Temperatur i olika lager av atmosfären. Jordens ozonskikt

Jordens atmosfär är ett skal av luft.

Förekomsten av en speciell boll ovanför jordens yta bevisades av de gamla grekerna, som kallade atmosfären för en ång- eller gasboll.

Detta är en av planetens geosfärer, utan vilken existensen av allt levande inte skulle vara möjligt.

Var är atmosfären

Atmosfären omger planeterna med ett tätt lager av luft, med start från jordens yta. Den kommer i kontakt med hydrosfären, täcker litosfären och sträcker sig långt ut i rymden.

Vad består atmosfären av?

Jordens luftskikt består huvudsakligen av luft, vars totala massa når 5,3 * 1018 kilo. Av dessa är den sjuka delen torr luft, och mycket mindre är vattenånga.

Över havet är atmosfärens densitet 1,2 kilogram per kubikmeter. Temperaturen i atmosfären kan nå –140,7 grader, luft löses i vatten vid noll temperatur.

Atmosfären består av flera lager:

• Troposfär;
• Tropopaus;
• Stratosfär och stratopaus;
• Mesosfär och mesopaus;
• En speciell linje över havet som kallas Karmanlinjen;
• Termosfär och termopaus;
• Spridningszon eller exosfär.

Varje lager har sina egna egenskaper; de är sammankopplade och säkerställer att planetens lufthölje fungerar.

Atmosfärens gränser

Atmosfärens lägsta kant passerar genom hydrosfären och litosfärens övre skikt. Den övre gränsen börjar i exosfären, som ligger 700 kilometer från planetens yta och kommer att nå 1,3 tusen kilometer.

Enligt vissa rapporter når atmosfären 10 tusen kilometer. Forskare var överens om att den övre gränsen för luftlagret borde vara Karmanlinjen, eftersom flygteknik inte längre är möjlig här.

Tack vare ständiga studier på detta område har forskare fastställt att atmosfären kommer i kontakt med jonosfären på en höjd av 118 kilometer.

Kemisk sammansättning

Detta lager av jorden består av gaser och gasformiga föroreningar, som inkluderar förbränningsrester, havssalt, is, vatten och damm. Sammansättningen och massan av gaser som kan hittas i atmosfären förändras nästan aldrig, bara koncentrationen av vatten och koldioxid förändras.

Vattnets sammansättning kan variera från 0,2 procent till 2,5 procent, beroende på latitud. Ytterligare grundämnen är klor, kväve, svavel, ammoniak, kol, ozon, kolväten, saltsyra, vätefluorid, vätebromid, vätejodid.

En separat del är upptagen av kvicksilver, jod, brom och kväveoxid. Dessutom finns flytande och fasta partiklar som kallas aerosol i troposfären. En av de sällsynta gaserna på planeten, radon, finns i atmosfären.

När det gäller kemisk sammansättning upptar kväve mer än 78% av atmosfären, syre - nästan 21%, koldioxid - 0,03%, argon - nästan 1%, den totala mängden av ämnet är mindre än 0,01%. Denna luftsammansättning bildades när planeten först dök upp och började utvecklas.

Med tillkomsten av människan, som gradvis övergick till produktion, förändrades den kemiska sammansättningen. Framför allt ökar mängden koldioxid hela tiden.

Atmosfärens funktioner

Gaser i luftskiktet utför en mängd olika funktioner. För det första absorberar de strålar och strålningsenergi. För det andra påverkar de bildandet av temperatur i atmosfären och på jorden. För det tredje säkerställer den livet och dess förlopp på jorden.

Dessutom ger detta lager termoreglering, vilket bestämmer väder och klimat, värmefördelningssätt och atmosfärstryck. Troposfären hjälper till att reglera flödet av luftmassor, bestämma vattnets rörelse och värmeväxlingsprocesser.

Atmosfären interagerar ständigt med litosfären och hydrosfären, vilket ger geologiska processer. Den viktigaste funktionen är att den ger skydd mot damm av meteorit ursprung, från inflytande från rymden och solen.

Data

• Syre tillhandahålls på jorden genom nedbrytning av organiskt material i fast berg, vilket är mycket viktigt vid utsläpp, nedbrytning av bergarter och oxidation av organismer.
• Koldioxid hjälper fotosyntesen att inträffa och bidrar också till överföringen av korta vågor av solstrålning och absorptionen av långa värmevågor. Om detta inte händer, observeras den så kallade växthuseffekten.
• Ett av de största problemen i samband med atmosfären är föroreningar, som uppstår på grund av driften av fabriker och bilutsläpp. Därför har många länder infört särskild miljökontroll och på internationell nivå genomförs särskilda mekanismer för att reglera utsläppen och växthuseffekten.

Gashöljet runt jordklotet kallas atmosfären och gasen som bildar det kallas luft. Beroende på olika fysikaliska och kemiska egenskaper är atmosfären uppdelad i lager. Vad är de, lager av atmosfären?

Temperaturlager i atmosfären

Beroende på avståndet från jordens yta ändras atmosfärens temperatur och därför är den uppdelad i följande lager:
Troposfär. Detta är det "lägsta" temperaturlagret i atmosfären. På mitten av breddgraderna är dess höjd 10-12 kilometer, och i tropikerna - 15-16 kilometer. I troposfären sjunker temperaturen på atmosfärisk luft med ökande höjd, i genomsnitt med cirka 0,65°C för varje 100:e meter.
Stratosfär. Detta lager ligger ovanför troposfären, i höjdområdet 11-50 kilometer. Mellan troposfären och stratosfären finns ett övergångsskikt i atmosfären - tropopausen. Den genomsnittliga lufttemperaturen i tropopausen är -56,6°C, i den tropiska regionen -80,5°C på vintern och -66,5°C på sommaren. Temperaturen i själva stratosfärens nedre skikt sjunker långsamt med i genomsnitt 0,2°C för varje 100:e meter, och det övre skiktet ökar och vid stratosfärens övre gräns är lufttemperaturen redan 0°C.
Mesosfären. I höjdområdet 50-95 kilometer, ovanför stratosfären, ligger mesosfärens atmosfäriska skikt. Den skiljs från stratosfären av stratopausen. Temperaturen i mesosfären minskar med ökande höjd, i genomsnitt är minskningen 0,35°C för varje 100:e meter.
Termosfär. Detta atmosfäriska skikt ligger ovanför mesosfären och separeras från det av mesopausen. Mesopaustemperaturen sträcker sig från -85 till -90°C, men med ökande höjd värms termosfären intensivt upp och i höjdområdet 200-300 kilometer når den 1500°C, varefter den inte förändras. Uppvärmning av termosfären sker som ett resultat av absorptionen av ultraviolett strålning från solen av syre.

Atmosfärens lager uppdelat efter gassammansättning

Baserat på gassammansättningen delas atmosfären in i homosfär och heterosfär. Homosfären är det nedre lagret av atmosfären och dess gassammansättning är homogen. Den övre gränsen för detta lager passerar på en höjd av 100 kilometer.

Heterosfären ligger i höjdområdet från homosfären till atmosfärens yttre gräns. Dess gassammansättning är heterogen, eftersom under påverkan av sol- och kosmisk strålning sönderfaller heterosfärens luftmolekyler i atomer (fotodissociationsprocessen).

I heterosfären, när molekyler sönderfaller till atomer, frigörs laddade partiklar - elektroner och joner, som skapar ett lager av joniserad plasma - jonosfären. Jonosfären ligger från den övre gränsen av homosfären till höjder på 400-500 kilometer; den har egenskapen att reflektera radiovågor, vilket gör att vi kan utföra radiokommunikation.

Över 800 kilometer börjar molekyler av lätta atmosfäriska gaser att fly ut i rymden, och detta atmosfäriska skikt kallas exosfären.

Atmosfärens lager och ozonhalt

Den maximala mängden ozon (kemisk formel O3) finns i atmosfären på en höjd av 20-25 kilometer. Detta beror på den stora mängden syre i luften och förekomsten av hård solstrålning. Dessa skikt av atmosfären kallas ozonosfären. Under ozonosfären minskar ozonhalten i atmosfären.

jordens ATMOSFÄR(grekisk atmosånga + sphairasfär) - ett gasformigt skal som omger jorden. Atmosfärens massa är cirka 5,15 10 15 Atmosfärens biologiska betydelse är enorm. I atmosfären sker mass- och energiutbyte mellan levande och livlös natur, mellan flora och fauna. Atmosfäriskt kväve absorberas av mikroorganismer; Från koldioxid och vatten, med hjälp av solens energi, syntetiserar växter organiska ämnen och frigör syre. Närvaron av en atmosfär säkerställer bevarandet av vatten på jorden, vilket också är ett viktigt villkor för existensen av levande organismer.

Studier utförda med geofysiska raketer på hög höjd, konstgjorda jordsatelliter och interplanetära automatiska stationer har fastställt att jordens atmosfär sträcker sig över tusentals kilometer. Atmosfärens gränser är instabila, de påverkas av månens gravitationsfält och trycket från flödet av solstrålar. Ovanför ekvatorn i området för jordens skugga når atmosfären höjder på cirka 10 000 km, och ovanför polerna är dess gränser 3 000 km bort från jordens yta. Större delen av atmosfären (80-90%) är belägen inom höjder på upp till 12-16 km, vilket förklaras av den exponentiella (icke-linjära) karaktären av minskningen av densiteten (rarefaktion) av dess gasformiga miljö när höjden ökar över havsnivå.

Förekomsten av de flesta levande organismer under naturliga förhållanden är möjlig inom ännu smalare gränser av atmosfären, upp till 7-8 km, där den nödvändiga kombinationen av atmosfäriska faktorer som gassammansättning, temperatur, tryck och luftfuktighet äger rum. Luftens rörelse och jonisering, nederbörd och atmosfärens elektriska tillstånd är också av hygienisk betydelse.

Gassammansättning

Atmosfären är en fysisk blandning av gaser (tabell 1), huvudsakligen kväve och syre (78,08 och 20,95 vol.%). Förhållandet mellan atmosfäriska gaser är nästan detsamma upp till höjder på 80-100 km. Konstansen för huvuddelen av atmosfärens gassammansättning bestäms av den relativa balanseringen av gasutbytesprocesser mellan levande och livlös natur och den kontinuerliga blandningen av luftmassor i horisontella och vertikala riktningar.

Tabell 1. EGENSKAPER FÖR DEN KEMISKA SAMMANSÄTTNINGEN AV TORRA ATMOSFÄRISK LUFT PÅ JORDENS YTA

På höjder över 100 km sker en förändring i andelen enskilda gaser som är associerade med deras diffusa skiktning under påverkan av gravitation och temperatur. Dessutom, under påverkan av kortvågig ultraviolett och röntgenstrålning på en höjd av 100 km eller mer, dissocierar molekyler av syre, kväve och koldioxid till atomer. På höga höjder finns dessa gaser i form av starkt joniserade atomer.

Halten av koldioxid i atmosfären i olika delar av jorden är mindre konstant, vilket delvis beror på den ojämna fördelningen av stora industriföretag som förorenar luften, samt den ojämna fördelningen av vegetation och vattenbassänger på jorden som absorberar koldioxid. Också varierande i atmosfären är innehållet av aerosoler (se) - partiklar suspenderade i luften som varierar i storlek från flera millimikroner till flera tiotals mikron - som bildas som ett resultat av vulkanutbrott, kraftiga konstgjorda explosioner och föroreningar från industriföretag. Koncentrationen av aerosoler minskar snabbt med höjden.

Den mest variabla och viktigaste av atmosfärens variabla komponenter är vattenånga, vars koncentration på jordens yta kan variera från 3% (i tropikerna) till 2 × 10 -10% (i Antarktis). Ju högre lufttemperatur, desto mer fukt kan, allt annat lika, finnas i atmosfären och vice versa. Huvuddelen av vattenångan är koncentrerad i atmosfären till höjder av 8-10 km. Innehållet av vattenånga i atmosfären beror på den kombinerade påverkan av avdunstning, kondensering och horisontell transport. På höga höjder, på grund av minskningen i temperatur och kondensering av ångor, är luften nästan torr.

Jordens atmosfär innehåller, förutom molekylärt och atomärt syre, även små mängder ozon (se), vars koncentration är mycket varierande och varierar beroende på höjd och tid på året. Det mesta av ozon finns i polområdet mot slutet av polarnatten på en höjd av 15-30 km med en kraftig minskning upp och ner. Ozon uppstår som ett resultat av den fotokemiska effekten av ultraviolett solstrålning på syre, främst på höjder av 20-50 km. Diatomiska syremolekyler sönderfaller delvis till atomer och förenar oupplösta molekyler och bildar triatomiska ozonmolekyler (en polymer, allotrop form av syre).

Närvaron i atmosfären av en grupp så kallade inerta gaser (helium, neon, argon, krypton, xenon) är förknippad med den kontinuerliga förekomsten av naturliga radioaktiva sönderfallsprocesser.

Gasernas biologiska betydelse atmosfären är mycket bra. För de flesta flercelliga organismer är ett visst innehåll av molekylärt syre i en gas- eller vattenmiljö en oumbärlig faktor i deras existens, som under andning bestämmer frigörandet av energi från organiska ämnen som ursprungligen skapades under fotosyntesen. Det är ingen slump att biosfärens övre gränser (en del av jordklotet och den nedre delen av atmosfären där liv finns) bestäms av närvaron av en tillräcklig mängd syre. I evolutionsprocessen har organismer anpassat sig till en viss nivå av syre i atmosfären; en förändring av syrehalten, antingen minskande eller ökande, har en negativ effekt (se Höjdsjuka, Hyperoxi, Hypoxi).

Ozonallotropa formen av syre har också en uttalad biologisk effekt. Vid koncentrationer som inte överstiger 0,0001 mg/l, vilket är typiskt för semesterorter och havskuster, har ozon en läkande effekt - det stimulerar andning och kardiovaskulär aktivitet och förbättrar sömnen. Med en ökning av ozonkoncentrationen uppträder dess toxiska effekt: ögonirritation, nekrotisk inflammation i slemhinnorna i luftvägarna, förvärring av lungsjukdomar, autonoma neuroser. I kombination med hemoglobin bildar ozon methemoglobin, vilket leder till störningar av blodets andningsfunktion; överföringen av syre från lungorna till vävnaderna blir svår, och kvävning utvecklas. Atomiskt syre har en liknande negativ effekt på kroppen. Ozon spelar en betydande roll för att skapa de termiska regimerna för olika skikt av atmosfären på grund av den extremt starka absorptionen av solstrålning och markstrålning. Ozon absorberar ultravioletta och infraröda strålar mest intensivt. Solstrålar med våglängder mindre än 300 nm absorberas nästan helt av atmosfäriskt ozon. Jorden är alltså omgiven av ett slags ”ozonskärm” som skyddar många organismer från de destruktiva effekterna av ultraviolett strålning från solen.Kväve i atmosfärens luft är av stor biologisk betydelse, främst som en källa till den s.k. fixerat kväve - en resurs av vegetabilisk (och i slutändan animalisk) mat. Den fysiologiska betydelsen av kväve bestäms av dess deltagande i att skapa den nivå av atmosfärstryck som är nödvändig för livsprocesser. Under vissa förhållanden med tryckförändringar spelar kväve en stor roll i utvecklingen av ett antal störningar i kroppen (se Tryckfallssjuka). Antaganden om att kväve försvagar den toxiska effekten av syre på kroppen och absorberas från atmosfären inte bara av mikroorganismer, utan också av högre djur, är kontroversiella.

Atmosfärens inerta gaser (xenon, krypton, argon, neon, helium) vid det partialtryck de skapar under normala förhållanden kan klassificeras som biologiskt likgiltiga gaser. Med en betydande ökning av partialtrycket har dessa gaser en narkotisk effekt.

Närvaron av koldioxid i atmosfären säkerställer ackumulering av solenergi i biosfären genom fotosyntes av komplexa kolföreningar, som kontinuerligt uppstår, förändras och sönderfaller under livet. Detta dynamiska system upprätthålls av aktiviteten hos alger och landväxter, som fångar energin från solljus och använder den för att omvandla koldioxid (se) och vatten till en mängd olika organiska föreningar, vilket frigör syre. Biosfärens utbredning uppåt begränsas delvis av att på höjder över 6-7 km kan klorofyllhaltiga växter inte leva på grund av det låga partialtrycket av koldioxid. Koldioxid är också mycket aktiv fysiologiskt, eftersom den spelar en viktig roll i regleringen av metaboliska processer, aktiviteten i det centrala nervsystemet, andning, blodcirkulation och syreregimen i kroppen. Denna reglering förmedlas dock av påverkan av koldioxid som produceras av kroppen själv och inte kommer från atmosfären. I vävnader och blod hos djur och människor är koldioxidens partialtryck ungefär 200 gånger högre än dess tryck i atmosfären. Och endast med en signifikant ökning av koldioxidhalten i atmosfären (mer än 0,6-1%) observeras störningar i kroppen, betecknade med termen hyperkapni (se). Fullständig eliminering av koldioxid från inandningsluften kan inte direkt ha en negativ effekt på människokroppen och djuren.

Koldioxid spelar en roll för att absorbera långvågig strålning och upprätthålla "växthuseffekten" som ökar temperaturen på jordens yta. Problemet med påverkan på termiska och andra atmosfäriska förhållanden av koldioxid, som kommer in i luften i enorma mängder som industriavfall, studeras också.

Atmosfärisk vattenånga (luftfuktighet) påverkar också människokroppen, särskilt värmeväxlingen med miljön.

Som ett resultat av kondensering av vattenånga i atmosfären bildas moln och nederbörd (regn, hagel, snö) faller. Vattenånga, som sprider solstrålning, deltar i skapandet av jordens termiska regimen och de lägre skikten av atmosfären och i bildandet av meteorologiska förhållanden.

Atmosfärstryck

Atmosfäriskt tryck (barometriskt) är det tryck som atmosfären utövar under påverkan av gravitationen på jordens yta. Storleken på detta tryck vid varje punkt i atmosfären är lika med vikten av den överliggande luftpelaren med en enda bas, som sträcker sig över mätplatsen till atmosfärens gränser. Atmosfärstrycket mäts med en barometer (cm) och uttrycks i millibar, i newton per kvadratmeter eller höjden på kvicksilverkolonnen i en barometer i millimeter, reducerat till 0° och normalvärdet för tyngdaccelerationen. I tabell Tabell 2 visar de mest använda måttenheterna för atmosfärstryck.

Tryckförändringar uppstår på grund av ojämn uppvärmning av luftmassor som ligger över land och vatten på olika geografiska breddgrader. När temperaturen stiger minskar luftens densitet och trycket den skapar. En enorm ansamling av snabbt rörlig luft med lågt tryck (med en minskning av trycket från periferin till mitten av virveln) kallas en cyklon, med högt tryck (med en ökning av trycket mot mitten av virveln) - en anticyklon. För väderprognoser är icke-periodiska förändringar i atmosfärstrycket som sker i rörliga stora massor och är förknippade med uppkomsten, utvecklingen och förstörelsen av anticykloner och cykloner viktiga. Särskilt stora förändringar i atmosfärstryck är förknippade med den snabba rörelsen av tropiska cykloner. I det här fallet kan atmosfärstrycket ändras med 30-40 mbar per dag.

Fallet i atmosfärstryck i millibar över en sträcka av 100 km kallas den horisontella barometriska gradienten. Typiskt är den horisontella barometriska gradienten 1-3 mbar, men i tropiska cykloner ökar den ibland till tiotals millibar per 100 km.

Med ökande höjd minskar atmosfärstrycket logaritmiskt: först mycket kraftigt och sedan mindre och mindre märkbart (fig. 1). Därför är kurvan för barometrisk tryckförändring exponentiell.

Minskningen av trycket per enhet vertikalt avstånd kallas den vertikala barometriska gradienten. Ofta använder de dess omvända värde - det barometriska stadiet.

Eftersom barometertrycket är summan av partialtrycken för de gaser som bildar luft, är det uppenbart att med en ökning av höjden, tillsammans med en minskning av atmosfärens totala tryck, partialtrycket för de gaser som utgör luften minskar också. Partialtrycket för eventuell gas i atmosfären beräknas med formeln

där P x ​​är gasens partialtryck, P z är atmosfärstrycket på höjden Z, X% är procentandelen gas vars partialtryck ska bestämmas.

Ris. 1. Förändring av barometertryck beroende på höjd över havet.

Ris. 2. Förändringar i syrepartialtrycket i alveolärluften och mättnaden av artärblod med syre beroende på höjdförändringar vid andning av luft och syre. Andning av syre börjar på en höjd av 8,5 km (experimentera i en tryckkammare).

Ris. 3. Jämförande kurvor av medelvärden för aktivt medvetande hos en person i minuter på olika höjder efter en snabb uppstigning medan du andas luft (I) och syre (II). På höjder över 15 km försämras det aktiva medvetandet lika mycket när man andas syre och luft. På höjder upp till 15 km förlänger syrgasandningen avsevärt perioden med aktivt medvetande (experiment i en tryckkammare).

Eftersom den procentuella sammansättningen av atmosfäriska gaser är relativt konstant behöver du bara veta det totala barometertrycket på en given höjd för att bestämma partialtrycket för någon gas (fig. 1 och tabell 3).

Tabell 3. TABELL ÖVER STANDARDATMOSFÄR (GOST 4401-64) 1

1 Ges i förkortad form och kompletteras med kolumnen "Syrgas partialtryck".

När man bestämmer partialtrycket för en gas i fuktig luft är det nödvändigt att subtrahera trycket (elasticiteten) hos mättade ångor från värdet på barometertrycket.

Formeln för att bestämma gasens partialtryck i fuktig luft kommer att vara något annorlunda än för torr luft:

där pH 2 O är vattenångtrycket. Vid t° 37° är trycket för mättad vattenånga 47 mm Hg. Konst. Detta värde används för att beräkna partialtrycket för alveolära luftgaser i mark- och höghöjdsförhållanden.

Effekten av högt och lågt blodtryck på kroppen. Förändringar i barometertrycket uppåt eller nedåt har en mängd olika effekter på kroppen hos djur och människor. Effekten av ökat tryck är förknippad med den mekaniska och penetrerande fysiska och kemiska verkan av den gasformiga miljön (de så kallade kompressions- och penetrerande effekterna).

Kompressionseffekten manifesteras av: allmän volymetrisk kompression orsakad av en enhetlig ökning av mekaniska tryckkrafter på organ och vävnader; mekanonarkos orsakad av enhetlig volymetrisk kompression vid mycket högt barometertryck; lokalt ojämnt tryck på vävnader som begränsar gasinnehållande kaviteter när det finns en bruten förbindelse mellan uteluften och luften i kaviteten, till exempel mellanörat, paranasala kaviteter (se Barotrauma); en ökning av gasdensiteten i det yttre andningssystemet, vilket orsakar en ökning av motståndet mot andningsrörelser, särskilt vid forcerad andning (fysisk stress, hyperkapni).

Den penetrerande effekten kan leda till den toxiska effekten av syre och likgiltiga gaser, en ökning av innehållet i blodet och vävnaderna orsakar en narkotisk reaktion; de första tecknen på ett skärsår vid användning av en kväve-syreblandning hos människor uppträder vid en tryck på 4-8 atm. En ökning av syrepartialtrycket minskar initialt funktionsnivån för hjärt- och kärl- och andningssystemen på grund av avstängningen av den reglerande påverkan av fysiologisk hypoxemi. När partialtrycket av syre i lungorna ökar med mer än 0,8-1 ata uppträder dess toxiska effekt (skada på lungvävnad, kramper, kollaps).

De penetrerande och kompressionseffekterna av ökat gastryck används inom klinisk medicin vid behandling av olika sjukdomar med allmän och lokal försämring av syretillförseln (se Baroterapi, Syreterapi).

En minskning av trycket har en ännu mer uttalad effekt på kroppen. Under förhållanden med extremt sällsynt atmosfär är den huvudsakliga patogenetiska faktorn som leder till förlust av medvetande på några sekunder och till döden på 4-5 minuter en minskning av syrepartialtrycket i inandningsluften och sedan i alveolären. luft, blod och vävnader (fig. 2 och 3). Måttlig hypoxi orsakar utvecklingen av adaptiva reaktioner av andnings- och hemodynamiska system, som syftar till att upprätthålla syretillförseln främst till vitala organ (hjärna, hjärta). Med en uttalad brist på syre hämmas oxidativa processer (på grund av respiratoriska enzymer), och aeroba processer för energiproduktion i mitokondrier störs. Detta leder först till störningar av vitala organs funktioner, och sedan till irreversibla strukturella skador och kroppens död. Utvecklingen av adaptiva och patologiska reaktioner, förändringar i kroppens funktionella tillstånd och mänsklig prestation när atmosfärstrycket minskar bestäms av graden och hastigheten av minskningen av partialtrycket av syre i inandningsluften, varaktigheten av vistelsen på höjden, intensiteten av det utförda arbetet och kroppens initiala tillstånd (se Höjdsjuka).

En minskning av trycket på höjden (även om syrebrist är utesluten) orsakar allvarliga störningar i kroppen, förenade av begreppet "dekompressionsstörningar", som inkluderar: gasbildning på hög höjd, barotit och barosinusit, tryckfallssjuka på hög höjd och hög höjd -höjd vävnadsemfysem.

Flatulens på hög höjd utvecklas på grund av expansion av gaser i mag-tarmkanalen med en minskning av barometertrycket på bukväggen när man stiger till höjder på 7-12 km eller mer. Utsläpp av gaser lösta i tarminnehållet är också av viss betydelse.

Expansionen av gaser leder till sträckning av magen och tarmarna, höjning av membranet, förändringar i hjärtats position, irritation av receptorapparaten i dessa organ och förekomsten av patologiska reflexer som försämrar andning och blodcirkulation. Skarp smärta i bukområdet uppstår ofta. Liknande fenomen uppstår ibland bland dykare när de stiger från djupet till ytan.

Mekanismen för utveckling av barotit och barosinusit, manifesterad av en känsla av trängsel respektive smärta i mellanörat eller paranasala håligheter, liknar utvecklingen av gasbildning på hög höjd.

En minskning av trycket, förutom expansionen av gaser som finns i kroppshålorna, orsakar även frigöring av gaser från vätskor och vävnader i vilka de löstes under tryckförhållanden vid havsnivån eller på djupet, och bildandet av gasbubblor i kroppen.

Denna process för frigöring av lösta gaser (främst kväve) orsakar utvecklingen av tryckfallssjuka (se).

Ris. 4. Beroende av vattnets kokpunkt på höjd över havet och barometertryck. Trycksiffrorna är placerade under motsvarande höjdsiffror.

När atmosfärstrycket minskar, sjunker kokpunkten för vätskor (fig. 4). På en höjd av mer än 19 km, där barometertrycket är lika med (eller mindre än) elasticiteten hos mättad ånga vid kroppstemperatur (37°), kan "kokning" av kroppens interstitial- och intercellulära vätska inträffa, vilket resulterar i stora vener, i håligheten i lungsäcken, magen, hjärtsäcken , i lös fettvävnad, det vill säga i områden med lågt hydrostatiskt och interstitiellt tryck, bildas bubblor av vattenånga och vävnadsemfysem på hög höjd utvecklas. "Kokning" på hög höjd påverkar inte cellulära strukturer, eftersom de är lokaliserade endast i den intercellulära vätskan och blodet.

Massiva ångbubblor kan blockera hjärtat och blodcirkulationen och störa funktionen hos vitala system och organ. Detta är en allvarlig komplikation av akut syresvält som utvecklas på höga höjder. Förebyggande av vävnadsemfysem på hög höjd kan uppnås genom att skapa yttre mottryck på kroppen med hjälp av höghöjdsutrustning.

Processen att sänka barometertrycket (dekompression) under vissa parametrar kan bli en skadlig faktor. Beroende på hastigheten delas dekompression upp i jämn (långsam) och explosiv. Det senare inträffar på mindre än 1 sekund och åtföljs av en kraftig smäll (som när den avfyras) och bildandet av dimma (kondensering av vattenånga på grund av kylning av den expanderande luften). Vanligtvis inträffar explosiv dekompression på höjder när glaset i en tryckkabin eller tryckdräkt går sönder.

Vid explosiv dekompression är lungorna de första som drabbas. En snabb ökning av intrapulmonellt övertryck (med mer än 80 mm Hg) leder till betydande sträckning av lungvävnaden, vilket kan orsaka bristning av lungorna (om de expanderar 2,3 gånger). Explosiv dekompression kan också orsaka skador på mag-tarmkanalen. Mängden övertryck som uppstår i lungorna kommer till stor del att bero på hastigheten för luftexpiration från dem under dekompression och volymen av luft i lungorna. Det är särskilt farligt om de övre luftvägarna är stängda vid tidpunkten för dekompression (vid sväljning, att hålla andan) eller om dekompression sammanfaller med den djupa inandningsfasen, då lungorna är fyllda med en stor mängd luft.

Atmosfärisk temperatur

Atmosfärens temperatur minskar initialt med ökande höjd (i genomsnitt från 15° vid marken till -56,5° på en höjd av 11-18 km). Den vertikala temperaturgradienten i denna zon av atmosfären är cirka 0,6° för varje 100 m; den ändras under dagen och året (tabell 4).

Tabell 4. FÖRÄNDRINGAR I DEN VERTIKALA TEMPERATURGRADIENTEN ÖVER MELLANBAND I USSR TERRITORIET

Ris. 5. Förändringar i atmosfärstemperatur på olika höjder. Sfärernas gränser indikeras med prickade linjer.

På höjder av 11 - 25 km blir temperaturen konstant och uppgår till -56,5°; då börjar temperaturen stiga och når 30-40° på en höjd av 40 km och 70° på en höjd av 50-60 km (fig. 5), vilket är förknippat med intensiv absorption av solstrålning av ozon. Från en höjd av 60-80 km sjunker lufttemperaturen igen något (till 60°), och ökar sedan successivt och är 270° på en höjd av 120 km, 800° vid 220 km, 1500° på 300 km höjd , och

vid gränsen till yttre rymden - mer än 3000°. Det bör noteras att på grund av den höga sällsyntheten och den låga densiteten av gaser på dessa höjder är deras värmekapacitet och förmåga att värma kallare kroppar mycket obetydlig. Under dessa förhållanden sker värmeöverföring från en kropp till en annan endast genom strålning. Alla övervägda förändringar i temperatur i atmosfären är förknippade med absorptionen av termisk energi från solen av luftmassor - direkt och reflekterad.

I den nedre delen av atmosfären nära jordens yta beror temperaturfördelningen på inflödet av solstrålning och har därför en huvudsakligen latitudinell karaktär, det vill säga linjer med lika temperatur - isotermer - är parallella med breddgraderna. Eftersom atmosfären i de lägre skikten värms upp av jordytan, påverkas den horisontella temperaturförändringen starkt av fördelningen av kontinenter och hav, vars termiska egenskaper är olika. Vanligtvis anger referensböcker den temperatur som uppmätts under nätverksmeteorologiska observationer med en termometer installerad på en höjd av 2 m över markytan. De högsta temperaturerna (upp till 58°C) observeras i Irans öknar och i Sovjetunionen - i södra Turkmenistan (upp till 50°), de lägsta (upp till -87°) i Antarktis och i USSR - i områdena Verkhoyansk och Oymyakon (upp till -68° ). På vintern kan den vertikala temperaturgradienten i vissa fall, istället för 0,6°, överstiga 1° per 100 m eller till och med ta ett negativt värde. Under dagen under den varma årstiden kan det vara lika med många tiotals grader per 100 m. Det finns också en horisontell temperaturgradient, som vanligtvis refereras till ett avstånd på 100 km normalt mot isotermen. Storleken på den horisontella temperaturgradienten är tiondelar av en grad per 100 km, och i frontalzoner kan den överstiga 10° per 100 m.

Människokroppen är kapabel att upprätthålla termisk homeostas (se) inom ett ganska snävt område av fluktuationer i utomhuslufttemperaturen - från 15 till 45°. Betydande skillnader i atmosfärstemperatur nära jorden och på höjder kräver användning av speciella skyddande tekniska medel för att säkerställa en termisk balans mellan människokroppen och den yttre miljön under flygningar på hög höjd och rymd.

Karakteristiska förändringar i atmosfäriska parametrar (temperatur, tryck, kemisk sammansättning, elektriskt tillstånd) gör det möjligt att villkorligt dela upp atmosfären i zoner eller lager. Troposfär- det närmaste lagret till jorden, vars övre gräns sträcker sig upp till 17-18 km vid ekvatorn, upp till 7-8 km vid polerna och upp till 12-16 km vid de mellersta breddgraderna. Troposfären kännetecknas av ett exponentiellt tryckfall, närvaron av en konstant vertikal temperaturgradient, horisontella och vertikala rörelser av luftmassor och betydande förändringar i luftfuktigheten. Troposfären innehåller huvuddelen av atmosfären, såväl som en betydande del av biosfären; Här uppstår alla huvudtyper av moln, luftmassor och fronter bildas, cykloner och anticykloner utvecklas. I troposfären sker, på grund av reflektion av solens strålar av jordens snötäcke och kylning av ytluftlager, en så kallad inversion, det vill säga en ökning av temperaturen i atmosfären från botten till toppen istället för den vanliga minskningen.

Under den varma årstiden förekommer konstant turbulent (oordnad, kaotisk) blandning av luftmassor och värmeöverföring genom luftströmmar (konvektion) i troposfären. Konvektion förstör dimma och minskar damm i det nedre lagret av atmosfären.

Det andra lagret av atmosfären är stratosfär.

Den utgår från troposfären i en smal zon (1-3 km) med konstant temperatur (tropopaus) och sträcker sig till cirka 80 km höjder. En egenskap hos stratosfären är den progressiva tunnheten av luft, extremt hög intensitet av ultraviolett strålning, frånvaron av vattenånga, närvaron av stora mängder ozon och en gradvis ökning av temperaturen. Högt ozoninnehåll orsakar ett antal optiska fenomen (mirages), orsakar reflektion av ljud och har en betydande inverkan på intensiteten och spektralsammansättningen av elektromagnetisk strålning. I stratosfären finns det konstant blandning av luft, så dess sammansättning liknar troposfärens, även om dess densitet vid stratosfärens övre gränser är extremt låg. De dominerande vindarna i stratosfären är västliga, och i den övre zonen finns en övergång till östliga vindar.

Det tredje lagret av atmosfären är jonosfär, som utgår från stratosfären och sträcker sig till höjder på 600-800 km.

Utmärkande egenskaper hos jonosfären är extrem sällsynthet av den gasformiga miljön, hög koncentration av molekylära och atomära joner och fria elektroner, samt hög temperatur. Jonosfären påverkar utbredningen av radiovågor, vilket orsakar deras brytning, reflektion och absorption.

Den huvudsakliga joniseringskällan i atmosfärens höga lager är ultraviolett strålning från solen. I det här fallet slås elektroner ut från gasatomer, atomerna förvandlas till positiva joner och de utslagna elektronerna förblir fria eller fångas upp av neutrala molekyler för att bilda negativa joner. Joniseringen av jonosfären påverkas av meteorer, korpuskulär, röntgen- och gammastrålning från solen, såväl som seismiska processer på jorden (jordbävningar, vulkanutbrott, kraftiga explosioner), som genererar akustiska vågor i jonosfären, vilket ökar amplitud och hastighet av svängningar av atmosfäriska partiklar och främja jonisering av gasmolekyler och atomer (se Aerojonisering).

Elektrisk ledningsförmåga i jonosfären, förknippad med den höga koncentrationen av joner och elektroner, är mycket hög. Den ökade elektriska ledningsförmågan hos jonosfären spelar en viktig roll i reflektionen av radiovågor och förekomsten av norrsken.

Jonosfären är flygområdet för konstgjorda jordsatelliter och interkontinentala ballistiska missiler. För närvarande studerar rymdmedicin de möjliga effekterna av flygförhållanden i denna del av atmosfären på människokroppen.

Det fjärde, yttre lagret av atmosfären - exosfär. Härifrån sprids atmosfäriska gaser ut i rymden på grund av förlust (att övervinna tyngdkrafterna med molekyler). Sedan sker en gradvis övergång från atmosfären till det interplanetära rummet. Exosfären skiljer sig från den senare i närvaro av ett stort antal fria elektroner, som bildar jordens 2: a och 3:e strålningsbälten.

Uppdelningen av atmosfären i 4 lager är mycket godtycklig. Således, enligt elektriska parametrar, är hela atmosfärens tjocklek uppdelad i 2 lager: neutrosfären, där neutrala partiklar dominerar, och jonosfären. Baserat på temperatur särskiljs troposfären, stratosfären, mesosfären och termosfären, åtskilda av tropopaus, stratosfär respektive mesopaus. Atmosfärens lager som ligger mellan 15 och 70 km och kännetecknas av en hög ozonhalt kallas ozonosfären.

För praktiska ändamål är det bekvämt att använda International Standard Atmosphere (MCA), för vilken följande villkor accepteras: trycket vid havsnivån vid t° 15° är lika med 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2, eller 760 mm) Hg); temperaturen sjunker med 6,5° per 1 km till en nivå av 11 km (villkorlig stratosfär) och förblir sedan konstant. I Sovjetunionen antogs standardatmosfären GOST 4401 - 64 (tabell 3).

Nederbörd. Eftersom huvuddelen av atmosfärisk vattenånga är koncentrerad i troposfären, sker de processer av fasövergångar av vatten som orsakar nederbörd övervägande i troposfären. Troposfäriska moln täcker vanligtvis cirka 50 % av hela jordens yta, medan moln i stratosfären (på höjder av 20-30 km) och nära mesopausen, kallade pärlemorskimrande respektive nattlysande, observeras relativt sällan. Som ett resultat av kondensering av vattenånga i troposfären bildas moln och nederbörd sker.

Baserat på nederbörden är nederbörden indelad i tre typer: kraftig, skyfall och duggregn. Mängden nederbörd bestäms av tjockleken på lagret av nedfallen vatten i millimeter; Nederbörden mäts med hjälp av regnmätare och nederbördsmätare. Nederbördsintensiteten uttrycks i millimeter per minut.

Fördelningen av nederbörd i enskilda årstider och dagar, såväl som över territoriet, är extremt ojämn, vilket beror på atmosfärisk cirkulation och påverkan av jordens yta. På Hawaiiöarna faller alltså i genomsnitt 12 000 mm per år, och i de torraste områdena i Peru och Sahara överstiger nederbörden inte 250 mm och faller ibland inte på flera år. I nederbördsdynamikens årliga dynamik särskiljs följande typer: ekvatorial - med maximal nederbörd efter vår- och höstdagjämningen; tropisk - med maximal nederbörd på sommaren; monsun - med en mycket uttalad topp på sommaren och torr vinter; subtropisk - med maximal nederbörd på vintern och torr sommar; kontinentala tempererade breddgrader - med maximal nederbörd på sommaren; maritima tempererade breddgrader - med maximal nederbörd på vintern.

Hela det atmosfäriskt-fysiska komplexet av klimatiska och meteorologiska faktorer som utgör vädret används i stor utsträckning för att främja hälsa, härdning och för medicinska ändamål (se Klimatterapi). Tillsammans med detta har det fastställts att skarpa fluktuationer i dessa atmosfäriska faktorer negativt kan påverka fysiologiska processer i kroppen, vilket orsakar utvecklingen av olika patologiska tillstånd och förvärring av sjukdomar som kallas meteotropa reaktioner (se Klimatpatologi). Av särskild betydelse i detta avseende är frekventa långvariga atmosfäriska störningar och skarpa abrupta fluktuationer i meteorologiska faktorer.

Meteotropa reaktioner observeras oftare hos personer som lider av sjukdomar i det kardiovaskulära systemet, polyartrit, bronkialastma, magsår och hudsjukdomar.

Bibliografi: Belinsky V. A. och Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, bibliogr.; Biosfären och dess resurser, red. V. A. Kovdy, M., 1971; Danilov A.D. Chemistry of the ionosphere, Leningrad, 1967; Kolobkov N.V. Atmosphere and its life, M., 1968; Kalitin N.H. Grunderna för atmosfärsfysik tillämpad på medicin, Leningrad, 1935; Matveev L. T. Fundamentals of general meteorology, Atmospheric Physics, Leningrad, 1965, bibliogr.; Minkh A. A. Luftjonisering och dess hygieniska betydelse, M., 1963, bibliogr.; aka, Methods of hygienic research, M., 1971, bibliogr.; Tverskoy P.N. Meteorologikurs, L., 1962; Umansky S.P. Man in Space, M., 1970; Khvostikov I. A. Höga lager av atmosfären, Leningrad, 1964; X r g i a n A. X. Atmosfärens fysik, L., 1969, bibliogr.; Khromov S.P. Meteorologi och klimatologi för geografiska fakulteter, Leningrad, 1968.

Effekten av högt och lågt blodtryck på kroppen- Armstrong G. Aviation Medicine, övers. från engelska, M., 1954, bibliogr.; Zaltsman G.L. Fysiologiska grunder för en persons vistelse i förhållanden med högt tryck av miljögaser, L., 1961, bibliogr.; Ivanov D.I. och Khromushkin A.I. Mänskliga livsuppehållande system under flygningar på hög höjd och rymd, M., 1968, bibliogr.; Isakov P.K. et al. Theory and practice of aviation medicine, M., 1971, bibliogr.; Kovalenko E. A. och Chernyakov I. N. Tissue oxygen under extreme flight factors, M., 1972, bibliogr.; Miles S. Undervattensmedicin, övers. från English, M., 1971, bibliogr.; Busby D. E. Space clinical medicine, Dordrecht, 1968.

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

Atmosfärisk luft består av kväve (77,99 %), syre (21 %), inerta gaser (1 %) och koldioxid (0,01 %). Andelen koldioxid ökar med tiden på grund av att bränsleförbränningsprodukter släpps ut i atmosfären, och dessutom minskar skogarealen som absorberar koldioxid och frigör syre.

Atmosfären innehåller också en liten mängd ozon, som är koncentrerat på ca 25-30 km höjd och bildar det så kallade ozonskiktet. Detta lager skapar en barriär mot solens ultravioletta strålning, vilket är farligt för levande organismer på jorden.

Dessutom innehåller atmosfären vattenånga och olika föroreningar - dammpartiklar, vulkanaska, sot, etc. Koncentrationen av föroreningar är högre nära jordens yta och i vissa områden: ovanför stora städer, öknar.

Troposfär- lägre, den innehåller det mesta av luften och. Höjden på detta lager varierar: från 8-10 km nära tropikerna till 16-18 nära ekvatorn. i troposfären minskar den med höjningen: med 6°C för varje kilometer. Vädret bildas i troposfären, vindar, nederbörd, moln, cykloner och anticykloner bildas.

Nästa lager av atmosfären är stratosfär. Luften i den är mycket mer sällsynt, och det finns mycket mindre vattenånga i den. Temperaturen i den nedre delen av stratosfären är -60 - -80°C och sjunker med ökande höjd. Det är i stratosfären som ozonskiktet ligger. Stratosfären kännetecknas av höga vindhastigheter (upp till 80-100 m/sek).

Mesosfären- det mellersta lagret av atmosfären, som ligger ovanför stratosfären på höjder från 50 till S0-S5 km. Mesosfären kännetecknas av en minskning av medeltemperaturen med höjd från 0°C vid den nedre gränsen till -90°C vid den övre gränsen. Nära mesosfärens övre gräns observeras nattlysande moln, upplysta av solen på natten. Lufttrycket vid mesosfärens övre gräns är 200 gånger lägre än vid jordytan.

Termosfär- ligger ovanför mesosfären, på höjder från SO till 400-500 km, i den börjar temperaturen först långsamt och sedan snabbt stiga igen. Anledningen är absorptionen av ultraviolett strålning från solen på höjder av 150-300 km. I termosfären ökar temperaturen kontinuerligt till en höjd av cirka 400 km, där den når 700 - 1500 ° C (beroende på solaktivitet). Under påverkan av ultraviolett, röntgen och kosmisk strålning sker också jonisering av luften ("auroras"). Huvudområdena i jonosfären ligger inom termosfären.

Exosfär- det yttre, mest sällsynta lagret av atmosfären, det börjar på höjder av 450-000 km, och dess övre gräns ligger på ett avstånd av flera tusen km från jordens yta, där koncentrationen av partiklar blir densamma som i interplanetära Plats. Exosfären består av joniserad gas (plasma); de nedre och mellersta delarna av exosfären består huvudsakligen av syre och kväve; Med ökande höjd ökar den relativa koncentrationen av lätta gaser, särskilt joniserat väte, snabbt. Temperaturen i exosfären är 1300-3000°C; den växer svagt med höjden. Jordens strålningsbälten är huvudsakligen belägna i exosfären.

Dess övre gräns är på en höjd av 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererade och 16-18 km i tropiska breddgrader; lägre på vintern än på sommaren. Det nedre, huvudsakliga lagret av atmosfären. Innehåller mer än 80 % av den totala massan av atmosfärisk luft och cirka 90 % av all vattenånga som finns i atmosfären. Turbulens och konvektion är högt utvecklade i troposfären, moln uppstår och cykloner och anticykloner utvecklas. Temperaturen minskar med ökande höjd med en genomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m

Följande accepteras som "normala förhållanden" på jordens yta: densitet 1,2 kg/m3, barometertryck 101,35 kPa, temperatur plus 20 °C och relativ luftfuktighet 50 %. Dessa villkorade indikatorer har rent teknisk betydelse.

Stratosfär

Ett lager av atmosfären som ligger på en höjd av 11 till 50 km. Kännetecknas av en liten temperaturförändring i 11-25 km skiktet (det nedre skiktet av stratosfären) och en ökning av temperaturen i 25-40 km skiktet från -56,5 till 0,8 ° (övre skiktet av stratosfären eller inversionsregionen). Efter att ha nått ett värde av cirka 273 K (nästan 0 ° C) på en höjd av cirka 40 km, förblir temperaturen konstant upp till en höjd av cirka 55 km. Denna region med konstant temperatur kallas stratopaus och är gränsen mellan stratosfären och mesosfären.

Stratopaus

Atmosfärens gränsskikt mellan stratosfären och mesosfären. I den vertikala temperaturfördelningen finns ett maximum (ca 0 °C).

Mesosfären

Mesopause

Övergångsskikt mellan mesosfären och termosfären. Det finns ett minimum i den vertikala temperaturfördelningen (ca -90°C).

Karman Line

Höjden över havet, som är konventionellt accepterad som gränsen mellan jordens atmosfär och rymden.

Termosfär

Den övre gränsen är ca 800 km. Temperaturen stiger till höjder på 200-300 km, där den når värden i storleksordningen 1500 K, varefter den förblir nästan konstant till höga höjder. Under påverkan av ultraviolett och röntgensolstrålning och kosmisk strålning sker jonisering av luften ("auroras") - jonosfärens huvudområden ligger inuti termosfären. På höjder över 300 km dominerar atomärt syre.

Exosfär (spridningssfär)

Upp till en höjd av 100 km är atmosfären en homogen, välblandad blandning av gaser. I högre lager beror fördelningen av gaser efter höjd på deras molekylvikter, koncentrationen av tyngre gaser minskar snabbare med avståndet från jordens yta. På grund av minskningen av gasdensiteten sjunker temperaturen från 0 °C i stratosfären till -110 °C i mesosfären. Den kinetiska energin hos enskilda partiklar på höjder av 200-250 km motsvarar dock en temperatur på ~1500°C. Över 200 km observeras betydande fluktuationer i temperatur och gasdensitet i tid och rum.

På en höjd av ca 2000-3000 km övergår exosfären gradvis till s.k. nära rymdvakuum, som är fylld med mycket sällsynta partiklar av interplanetär gas, främst väteatomer. Men denna gas representerar bara en del av den interplanetära materien. Den andra delen består av dammpartiklar av kometärt och meteoriskt ursprung. Förutom extremt sällsynta dammpartiklar tränger elektromagnetisk och korpuskulär strålning av sol- och galaktiskt ursprung in i detta utrymme.

Troposfären står för cirka 80% av atmosfärens massa, stratosfären - cirka 20%; massan av mesosfären är inte mer än 0,3%, termosfären är mindre än 0,05% av den totala massan av atmosfären. Baserat på de elektriska egenskaperna i atmosfären särskiljs neutronosfären och jonosfären. Man tror för närvarande att atmosfären sträcker sig till en höjd av 2000-3000 km.

Beroende på sammansättningen av gasen i atmosfären släpper de ut homosfär Och heterosfär. Heterosfär– Det här är området där gravitationen påverkar separationen av gaser, eftersom deras blandning på en sådan höjd är försumbar. Detta innebär en varierande sammansättning av heterosfären. Under den ligger en välblandad, homogen del av atmosfären, kallad homosfären. Gränsen mellan dessa lager kallas turbopaus, den ligger på en höjd av cirka 120 km.

Fysikaliska egenskaper

Atmosfärens tjocklek är cirka 2000 - 3000 km från jordens yta. Den totala luftmassan är (5,1-5,3)?10 18 kg. Den molära massan av ren torr luft är 28,966. Tryck vid 0 °C vid havsnivå 101,325 kPa; kritisk temperatur -140,7°C; kritiskt tryck 3,7 MPa; C p 1,0048-10? J/(kg K)(vid 0°C), C v 0,7159 10? J/(kg K) (vid 0°C). Lösligheten av luft i vatten vid 0°C är 0,036%, vid 25°C - 0,22%.

Atmosfärens fysiologiska och andra egenskaper

Redan på en höjd av 5 km över havet börjar en otränad person uppleva syresvält och utan anpassning minskar en persons prestation avsevärt. Atmosfärens fysiologiska zon slutar här. Människans andning blir omöjlig på en höjd av 15 km, även om atmosfären upp till cirka 115 km innehåller syre.

Atmosfären förser oss med det syre som behövs för att andas. Men på grund av fallet i atmosfärens totala tryck, när du stiger till höjden, minskar partialtrycket av syre i enlighet därmed.

Människans lungor innehåller ständigt cirka 3 liter alveolär luft. Partialtrycket av syre i alveolär luft vid normalt atmosfärstryck är 110 mmHg. Art., koldioxidtryck - 40 mm Hg. Art., och vattenånga - 47 mm Hg. Konst. Med ökande höjd sjunker syretrycket, och det totala ångtrycket av vatten och koldioxid i lungorna förblir nästan konstant - cirka 87 mm Hg. Konst. Tillförseln av syre till lungorna kommer att sluta helt när det omgivande lufttrycket blir lika med detta värde.

På en höjd av cirka 19-20 km sjunker atmosfärstrycket till 47 mm Hg. Konst. Därför, på denna höjd, börjar vatten och interstitiell vätska att koka i människokroppen. Utanför tryckkabinen på dessa höjder inträffar döden nästan omedelbart. Sålunda, ur mänsklig fysiologi, börjar "rymden" redan på en höjd av 15-19 km.

Täta lager av luft - troposfären och stratosfären - skyddar oss från strålningens skadliga effekter. Med tillräcklig sällsynthet av luft, på höjder av mer än 36 km, har joniserande strålning - primära kosmiska strålar - en intensiv effekt på kroppen; På höjder över 40 km är den ultravioletta delen av solspektrumet farlig för människor.

När vi stiger till en allt större höjd över jordens yta försvagas gradvis sådana välbekanta fenomen som observerats i de lägre skikten av atmosfären som ljudutbredning, förekomsten av aerodynamiskt lyft och luftmotstånd, värmeöverföring genom konvektion, etc. och försvinner sedan helt och hållet. .

I försålda luftlager är ljudutbredning omöjlig. Upp till höjder på 60-90 km är det fortfarande möjligt att använda luftmotstånd och lyft för kontrollerad aerodynamisk flygning. Men med utgångspunkt från höjder på 100-130 km förlorar begreppen M-numret och ljudbarriären, som är bekanta för varje pilot, sin betydelse; där passerar den konventionella Karman-linjen, bortom vilken sfären av rent ballistisk flygning börjar, som bara kan kontrolleras med hjälp av reaktiva krafter.

På höjder över 100 km berövas atmosfären en annan anmärkningsvärd egenskap - förmågan att absorbera, leda och överföra termisk energi genom konvektion (dvs genom att blanda luft). Det gör att olika delar av utrustningen på den orbitala rymdstationen inte kommer att kunna kylas utifrån på samma sätt som man brukar göra på ett flygplan – med hjälp av luftstrålar och luftradiatorer. På denna höjd, liksom i rymden i allmänhet, är det enda sättet att överföra värme termisk strålning.

Atmosfärisk sammansättning

Jordens atmosfär består huvudsakligen av gaser och olika föroreningar (damm, vattendroppar, iskristaller, havssalter, förbränningsprodukter).

Koncentrationen av gaser som utgör atmosfären är nästan konstant, med undantag för vatten (H 2 O) och koldioxid (CO 2).

Utöver de gaser som anges i tabellen innehåller atmosfären SO 2, NH 3, CO, ozon, kolväten, HCl, ångor, I 2, samt många andra gaser i små mängder. Troposfären innehåller ständigt en stor mängd suspenderade fasta och flytande partiklar (aerosol).

Atmosfärsbildningens historia

Enligt den vanligaste teorin har jordens atmosfär haft fyra olika sammansättningar över tiden. Ursprungligen bestod den av lätta gaser (väte och helium) som fångats från interplanetariskt rymden. Detta är den så kallade primär atmosfär(för ungefär fyra miljarder år sedan). I nästa steg ledde aktiv vulkanisk aktivitet till att atmosfären mättades med andra gaser än väte (koldioxid, ammoniak, vattenånga). Så här bildades den sekundär atmosfär(cirka tre miljarder år före idag). Denna atmosfär var återställande. Vidare bestämdes processen för atmosfärsbildning av följande faktorer:

• läckage av lätta gaser (väte och helium) in i det interplanetära rymden;
• kemiska reaktioner som inträffar i atmosfären under påverkan av ultraviolett strålning, blixtnedslag och några andra faktorer.

Gradvis ledde dessa faktorer till bildandet tertiär atmosfär, kännetecknad av en mycket lägre halt av väte och en mycket högre halt av kväve och koldioxid (bildad som ett resultat av kemiska reaktioner från ammoniak och kolväten).

Kväve

Bildandet av en stor mängd N 2 beror på oxidationen av ammoniak-väteatmosfären av molekylär O 2, som började komma från planetens yta som ett resultat av fotosyntesen, med start för 3 miljarder år sedan. N2 släpps även ut i atmosfären som ett resultat av denitrifiering av nitrater och andra kvävehaltiga föreningar. Kväve oxideras av ozon till NO i den övre atmosfären.

Kväve N 2 reagerar endast under specifika förhållanden (till exempel under en blixtladdning). Ozonets oxidation av molekylärt kväve under elektriska urladdningar används vid industriell produktion av kvävegödselmedel. Cyanobakterier (blågröna alger) och knölbakterier som bildar rhizobial symbios med baljväxter, så kallade, kan oxidera den med låg energiförbrukning och omvandla den till en biologiskt aktiv form. gröngödsel.

Syre

Atmosfärens sammansättning började förändras radikalt med uppkomsten av levande organismer på jorden, som ett resultat av fotosyntes, åtföljd av frisättning av syre och absorption av koldioxid. Ursprungligen användes syre för oxidation av reducerade föreningar - ammoniak, kolväten, järnhaltig form av järn som finns i haven, etc. I slutet av detta steg började syrehalten i atmosfären att öka. Efter hand bildades en modern atmosfär med oxiderande egenskaper. Eftersom det orsakade stora och abrupta förändringar i många processer som inträffade i atmosfären, litosfären och biosfären, kallades händelsen syrekatastrofen.

Koldioxid

Halten av CO 2 i atmosfären beror på vulkanisk aktivitet och kemiska processer i jordens skal, men framför allt - på intensiteten av biosyntes och nedbrytning av organiskt material i jordens biosfär. Nästan hela planetens nuvarande biomassa (ca 2,4 × 10 12 ton) bildas på grund av koldioxid, kväve och vattenånga som finns i atmosfärens luft. Organiska ämnen som begravs i havet, träsk och skogar förvandlas till kol, olja och naturgas. (se Geokemisk kolcykel)

ädelgaser

Luftförorening

På senare tid har människor börjat påverka atmosfärens utveckling. Resultatet av hans aktiviteter var en konstant betydande ökning av innehållet av koldioxid i atmosfären på grund av förbränning av kolvätebränslen som ackumulerats under tidigare geologiska epoker. Enorma mängder CO 2 förbrukas under fotosyntesen och absorberas av världshaven. Denna gas kommer in i atmosfären på grund av nedbrytningen av karbonatstenar och organiska ämnen av vegetabiliskt och animaliskt ursprung, samt på grund av vulkanism och mänsklig industriell aktivitet. Under de senaste 100 åren har innehållet av CO 2 i atmosfären ökat med 10 %, varav huvuddelen (360 miljarder ton) kommer från bränsleförbränning. Om tillväxttakten för bränsleförbränning fortsätter, kommer mängden CO 2 i atmosfären att fördubblas under de kommande 50-60 åren och kan leda till globala klimatförändringar.

Bränsleförbränning är den huvudsakliga källan till förorenande gaser (CO, SO2). Svaveldioxid oxideras av atmosfäriskt syre till SO 3 i de övre skikten av atmosfären, som i sin tur interagerar med vatten och ammoniakånga, och den resulterande svavelsyran (H 2 SO 4) och ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) återförs till jordens yta i form av den sk. surt regn. Användningen av förbränningsmotorer leder till betydande luftföroreningar med kväveoxider, kolväten och blyföreningar (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Aerosolföroreningar av atmosfären orsakas av både naturliga orsaker (vulkanutbrott, dammstormar, medryckning av droppar havsvatten och växtpollen etc.) och mänskliga ekonomiska aktiviteter (brytning av malm och byggmaterial, förbränning av bränsle, tillverkning av cement, etc.). ). Intensiv storskalig utsläpp av partiklar i atmosfären är en av de möjliga orsakerna till klimatförändringar på planeten.

Litteratur

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov "Rymdens biologi och medicin" (2:a upplagan, reviderad och utökad), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 s.
2. N.V. Gusakova "Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 med ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V. A.. Geochemistry of natural gases, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S., Air Pollution. Källor och kontroll, övers. från engelska, M.. 1980;
6. Övervakning av bakgrundsföroreningar av naturmiljöer. V. 1, L., 1982.

se även

Länkar