będzie miała taką grubość). Informacje o parze wodnej w różnych warstwach atmosfery są sprzeczne. Przyjęto np., że w zakresie wysokości od 20 do 30 km wilgotność właściwa silnie wzrasta wraz z wysokością. Jednak kolejne pomiary wskazują na większą suchość stratosfery. Podobno wilgotność właściwa w stratosferze w niewielkim stopniu zależy od wysokości i wynosi 2–4 mg/kg.

Zmienność zawartości pary wodnej w troposferze zależy od wzajemnego oddziaływania parowania, kondensacji i transportu poziomego. W wyniku skraplania się pary wodnej tworzą się chmury i występują opady atmosferyczne w postaci deszczu, gradu i śniegu.

Procesy przemian fazowych wody zachodzą głównie w troposferze, dlatego stosunkowo rzadko obserwuje się chmury w stratosferze (na wysokości 20-30 km) i mezosferze (w pobliżu mezopauzy), zwane masą perłową i srebrem. , podczas gdy chmury troposferyczne często pokrywają około 50% całej powierzchni Ziemi.

Ilość pary wodnej, która może być zawarta w powietrzu, zależy od temperatury powietrza.

1 m3 powietrza o temperaturze -20 ° C może zawierać nie więcej niż 1 g wody; w 0 °C - nie więcej niż 5 g; przy +10 ° C - nie więcej niż 9 g; w +30 ° C - nie więcej niż 30 g wody.

Wniosek: Im wyższa temperatura powietrza, tym więcej pary wodnej może ono zawierać.

Powietrze może być bogaty I nie nasycony para. Tak więc, jeśli w temperaturze +30 ° C 1 m3 powietrza zawiera 15 g pary wodnej, powietrze nie jest nasycone parą wodną; jeśli 30 g - nasycone.

Wilgotność bezwzględna- jest to ilość pary wodnej zawartej w 1 m3 powietrza. Wyraża się go w gramach. Na przykład, jeśli mówią „wilgotność bezwzględna wynosi 15”, oznacza to, że 1 ml zawiera 15 g pary wodnej.

Wilgotność względna- jest to stosunek (w procentach) rzeczywistej zawartości pary wodnej w 1 m 3 powietrza do ilości pary wodnej, która może być zawarta w 1 m L w danej temperaturze. Na przykład, jeśli w radiu nadawana jest prognoza pogody, że wilgotność względna wynosi 70%, oznacza to, że powietrze zawiera 70% pary wodnej, którą może utrzymać w danej temperaturze.

Im większa wilgotność względna powietrza, t. im bliżej nasycenia jest powietrze, tym bardziej prawdopodobne jest, że spadnie.

W strefie równikowej obserwuje się zawsze wysoką (do 90%) wilgotność względną, ponieważ przez cały rok panuje wysoka temperatura powietrza i występuje duże parowanie z powierzchni oceanów. Tak samo wysoka wilgotność względna występuje w rejonach polarnych, ale tylko dlatego, że przy niskich temperaturach już niewielka ilość pary wodnej powoduje, że powietrze jest nasycone lub bliskie nasyceniu. W umiarkowanych szerokościach geograficznych wilgotność względna zmienia się sezonowo - jest wyższa zimą i niższa latem.

Wilgotność względna powietrza jest szczególnie niska na pustyniach: 1 m 1 powietrza zawiera tam dwa do trzech razy mniej niż ilość pary wodnej możliwa w danej temperaturze.

Do pomiaru wilgotności względnej służy higrometr (z greckiego hygros - mokro i metreco - mierzę).

Schłodzone, nasycone powietrze nie może zatrzymać w sobie takiej samej ilości pary wodnej, gęstnieje (skrapla się), zamieniając się w kropelki mgły. Mgłę można zaobserwować latem w pogodną, ​​chłodną noc.

Chmury- to ta sama mgła, tyle że nie powstaje na powierzchni ziemi, ale na określonej wysokości. Gdy powietrze się unosi, ochładza się, a zawarta w nim para wodna skrapla się. Powstałe w ten sposób maleńkie kropelki wody tworzą chmury.

uczestniczy w tworzeniu chmur cząstki stałe zawieszony w troposferze.

Chmury mogą mieć różny kształt, który zależy od warunków ich powstawania (tab. 14).

Najniższe i najcięższe chmury to stratus. Znajdują się one na wysokości 2 km od powierzchni ziemi. Na wysokości od 2 do 8 km można zaobserwować bardziej malownicze cumulusy. Najwyższe i najlżejsze są chmury Cirrus. Znajdują się one na wysokości od 8 do 18 km nad powierzchnią ziemi.

Ochrona atmosferyczna

Głównymi źródłami są przedsiębiorstwa przemysłowe i samochody. W dużych miastach problem zanieczyszczenia gazem głównych szlaków komunikacyjnych jest bardzo dotkliwy. Dlatego w wielu dużych miastach świata, w tym w naszym kraju, wprowadzono środowiskową kontrolę toksyczności spalin samochodowych. Zdaniem ekspertów, dym i pył w powietrzu mogą zmniejszyć o połowę dopływ energii słonecznej do powierzchni ziemi, co doprowadzi do zmiany warunków naturalnych.

ATMOSFERA ZIEMI(gr. atmos steam + sphaira ball) - gazowa powłoka otaczająca Ziemię. Masa atmosfery wynosi około 5,15·10 15 Biologiczne znaczenie atmosfery jest ogromne. W atmosferze następuje wymiana masy i energii między przyrodą ożywioną i nieożywioną, między florą a fauną. Azot atmosferyczny jest przyswajany przez mikroorganizmy; rośliny syntetyzują substancje organiczne z dwutlenku węgla i wody dzięki energii słonecznej i uwalniają tlen. Obecność atmosfery zapewnia zachowanie wody na Ziemi, co jest również ważnym warunkiem istnienia organizmów żywych.

Badania przeprowadzone za pomocą rakiet geofizycznych na dużych wysokościach, sztucznych satelitów Ziemi i automatycznych stacji międzyplanetarnych wykazały, że atmosfera ziemska rozciąga się na tysiące kilometrów. Granice atmosfery są niestabilne, wpływa na nie pole grawitacyjne Księżyca i ciśnienie przepływu światła słonecznego. Powyżej równika w obszarze cienia Ziemi atmosfera osiąga wysokość około 10 000 km, a powyżej biegunów jej granice znajdują się 3000 km od powierzchni Ziemi. Większość atmosfery (80-90%) znajduje się na wysokościach do 12-16 km, co tłumaczy się wykładniczym (nieliniowym) charakterem spadku gęstości (rozrzedzenia) jej ośrodka gazowego wraz z wysokością powyżej podnosi się poziom morza.

Byt większości organizmów żywych w warunkach naturalnych jest możliwy w jeszcze węższych granicach atmosfery, do 7-8 km, gdzie kombinacja takich czynników atmosferycznych, jak skład gazu, temperatura, ciśnienie i wilgotność, niezbędnych do aktywnego przebiegu zachodzą procesy biologiczne. Ruch i jonizacja powietrza, opady atmosferyczne i stan elektryczny atmosfery mają również znaczenie higieniczne.

Skład gazu

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

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

Na wysokościach powyżej 100 km procent poszczególnych gazów zmienia się z powodu ich rozwarstwienia dyfuzyjnego pod wpływem grawitacji i temperatury. Ponadto pod działaniem krótkofalowej części promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego na wysokości 100 km lub więcej cząsteczki tlenu, azotu i dwutlenku węgla dysocjują na atomy. Na dużych wysokościach gazy te mają postać 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 roślinności i zbiorników wodnych pochłaniających dwutlenek węgla na ziemi. W atmosferze zmienna jest również zawartość aerozoli (patrz) - cząstek zawieszonych w powietrzu o wielkości od kilku milimikronów do kilkudziesięciu mikronów - powstałych w wyniku erupcji wulkanów, potężnych sztucznych eksplozji, zanieczyszczeń przez przedsiębiorstwa przemysłowe. Stężenie aerozoli gwałtownie spada wraz z wysokością.

Najbardziej niestabilnym i ważnym 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, ceteris paribus, może znajdować się w atmosferze i odwrotnie. Większość pary wodnej koncentruje się w atmosferze do wysokości 8-10 km. Zawartość pary wodnej w atmosferze zależy od łącznego wpływu procesów parowania, kondensacji i transportu poziomego. Na dużych wysokościach, ze względu na spadek temperatury i kondensację oparów, powietrze jest praktycznie suche.

Atmosfera ziemska, oprócz tlenu cząsteczkowego i atomowego, zawiera niewielką ilość ozonu (patrz), którego stężenie jest bardzo zmienne i zmienia się w zależności od wysokości i pory roku. Większość ozonu jest zawarta w rejonie biegunów pod koniec nocy polarnej na wysokości 15-30 km z gwałtownym spadkiem w górę iw dół. Ozon powstaje w wyniku fotochemicznego oddziaływania ultrafioletowego promieniowania słonecznego na tlen, głównie na wysokościach 20-50 km. W tym przypadku dwuatomowe cząsteczki tlenu rozkładają się częściowo na atomy i łącząc cząsteczki nierozłożone tworzą trójatomowe cząsteczki ozonu (polimerowa, alotropowa forma tlenu).

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

Biologiczne znaczenie gazów atmosfera jest bardzo duża. Dla większości organizmów wielokomórkowych pewna zawartość tlenu cząsteczkowego w środowisku gazowym lub wodnym jest niezbędnym czynnikiem ich istnienia, który podczas oddychania determinuje uwalnianie energii z substancji organicznych powstających 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 pewnego poziomu tlenu w atmosferze; zmiana zawartości tlenu w kierunku zmniejszania lub zwiększania ma niekorzystny wpływ (patrz choroba wysokościowa, hiperoksja, niedotlenienie).

Ozonowo-alotropowa forma tlenu ma również wyraźny efekt biologiczny. W stężeniach nieprzekraczających 0,0001 mg/l, typowych dla terenów kurortowych i nadmorskich, ozon działa leczniczo – pobudza oddychanie i pracę układu krążenia, poprawia sen. Wraz ze wzrostem stężenia ozonu objawia się jego toksyczne działanie: podrażnienie oczu, martwicze zapalenie błon śluzowych dróg oddechowych, zaostrzenie chorób płuc, nerwice autonomiczne. Wchodząc w połączenie z hemoglobiną, ozon tworzy methemoglobinę, co prowadzi do naruszenia funkcji oddechowych krwi; transport tlenu z płuc do tkanek staje się utrudniony, rozwijają się zjawiska uduszenia. 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 swoisty „ekran ozonowy", który chroni wiele organizmów przed szkodliwym działaniem promieniowania ultrafioletowego ze Słońca. Azot w powietrzu atmosferycznym ma ogromne znaczenie biologiczne, przede wszystkim jako źródło tzw. azot związany - zasób pokarmu roślinnego (a docelowo zwierzęcego). O fizjologicznym znaczeniu azotu decyduje jego udział w tworzeniu poziomu ciśnienia atmosferycznego niezbędnego do procesów życiowych. W pewnych warunkach zmian ciśnienia azot odgrywa główną rolę w rozwoju szeregu zaburzeń w organizmie (patrz Choroba dekompresyjna). Założenia, że ​​azot osłabia toksyczne działanie tlenu na organizm i są pobierane z atmosfery nie tylko przez mikroorganizmy, ale także przez zwierzęta wyższe, są kontrowersyjne.

Gazy obojętne atmosfery (ksenon, krypton, argon, neon, hel) przy ciśnieniu cząstkowym, 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 w wyniku fotosyntezy złożonych związków węgla, które w ciągu życia nieustannie powstają, zmieniają się i rozkładają. Ten dynamiczny system jest utrzymywany w wyniku działania glonów i roślin lądowych, które wychwytują energię światła słonecznego i wykorzystują ją do przekształcania dwutlenku węgla (patrz) i wody w różnorodne związki organiczne z uwolnieniem tlenu. Rozszerzanie się biosfery w górę jest częściowo ograniczone faktem, że na wysokościach większych niż 6-7 km rośliny zawierające chlorofil nie mogą żyć z powodu niskiego ciśnienia cząstkowego dwutlenku węgla. Dwutlenek węgla jest również bardzo aktywny pod względem fizjologicznym, ponieważ odgrywa ważną rolę w regulacji procesów metabolicznych, czynności ośrodkowego układu nerwowego, oddychania, krążenia krwi i reżimu tlenowego organizmu. Jednak w regulacji tej pośredniczy wpływ dwutlenku węgla wytwarzanego przez sam organizm, a nie z atmosfery. W tkankach i krwi zwierząt i ludzi ciśnienie cząstkowe dwutlenku węgla jest około 200 razy wyższe niż jego ciśnienie w atmosferze. I tylko przy znacznym wzroście zawartości dwutlenku węgla w atmosferze (ponad 0,6-1%) dochodzi do naruszeń w ciele, oznaczonych terminem hiperkapnia (patrz). Całkowita eliminacja dwutlenku węgla z wdychanego powietrza nie może bezpośrednio oddziaływać niekorzystnie na organizm człowieka i zwierząt.

Dwutlenek węgla odgrywa rolę w pochłanianiu promieniowania długofalowego i utrzymywaniu „efektu cieplarnianego”, który podnosi temperaturę w pobliżu powierzchni Ziemi. Badany jest również problem wpływu na reżimy termiczne i inne atmosfery dwutlenku węgla, który dostaje się do powietrza w ogromnych ilościach jako produkt odpadowy przemysłu.

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

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

Ciśnienie atmosferyczne

Ciśnienie atmosferyczne (barometryczne) to ciśnienie wywierane przez atmosferę pod wpływem grawitacji na powierzchnię Ziemi. Wartość tego ciśnienia w każdym punkcie atmosfery jest równa ciężarowi leżącej nad nią kolumny powietrza o podstawie jednostkowej, rozciągającej się od miejsca pomiaru do granic atmosfery. Ciśnienie atmosferyczne mierzy się barometrem (patrz) i wyraża w milibarach, w niutonach na metr kwadratowy lub wysokości słupka rtęci w barometrze w milimetrach, obniżonej do 0° i normalnej wartości przyspieszenia grawitacyjnego. w tabeli. 2 pokazuje najczęściej używane jednostki ciśnienia atmosferycznego.

Zmiana ciśnienia następuje w wyniku nierównomiernego ogrzewania mas powietrza znajdujących się nad lądem i wodą na różnych szerokościach geograficznych. Wraz ze wzrostem temperatury zmniejsza się gęstość powietrza i wytwarzane przez nie ciśnienie. Ogromne nagromadzenie szybko poruszającego się powietrza o zmniejszonym ciśnieniu (ze spadkiem ciśnienia od obwodu do środka wiru) nazywa się cyklonem, o zwiększonym ciśnieniu (ze wzrostem ciśnienia w kierunku środka wiru) - antycyklon. Dla prognozowania pogody istotne są nieokresowe zmiany ciśnienia atmosferycznego, które zachodzą w przemieszczających się ogromnych masach i są związane z powstawaniem, rozwojem i niszczeniem antycyklonów i cyklonów. Szczególnie duże zmiany ciśnienia atmosferycznego są związane z szybkim ruchem cyklonów tropikalnych. Jednocześnie ciśnienie atmosferyczne może zmieniać się o 30-40 mbar dziennie.

Spadek ciśnienia atmosferycznego w milibarach na odcinku 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 maleje w sposób logarytmiczny: najpierw bardzo gwałtownie, potem coraz mniej zauważalnie (ryc. 1). Dlatego krzywa ciśnienia barometrycznego jest wykładnicza.

Spadek ciśnienia na jednostkę odległości pionowej nazywany jest pionowym gradientem barometrycznym. Często używają odwrotności tego - kroku barometrycznego.

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

gdzie P x ​​to ciśnienie cząstkowe gazu, P z to ciśnienie atmosferyczne na wysokości Z, X% to procent gazu, którego ciśnienie cząstkowe ma zostać określone.

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

Ryż. 2. Zmiana ciśnienia parcjalnego tlenu w powietrzu pęcherzykowym i wysycenie tlenem krwi tętniczej w zależności od zmiany 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 aktywnej świadomości u osoby w minutach na różnych wysokościach po szybkim wzroście podczas oddychania powietrzem (I) i tlenem (II). Na wysokościach powyżej 15 km aktywna świadomość jest równie zaburzona podczas oddychania tlenem i powietrzem. Na wysokości do 15 km oddychanie tlenem znacznie wydłuża okres aktywnej świadomości (eksperyment w komorze ciśnieniowej).

Ponieważ skład procentowy gazów atmosferycznych jest względnie stały, aby określić ciśnienie cząstkowe dowolnego gazu, wystarczy znać całkowite ciśnienie barometryczne na danej wysokości (ryc. 1 i tabela 3).

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

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

Przy określaniu ciśnienia cząstkowego gazu w wilgotnym powietrzu ciśnienie (elastyczność) par nasyconych należy odjąć od ciśnienia barometrycznego.

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

gdzie pH 2 O to elastyczność pary wodnej. W temperaturze t° 37° sprężystość nasyconej pary wodnej wynosi 47 mm Hg. Sztuka. Wartość ta jest wykorzystywana do obliczania ciśnień cząstkowych gazów w powietrzu pęcherzykowym w warunkach gruntowych i wysokogórskich.

Wpływ wysokiego i niskiego ciśnienia krwi na organizm. Zmiany ciśnienia barometrycznego w górę lub w dół mają różny wpływ na organizm zwierząt i ludzi. Wpływ podwyższonego ciśnienia związany jest z mechanicznym i przenikliwym działaniem fizycznym i chemicznym ośrodka gazowego (tzw. efekty kompresyjne i penetracyjne).

Efekt kompresji objawia się: ogólną kompresją objętościową, spowodowaną równomiernym wzrostem sił mechanicznego nacisku na narządy i tkanki; mechanonarkoza spowodowana równomierną kompresją objętościową przy bardzo wysokim ciśnieniu barometrycznym; miejscowy nierównomierny nacisk na tkanki ograniczające jamy zawierające gaz w przypadku upośledzonej komunikacji między powietrzem zewnętrznym a powietrzem w jamie, np. ucho środkowe, jamy nosowe (patrz Barotrauma); wzrost gęstości gazu w zewnętrznym układzie oddechowym, co powoduje wzrost oporu ruchów oddechowych, zwłaszcza podczas wymuszonego oddychania (wysiłek fizyczny, hiperkapnia).

Efekt penetrujący może prowadzić do toksycznego działania tlenu i gazów obojętnych, których wzrost zawartości we krwi i tkankach powoduje reakcję narkotyczną, pierwsze oznaki skaleczenia podczas stosowania mieszaniny azotu z tlenem u ludzi występują przy ciśnienie 4-8 atm. Wzrost ciśnienia parcjalnego tlenu początkowo obniża poziom funkcjonowania układu sercowo-naczyniowego i oddechowego na skutek ustania regulacyjnego efektu hipoksemii fizjologicznej. Wraz ze wzrostem ciśnienia parcjalnego tlenu w płucach o ponad 0,8-1 ata objawia się jego działanie toksyczne (uszkodzenie tkanki płucnej, drgawki, zapaść).

Penetrujące i ściskające działanie podwyższonego ciśnienia ośrodka gazowego znajduje zastosowanie w medycynie klinicznej w leczeniu różnych schorzeń z ogólnymi i miejscowymi zaburzeniami zaopatrzenia w tlen (patrz Baroterapia, Tlenoterapia).

Obniżenie ciśnienia ma jeszcze wyraźniejszy wpływ na organizm. W skrajnie rozrzedzonej atmosferze głównym czynnikiem patogenetycznym prowadzącym do utraty przytomności w ciągu kilku sekund i śmierci w ciągu 4-5 minut jest spadek ciśnienia parcjalnego tlenu we wdychanym powietrzu, a następnie w powietrzu pęcherzykowym, krew i tkanki (ryc. 2 i 3). Umiarkowana hipoksja powoduje rozwój reakcji adaptacyjnych układu oddechowego i hemodynamicznego, mających na celu utrzymanie dopływu tlenu, przede wszystkim do ważnych dla życia narządów (mózg, serce). Przy wyraźnym braku tlenu procesy oksydacyjne są hamowane (z powodu enzymów oddechowych), a tlenowe procesy wytwarzania energii w mitochondriach są zakłócane. Prowadzi to najpierw do załamania funkcji ważnych dla życia narządów, a następnie do nieodwracalnych uszkodzeń strukturalnych i śmierci organizmu. Rozwój reakcji adaptacyjnych i patologicznych, zmiana stanu funkcjonalnego organizmu i wydolność człowieka wraz ze spadkiem ciśnienia atmosferycznego zależy od stopnia i szybkości spadku ciśnienia parcjalnego tlenu we wdychanym powietrzu, czasu pobytu na wysokości, intensywność wykonywanej pracy, początkowy stan organizmu (patrz Choroba wysokościowa).

Spadek ciśnienia na wysokościach (nawet z wykluczeniem braku tlenu) powoduje poważne zaburzenia w organizmie, które łączy pojęcie „zaburzeń dekompresyjnych”, do których zalicza się: wzdęcia wysokościowe, barotitis i barosinusitis, wysokościową chorobę dekompresyjną i rozedmę tkanek na dużych wysokościach.

Wzdęcia na dużych wysokościach rozwijają się z powodu ekspansji gazów w przewodzie pokarmowym ze spadkiem ciśnienia barometrycznego na ścianie brzucha podczas wchodzenia na wysokość 7-12 km lub więcej. Pewne znaczenie ma uwalnianie gazów rozpuszczonych w treści jelitowej.

Ekspansja gazów prowadzi do rozciągnięcia żołądka i jelit, uniesienia przepony, zmiany położenia serca, podrażnienia aparatu receptorowego tych narządów oraz wywołania patologicznych odruchów, które zaburzają oddychanie i krążenie krwi. Często występują ostre bóle brzucha. Podobne zjawiska występują czasami u nurków podczas wynurzania się z głębokości na powierzchnię.

Mechanizm rozwoju barotitis i barosinusitis, objawiający się uczuciem przekrwienia i bólem odpowiednio w uchu środkowym lub w jamach dodatkowych nosa, jest podobny do rozwoju wzdęć wysokościowych.

Spadek ciśnienia, oprócz rozprężenia gazów zawartych w jamach ciała, powoduje również uwolnienie gazów z cieczy i tkanek, w których zostały rozpuszczone pod ciśnieniem na poziomie morza lub na głębokości oraz powstawanie pęcherzyków gazu w organizmie .

Ten proces wydalania rozpuszczonych gazów (przede wszystkim azotu) powoduje rozwój choroby dekompresyjnej (patrz).

Ryż. 4. Zależność temperatury wrzenia wody od wysokości i ciśnienia barometrycznego. Liczby ciśnienia znajdują się poniżej odpowiednich liczb wysokości.

Wraz ze spadkiem ciśnienia atmosferycznego temperatura wrzenia cieczy spada (ryc. 4). Na wysokości powyżej 19 km, gdzie ciśnienie barometryczne jest równe (lub mniejsze) sprężystości par nasyconych w temperaturze ciała (37°), może dojść do „wrzenia” płynu śródmiąższowego i międzykomórkowego organizmu, w wyniku czego w 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. Wysokość „wrzenia” nie wpływa na struktury komórkowe, jest zlokalizowana tylko w płynie międzykomórkowym i krwi.

Masywne bąbelki pary mogą blokować pracę serca i krążenie krwi oraz zaburzać funkcjonowanie ważnych układów i narządów. Jest to poważne powikłanie ostrego głodu tlenu, który rozwija się na dużych wysokościach. Zapobieganie rozedmie tkanek na dużych wysokościach można osiągnąć poprzez wytworzenie zewnętrznego przeciwciśnienia na ciele za pomocą sprzętu do pracy na dużych wysokościach.

Sam proces obniżania ciśnienia barometrycznego (dekompresji) poniżej określonych parametrów może stać się czynnikiem niszczącym. W zależności od prędkości dekompresja dzieli się na płynną (wolną) i eksplozywną. To ostatnie trwa mniej niż 1 sekundę i towarzyszy mu silny huk (jak przy strzale), powstawanie mgły (kondensacja pary wodnej w wyniku ochłodzenia rozprężającego się powietrza). Zazwyczaj wybuchowa dekompresja występuje na wysokościach, gdy pęka szyba ciśnieniowego kokpitu lub kombinezonu ciśnieniowego.

Podczas dekompresji wybuchowej w pierwszej kolejności cierpią płuca. Gwałtowny wzrost nadciśnienia śródpłucnego (powyżej 80 mm Hg) prowadzi do znacznego rozciągnięcia tkanki płucnej, co może spowodować pęknięcie płuc (z ich 2,3-krotnym rozszerzeniem). Wybuchowa dekompresja może również spowodować uszkodzenie przewodu pokarmowego. Wielkość nadciśnienia występującego w płucach będzie w dużej mierze zależała od szybkości wypływu z nich powietrza podczas dekompresji oraz objętości powietrza w płucach. Jest to szczególnie niebezpieczne, gdy górne drogi oddechowe w czasie dekompresji okazują się zamknięte (podczas połykania, wstrzymywania oddechu) lub dekompresja zbiega się z fazą głębokiego wdechu, kiedy płuca są wypełnione dużą ilością powietrza.

Temperatura atmosferyczna

Temperatura atmosfery początkowo spada 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).

Tablica 4. ZMIANY PIONOWEGO GRADIENTA TEMPERATUR NA ŚRODKOWYM PASIE TERYTORIUM ZSRR

Ryż. 5. Zmiana temperatury atmosfery na różnych wysokościach. Granice sfer zaznaczono linią przerywaną.

Na wysokości 11 - 25 km temperatura staje się stała 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°C), a następnie stopniowo wzrasta i osiąga 270°C na wysokości 120 km, 800°C na wysokości 220 km, 1500 °C na wysokości 300 km i

na granicy z kosmosem - 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 mała. W tych warunkach przenoszenie ciepła z jednego ciała do drugiego odbywa się tylko poprzez promieniowanie. Wszystkie rozważane zmiany temperatury w atmosferze są związane z pochłanianiem przez masy powietrza energii cieplnej Słońca - bezpośredniej i odbitej.

W dolnej części atmosfery w pobliżu powierzchni Ziemi rozkład temperatury zależy od napływu promieniowania słonecznego i dlatego ma głównie równoleżnikowy charakter, to znaczy linie jednakowej temperatury – izotermy – są równoległe do szerokości geograficznych. Ponieważ atmosfera w niższych warstwach jest ogrzewana z powierzchni ziemi, na poziomą zmianę temperatury duży wpływ ma rozmieszczenie kontynentów i oceanów, których właściwości termiczne są różne. Zwykle w podręcznikach podaje się temperaturę mierzoną podczas sieciowych obserwacji meteorologicznych termometrem zainstalowanym na wysokości 2 m nad powierzchnią gleby. Najwyższe temperatury (do 58°C) notuje się na pustyniach Iranu, a w ZSRR na południu Turkmenistanu (do 50°C), najniższe (do -87°C) na Antarktydzie i w ZSRR - w rejonie Wierchojańska i Ojmyakonu (do -68°). Zimą pionowy gradient temperatury w niektórych przypadkach zamiast 0,6° może przekroczyć 1° na 100 m lub nawet przyjąć wartość ujemną. W ciągu dnia w ciepłym sezonie może wynosić kilkadziesiąt stopni na 100 m. Występuje również poziomy gradient temperatury, który zwykle określa się jako odległość 100 km wzdłuż normalnej do izotermy. Wielkość poziomego gradientu temperatury wynosi dziesiątki stopnia na 100 km, aw strefach czołowych może przekraczać 10° na 100 m.

Ciało ludzkie jest w stanie utrzymać homeostazę termiczną (patrz) w dość wąskim zakresie wahań temperatury zewnętrznej - od 15 do 45 °. Znaczne różnice w temperaturze atmosfery w pobliżu Ziemi i na wysokości wymagają stosowania specjalnych ochronnych środków technicznych zapewniających równowagę termiczną między ciałem człowieka a otoczeniem 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 na równiku do 17-18 km, na biegunach - do 7-8 km, na średnich szerokościach geograficznych - do 12-16 km. Troposfera charakteryzuje się wykładniczym spadkiem ciśnienia, obecnością stałego pionowego gradientu temperatury, poziomymi i pionowymi ruchami mas powietrza oraz znacznymi zmianami wilgotności powietrza. Troposfera zawiera większość atmosfery, a także znaczną część biosfery; tutaj powstają wszystkie główne rodzaje chmur, tworzą się masy powietrza i fronty, rozwijają się cyklony i antycyklony. W troposferze na skutek odbijania się promieni słonecznych od pokrywy śnieżnej Ziemi i ochładzania powierzchniowych warstw powietrza następuje tzw. inwersja, czyli wzrost temperatury w atmosferze od dna w górę zamiast zwykłego spadku.

W okresie ciepłym w troposferze występuje ciągłe turbulentne (losowe, chaotyczne) mieszanie się mas powietrza i przenoszenie ciepła przez strumienie powietrza (konwekcja). Konwekcja niszczy mgły i zmniejsza zawartość pyłu w niższych warstwach atmosfery.

Druga warstwa atmosfery to stratosfera.

Zaczyna się od troposfery jako wąska strefa (1-3 km) o stałej temperaturze (tropopauza) i rozciąga się na wysokości około 80 km. Cechą stratosfery jest postępujące rozrzedzenie powietrza, wyjątkowo duże natężenie promieniowania ultrafioletowego, brak pary wodnej, obecność dużej ilości ozonu oraz stopniowy wzrost temperatury. Wysoka zawartość ozonu powoduje szereg zjawisk optycznych (miraży), powoduje odbijanie dźwięków oraz ma znaczący wpływ na intensywność i skład widmowy promieniowania elektromagnetycznego. W stratosferze następuje ciągłe mieszanie powietrza, więc jego skład jest podobny do powietrza w troposferze, chociaż jego gęstość w górnych granicach stratosfery jest wyjątkowo niska. W stratosferze dominują wiatry zachodnie, aw górnej strefie następuje przejście do wiatrów wschodnich.

Trzecia warstwa atmosfery to jonosfera, który zaczyna się od stratosfery i rozciąga się na wysokości 600-800 km.

Charakterystycznymi cechami jonosfery są ekstremalne rozrzedzenie ośrodka 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 wyższych 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 obojętne cząsteczki z tworzeniem jonów ujemnych. Na jonizację jonosfery mają wpływ meteoryty, promieniowanie korpuskularne, rentgenowskie i gamma Słońca, a także procesy sejsmiczne na Ziemi (trzęsienia ziemi, erupcje wulkanów, potężne eksplozje), które generują w jonosferze fale akustyczne, które zwiększyć amplitudę i prędkość oscylacji cząstek atmosferycznych i przyczynić się do jonizacji cząsteczek i atomów gazu (patrz Aerojonizacja).

Przewodnictwo elektryczne w jonosferze, związane z wysokim stężeniem jonów i elektronów, jest bardzo wysokie. Zwiększona przewodność elektryczna jonosfery odgrywa ważną rolę w odbijaniu fal radiowych i występowaniu zórz polarnych.

Jonosfera to obszar lotów sztucznych satelitów Ziemi i międzykontynentalnych pocisków balistycznych. Obecnie medycyna kosmiczna bada możliwy wpływ na organizm ludzki warunków lotu w tej części atmosfery.

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

Podział atmosfery na 4 warstwy jest bardzo dowolny. Tak więc, zgodnie z parametrami elektrycznymi, cała grubość atmosfery jest podzielona na 2 warstwy: neutrosferę, w której dominują cząstki neutralne, oraz jonosferę. Temperatura rozróżnia troposferę, stratosferę, mezosferę i termosferę, oddzielone odpowiednio tropo-, strato- i mezopauzą. Warstwa atmosfery znajdująca się na wysokości od 15 do 70 km i charakteryzująca się wysoką zawartością ozonu nazywana jest ozonosferą.

Ze względów praktycznych wygodnie jest zastosować międzynarodową atmosferę standardową (MCA), dla której akceptowane są następujące warunki: ciśnienie na poziomie morza w 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, które powodują opady, zachodzą głównie w troposferze. Chmury troposferyczne pokrywają zazwyczaj około 50% powierzchni całej kuli ziemskiej, natomiast chmury w stratosferze (na wysokości 20-30 km) oraz w pobliżu mezopauzy, zwane odpowiednio obłokami masy perłowej i srebrzystymi, są obserwowane stosunkowo rzadko. W wyniku kondensacji pary wodnej w troposferze tworzą się chmury i występują opady atmosferyczne.

Ze względu na charakter opadów, opady dzielą się na 3 rodzaje: ciągłe, ulewne, mżące. Ilość opadów zależy od grubości warstwy spadającej wody w milimetrach; opady są mierzone za pomocą deszczomierzy i mierników opadów. Intensywność opadów wyrażana jest w milimetrach na minutę.

Rozkład opadów w określonych porach roku i dniach, jak również na terytorium, jest bardzo nierównomierny, co wynika z cyrkulacji atmosfery i wpływu powierzchni Ziemi. I tak na Hawajach rocznie spada średnio 12 000 mm, aw najbardziej suchych regionach Peru i Sahary opady nie przekraczają 250 mm, a czasem nie spadają przez kilka lat. W rocznej dynamice opadów wyróżnia się typy: równikowe - z maksimum opadów 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; kontynentalne umiarkowane szerokości geograficzne - z maksimum opadów w lecie; morskie umiarkowane szerokości geograficzne - z maksymalnymi opadami w zimie.

Cały zespół atmosferyczno-fizyczny czynników klimatycznych i meteorologicznych składających się na pogodę jest szeroko stosowany w celu promowania zdrowia, hartowania i do celów leczniczych (patrz Klimatoterapia). Oprócz tego ustalono, że gwałtowne wahania tych czynników atmosferycznych mogą niekorzystnie wpływać na procesy fizjologiczne w organizmie, powodując rozwój różnych stanów patologicznych i zaostrzenie chorób, które nazywane są reakcjami meteotropowymi (patrz Klimatopatologia). Szczególne znaczenie w tym zakresie mają częste, długotrwałe zaburzenia atmosfery oraz gwałtowne wahania czynników meteorologicznych.

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

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

Wpływ wysokiego i niskiego ciśnienia krwi na organizm- Armstrong G. Medycyna lotnicza, przeł. z ang. M., 1954, bibliogr.; Saltsman GL Fizjologiczne podstawy przebywania człowieka w warunkach podwyższonego ciśnienia gazów otoczenia, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D. I. i Khromushkin A. I. Systemy podtrzymywania życia człowieka podczas lotów na dużych wysokościach iw kosmosie, M., 1968, bibliogr.; Isakov P. K. itp. Teoria i praktyka medycyny lotniczej, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. i Chernyakov I. N. Tlen z tkanin przy ekstremalnych czynnikach lotu, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Medycyna podwodna, przeł. z angielskiego, M., 1971, bibliografia; Busby DE Space medycyna kliniczna, Dordrecht, 1968.

IH Chernyakov, MT Dmitriev, SI Nepomnyashchy.