Figur

Stratosfärens övre gräns. Jordens ozonskikt

Jordens atmosfär

Atmosfär(från. Gammal grekiskἀτμός - ånga och σφαῖρα - boll) - gas skal ( geosfär), som omger planeten Jorden. Dess inre yta täcker hydrosfär och delvis bark, den yttre gränsar till den jordnära delen av yttre rymden.

Uppsättningen av grenar av fysik och kemi som studerar atmosfären brukar kallas atmosfärsfysik. Atmosfären avgör väder på jordens yta och studerar vädret meteorologi, och långsiktiga variationer klimat - klimatologi.

Atmosfärens struktur

Atmosfärens struktur

Troposfär

Henne övre gräns ligger på en höjd av 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererat 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. I troposfären är högt utvecklade turbulens Och konvektion, stiga upp moln, utvecklas cykloner Och anticykloner. Temperaturen minskar med ökande höjd med genomsnittlig vertikal lutning 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 i 25-40 km skiktet från -56,5 till 0,8 ° MED(det övre lagret av stratosfären eller regionen inversioner). 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. Detta område 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

Jordens atmosfär

Mesosfären börjar på en höjd av 50 km och sträcker sig till 80-90 km. Temperaturen minskar med höjden med en genomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m. Den huvudsakliga energiprocessen är strålningsvärmeöverföring. Komplexa fotokemiska processer som involverar fria radikaler, vibrationsexiterade molekyler etc. orsakar atmosfärens glöd.

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

huvudartikel: Termosfär

Övre gräns- 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 röntgen solstrålning och kosmisk strålning sker luftjonisering (“ norrsken") - huvudområden jonosfär ligga inne i termosfären. På höjder över 300 km dominerar atomärt syre.

Atmosfäriska lager upp till en höjd av 120 km

Exosfär (spridningssfär)

Exosfär- spridningszon, den yttre delen av termosfären, belägen över 700 km. Gasen i exosfären är mycket sällsynt, och härifrån läcker dess partiklar in i det interplanetära rymden ( spridning).

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 homosfär. Gränsen mellan dessa lager kallas turbo paus, den ligger på en höjd av cirka 120 km.

Fysikaliska egenskaper

Atmosfärens tjocklek är cirka 2000 - 3000 km från jordens yta. Total massa luft- (5,1-5,3)×10 18 kg. Molar massa 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 sid 1,0048×10 3 J/(kg K) (vid 0 °C), C v 0,7159 x 103 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 utvecklas en otränad person 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. Partiellt tryck syre i alveolär luft vid normalt atmosfärstryck är 110 mm Hg. 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 över 36 km, har joniserande ämnen en intensiv effekt på kroppen. strålning- primära kosmiska strålar; 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, observeras sådana välbekanta fenomen i de lägre skikten av atmosfären som fortplantningen av ljud, uppkomsten av aerodynamisk hiss och motstånd, värmeöverföring konvektion och så vidare.

I försålda luftlager, distribution ljud visar sig vara omöjligt. Upp till höjder på 60-90 km är det fortfarande möjligt att använda luftmotstånd och lyft för kontrollerad aerodynamisk flygning. Men från höjder på 100-130 km, begrepp som är bekanta för varje pilot nummer M Och ljudbarriär förlora sin mening, det finns en villkorlig Karman Line bortom det börjar sfären av rent ballistisk flygning, som endast 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). Detta innebär att olika delar av utrustning, orbital utrustning rymdstation kommer inte att kunna kyla utomhus på det sätt som man brukar göra på ett flygplan – med hjälp av luftstrålar och luftradiatorer. På en sådan höjd, som i rymden i allmänhet, är det enda sättet att överföra värme värmestrålning.

Atmosfärisk sammansättning

Sammansättning av torr luft

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).

Sammansättning av torr luft

Kväve
Syre
Argon
Vatten
Koldioxid
Neon
Helium
Metan
Krypton
Väte
Xenon
Lustgas

Förutom de gaser som anges i tabellen innehåller atmosfären SO 2, NH 3, CO, ozon, kolväten, HCl, HF, par Hg, I 2 och även NEJ och många andra gaser i små mängder. Troposfären innehåller ständigt ett stort antal suspenderade fasta och flytande partiklar ( aerosol).

Atmosfärsbildningens historia

Enligt den vanligaste teorin har jordens atmosfär haft fyra olika sammansättningar över tiden. Till en början bestod den av lätta gaser ( väte Och helium), fångad från det interplanetära 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) till 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

Utbildning stor kvantitet 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 in övre skikten atmosfär.

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. De kan oxidera det med låg energiförbrukning och omvandla det till en biologiskt aktiv form. cyanobakterier (blågröna alger) och knölbakterier som bildar rhizobial symbios Med baljväxter växter, sk gröngödsel.

Syre

Atmosfärens sammansättning började förändras radikalt med utseendet på jorden levande organismer, som ett resultat fotosyntesåtföljs av frisättning av syre och absorption av koldioxid. Ursprungligen användes syre för oxidation av reducerade föreningar - ammoniak, kolväten, nitrös form körtel som finns i haven etc. I slutet av detta skede började syrehalten i atmosfären att öka. Gradvis bildas modern atmosfär, ägande oxiderande egenskaper. Eftersom detta orsakade allvarliga och plötsliga förändringar i många processer som inträffade i atmosfär, litosfären Och biosfär, kallades denna händelse Syrekatastrof.

Under Fanerozoikum atmosfärens sammansättning och syrehalt förändrades. De korrelerade främst med hastigheten för avsättning av organiskt sediment. Under perioder av kolackumulering översteg således syrehalten i atmosfären tydligen den moderna nivån.

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 biosfär Jorden. Nästan hela planetens nuvarande biomassa (cirka 2,4 × 10 12 ton ) bildas på grund av koldioxid, kväve och vattenånga som finns i den atmosfäriska luften. Begravd i hav, V träsk och i skogar organiskt material förvandlas till kol, olja Och naturgas. (centimeter. Geokemisk kolcykel)

ädelgaser

Källa till inerta gaser - argon, helium Och krypton- vulkanutbrott och sönderfall av radioaktiva grundämnen. Jorden i allmänhet och atmosfären i synnerhet är utarmad på inerta gaser jämfört med rymden. Man tror att orsaken till detta ligger i det kontinuerliga läckaget av gaser till det interplanetära rummet.

Luftförorening

På senare tid har atmosfärens utveckling börjat påverkas av Mänsklig. 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 produktionsverksamhet person. 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, NEJ, SÅ 2 ). Svaveldioxid oxideras av atmosfäriskt syre till SÅ 3 i de övre lagren av atmosfären, som i sin tur interagerar med vatten och ammoniakånga, och den resulterande svavelsyra (H 2 SÅ 4 ) Och ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 SÅ 4 ) återvända till jordens yta i form av den sk. surt regn. Användande 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.

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 atmosfären säkerställer bevarandet av vatten på jorden, vilket också är ett viktigt villkor 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. Luftrörelse och jonisering är också av hygienisk betydelse. nederbörd, atmosfärens elektriska tillstånd.

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

Gassammansättning	Volymkoncentration, %

Syre

Koldioxid





Lustgas

Svaveldioxid	0 till 0,0001
	Från 0 till 0,000007 på sommaren, från 0 till 0,000002 på vintern
Kvävedioxid	Från 0 till 0,000002

Kolmonoxid

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.

Innehållet 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, såväl som den ojämna fördelningen av vegetationen på jorden, vattenpooler, 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 varierande och viktiga av atmosfärens variabla komponenter är vattenånga, vars koncentration är 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. Mest ozon finns i polområdet mot slutet polarnatten på 15-30 km höjd med 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, ett visst innehåll av molekylärt syre i gas eller vattenmiljöär en oumbärlig faktor i deras existens, som under andning bestämmer frisättningen 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 resortområden och havets kuster, ozon har en helande effekt - det stimulerar andning och kardiovaskulär aktivitet, 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 hos den centrala nervsystem, andning, blodcirkulation, 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 regim och lägre lager atmosfären, 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. Vanligtvis är den horisontella barometriska gradienten 1-3 mbar, men in tropiska cykloner ibland ökar de 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.

Därför att barometertryckär 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, minskar också partialtrycket för de gaser som utgör luften. 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

Geometrisk höjd (m)	Temperatur	Barometertryck		Syrepartialtryck (mmHg)
Geometrisk höjd (m)			mmHg Konst.	Syrepartialtryck (mmHg)

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) från värdet på barometertrycket. mättade ångor.

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 på kroppen av ökad och lågt blodtryck. Förändringar i barometertrycket uppåt eller nedåt har en mängd olika effekter på kroppen hos djur och människor. Inflytande högt blodtryck förknippas med den mekaniska och penetrerande fysikaliska och kemiska verkan av gasmiljön (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 när barometertrycket minskar med bukväggen vid klättring till höjder på 7-12 km eller mer. Definierat värde har även utsläpp av gaser lösta i tarminnehållet.

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 försämra vitala funktioner. viktiga 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 temperaturen uppmätt vid nätverket meteorologiska observationer 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 tekniska skyddsmedel för att säkerställa värmebalans mellan människokroppen och yttre miljön vid 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 luftmassor, 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. Hög ozonhalt orsakar ett antal optiska fenomen (mirages), orsakar reflektion av ljud och har en betydande effekt på intensiteten och spektralsammansättningen 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: neutronosfären, 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. Adopterad i Sovjetunionen standard atmosfär 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 urskiljs följande typer: ekvatorial - med maximal nederbörd efter våren och höstdagjämning; 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 klimat- och meteorologiska faktorer som utgör vädret används i stor utsträckning för att förbättra hälsan, härda och 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.

Stratosfär

Ovanför tropopausen till en höjd av 50–60 km finns ett lager av atmosfären som kallas stratosfär, vars huvuddrag är ökningen av temperaturen med höjden. I den nedre delen av stratosfären, upp till en höjd av cirka 25 km, är temperaturen konstant eller ökar långsamt med höjden. Det är värt att notera att i vintermånaderna på höga breddgrader kan den till och med falla något. Men från en höjd av 34–36 km börjar temperaturen stiga snabbare. Denna ökning fortsätter till den övre gränsen av stratosfären, kallad stratopaus. Här är stratosfären nästan lika varm som luften på jordens yta.

En ökning av temperaturen med höjden leder till större stabilitet i stratosfären: det finns inga ordnade (konvektiva) vertikala rörelser av luft och dess aktiva blandning, vilket är typiskt för troposfären. Men mycket små vertikala rörelser, såsom långsam sättning eller stigning, täcker ibland lager av stratosfären som upptar stora utrymmen.

Det finns försumbar vattenånga i stratosfären. Men på höjder av 22–24 km på höga breddgrader observeras de ibland. På dagen är de inte synliga, men på natten verkar de glöda, eftersom de är upplysta av solen under horisonten. Dessa moln tros vara sammansatta av underkylda droppar.

Sammansättningen av luft i stratosfären är nästan densamma som i troposfären, men det finns en skillnad. I stratosfären finns ett ökat innehåll av ozon, en instabil gas vars molekyl består av tre syreatomer. Ozonskikt bildas och upprätthålls av interaktionen av ultraviolett strålning från solen med molekyler av vanligt syre och fungerar som en pålitlig skärm i vägen för denna destruktiva strålning för allt levande. På grund av närvaron av ett ozonskikt i stratosfären kan det också kallas ozonosfären.

...När det upptäcktes i troposfären ansågs ett fall i temperatur med höjden av misstag vara en egenskap hos hela atmosfären, vilket förklarades av avståndet från jordens yta som värmdes upp av solen. Men de allra första uppstigningarna av ballonger med instrument ombord gav oväntade data. Det visade sig att temperaturen sjunker till ungefär en höjd av 10 km, varefter den förblir praktiskt taget oförändrad och sedan till och med börjar stiga något. Dessa data stred mot etablerade idéer om vertikala temperaturförändringar i atmosfären. Instrument började kontrolleras mer noggrant innan ballonger skjuts upp, och nattuppskjutningar övades också för att förhindra att instrumenten värmdes upp av solen. Men fler och fler nya lanseringar gav samma data att temperaturfallet med höjdstopp. Som ett resultat var vi tvungna att acceptera det faktum att de lagar som verkar i den nedre delen av atmosfären upphör att fungera över en viss höjd. Därmed delades atmosfären upp i lager för första gången. Det skikt där temperaturen minskar med höjden kallas troposfären, och skiktet i atmosfären där temperaturen slutar minska med höjden kallas stratosfären. Med tanke på att ballongerna hade betydande restriktioner för höjden på deras uppstigning kunde de inte nå nästa lager av atmosfären - mesosfären, där temperaturen börjar sjunka igen när den stiger. Som ett resultat började hela den övre atmosfären betraktas som stratosfären.

Det är värt att notera att övergången från troposfären till stratosfären inte sker abrupt. Mellan dem ligger ett mellanlager, upp till flera kilometer tjockt, i vilket temperaturfallet med höjden stannar och det isotermiska lagret börjar. Detta lager kallas tropopaus.

Orsaken till temperaturökningen i stratosfären upptäcktes inte omedelbart. Det visade sig vara en gas som upptäcktes redan 1785, som 1840 fick namnet - ozon. Som ett resultat av absorptionen av solenergi, som sker redan i den övre delen av ozonskiktet, stiger atmosfärens temperatur på dessa höjder, och ozonskiktet är en slags värmereservoar i atmosfären. Ozonhalten i de lägre skikten av atmosfären (upp till en höjd av 10 km) är försumbar. Och dess högsta innehåll förekommer på höjder av 20–25 km. Ozonmolekyler finns inte på höjder över 60 km. Data om ozonhalt på höjder erhölls mycket på ett intressant sätt: En spektrograf installerades på en ballong eller meteorologisk raket för att registrera solens spektrum. Det är känt att när det observeras från jordens yta, slutar solens spektrum i den ultravioletta delen. När det stod klart att detta berodde på absorptionen av solens ultravioletta strålning av ozon, blev uppskjutande av sonder och raketer med spektrografer ombord en logisk metod för att bedöma ozonhalten på höjder.

Temperaturökningen i stratosfären börjar vid cirka 30 km och fortsätter till 40–50 km, där den övre delen av ozonskiktet ligger. Trots att det finns mindre ozon här än på lägre nivåer är det denna del av skiktet som vetter mot solen och värms upp starkare av de ultravioletta strålarna det absorberar.

Temperaturökningen på en höjd av cirka 40–50 km, fastställd av mätresultat, bekräftades 1920, när det den 9 maj inträffade en kraftig explosion i artillerilager i Moskva. Ljudet av explosionen hördes tydligt nära Moskva - på ett avstånd av upp till 60 km, och sedan igen på stort avstånd vid punkter som ligger i en ring runt staden. Mellan dessa två hörbarhetszoner fanns en "tystnadszon" 100 km bred, där explosionen inte hördes alls. Professor V.I. Vitkevich studerade detta fenomen och kom till slutsatsen att en sådan fördelning av ljud hörbarhet kan observeras förutsatt att den reflekteras från lager av atmosfären som ligger på en höjd av 40 - 50 km. Men samtidigt bör temperaturen på de reflekterande lagren vara ca plus 40 - 50 grader.

Vi har redan nämnt ozonlagrets viktiga roll för att bevara livet på jorden. Men 1985 släppte forskare sensationella nyheter: upptäckt över Antarktis ozonhålet med en diameter på över 1000 km! Varje år dök den upp här i augusti, och i december - januari upphörde den att existera. Ett mindre ozonhål upptäcktes också över Arktis. Det är värt att notera att förändringar i ozonskiktet, dess minskning, inte bara orsakas av påverkan antropogena faktorer. Befintliga naturliga förändringar i vågaktivitet och stratosfärisk dynamik påverkar ozonvariationerna avsevärt över tiden. Mellanåriga variationer i total ozonhalt (TOC) i på global skalaär indikatorer på klimatförändringar. Till exempel en märkbar minskning av ozonnivåerna mellan 1979 och 1994. över Västeuropa, Östra Sibirien och östra USA förknippas med klimatuppvärmningen i dessa områden, och en ökning av ozonnivåerna i Labradorregionen är förknippad med avkylning på Grönland och västra Atlanten.

Det finns också samband mellan TO-variationer i vissa geografiska områden och yttemperaturavvikelser i andra. Till exempel analys av årliga variationer i TO i januari och yttemperatur i februari 1979 - 1994. visade att för att förutsäga vilket väder (kallt eller varmt) kommer att bli i februari i Västra Sibirien, måste du titta på ozonnivån vid en punkt väster om England (50°N, 10°V).

De första uppstigningarna av ballongerna till den maximala höjden de nådde visade att den allmänna temperaturvariationen över tropopausen var ganska konstant. Av detta drogs slutsatsen att det på dessa höjder inte förekommer någon (eller nästan ingen) vertikal blandning av luft. Nyare höga radiosondeuppgångar har avslöjat betydande säsongsbetonade (monsun) förändringar i ekvator-polens temperaturgradient och associerade förändringar i tryck och vindmönster. En annan viktig upptäckt är relaterad till upptäckten av betydande intrasäsongsmässiga förändringar i temperatur, vind och ozonnivåer i stratosfären, främst i vinterstratosfären. Dessa intrasäsongsmässiga förändringar är särskilt uttalade i de så kallade explosiva uppvärmningarna i stratosfären på höga breddgrader.

De första viktiga uppgifterna om vindar i den nedre stratosfären i dess ekvatoriska del tillhandahölls av vulkanen Krakatao-utbrottet den 27 augusti 1883, som ett resultat av vilket en enorm mängd vulkaniskt damm släpptes ut i atmosfären. Denna omständighet gjorde det möjligt att få initial information om vissa egenskaper hos stratosfären på låga breddgrader.

Rörelsen av vulkaniskt stoft visade att i ekvatorialzon inte bara vid havsnivån, utan också i den nedre stratosfären, är vindens zonkomponent riktad från öst till väst, och hastigheten på dessa östra flöden i den nedre stratosfären når betydande värden (25 - 50 m/sek) . Dessa stratosfäriska ostliga vindar fick namnet Krakataos vindar. Krakataos vindar kröker sig Jorden i ekvatoriala (15° N – 15° S) breddgrader på höjder av 25 – 40 km.

1909, Van Bersons expedition till Centralafrika Västvindar upptäcktes för första gången i den tropiska stratosfären. Efterföljande observationer visade både förekomsten av östliga vindar från Krakatao i den tropiska stratosfären och utseendet av västliga vindar under dem Bersons vindar. Bersons västliga vindar upptäcktes också i en serie atomprov på Marshallöarna. Efterföljande studier visade att vindar i den nedre tropiska stratosfären ändrar riktning mellan östlig och västlig med en period på cirka 26 - 27 månader. Så här installerades den en halvt tvåårig cykel när vindar råder i lagret av den tropiska stratosfären från 18 – 20 km till 35 km under ungefär ett år östliga riktningar, och under nästa år - västerländska. Den kvasi-biennala cykliciteten är särskilt uttalad i 8–10°-zonen på båda sidor om ekvatorn och har sin största amplitud på cirka 23 km, där genomsnittlig varaktighet Cykeln är cirka 26 månader. Var och en av zonöverföringarna uppträder först i de övre lagren, på en nivå av cirka 35 km, och sprider sig gradvis nedåt med en hastighet av 1–1,5 km per månad.

I den övre tropiska stratosfären upptäcktes senare en sexmånaders cyklicitet, som står i något samband med den tvååriga.

Senaste forskningen Stratosfären, som noterats ovan, uppvisar ett signifikant samband mellan den och troposfären. Vissa studier har till exempel visat att spridningen av en klimatsignal från troposfären till stratosfären sker ganska snabbt – inom 3–10 dagar. Efter detta finns den avvikande signalen i stratosfären mycket längre (15–40 dagar), vilket ger grund för långsiktiga väderprognoser baserade på stratosfärens parametrar.

Litteratur:
P.N. Tverskoy. Meteorologikurs. Gidrometeoizdat, 1962.
Jordens atmosfär. Samling. Moskva, 1953.
A.L. Katz. Cirkulation i stratosfären och mesosfären. Gidrometeoizdat, 1968.
Material från tidskrifterna "Meteorology and Hydrology" och "Science and Life" användes också.

Atmosfär (från antikens grekiska ἀτμός - ånga och σφαῖρα - boll) är ett gasskal (geosfär) som omger planeten Jorden. Dess inre yta täcker hydrosfären och delvis jordskorpan, den yttre gränsar till den jordnära delen av yttre rymden.

Den uppsättning grenar av fysik och kemi som studerar atmosfären brukar kallas atmosfärsfysik. Atmosfären bestämmer vädret på jordens yta, meteorologi studerar väder och klimatologi behandlar långsiktiga klimatvariationer.

Fysikaliska egenskaper

Atmosfärens tjocklek är cirka 120 km från jordens yta. Den totala luftmassan i atmosfären är (5,1-5,3) 1018 kg. Av dessa är massan av torr luft (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, den totala massan av vattenånga är i genomsnitt 1,27 1016 kg.

Den molära massan av ren torr luft är 28,966 g/mol, och luftens densitet vid havsytan är cirka 1,2 kg/m3. Trycket vid 0 °C vid havsnivån är 101,325 kPa; kritisk temperatur - -140,7 °C (~132,4 K); kritiskt tryck - 3,7 MPa; Cp vid 0°C - 1,0048·103 J/(kg·K), Cv - 0,7159·103 J/(kg·K) (vid 0°C). Löslighet av luft i vatten (i massa) vid 0 °C - 0,0036%, vid 25 °C - 0,0023%.

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

Kemisk sammansättning

Jordens atmosfär uppstod som ett resultat av utsläpp av gaser under vulkanutbrott. Med tillkomsten av haven och biosfären bildades den på grund av gasutbyte med vatten, växter, djur och produkterna av deras nedbrytning i jordar och träsk.

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

Koncentrationen av gaser som utgör atmosfären är nästan konstant, med undantag för vatten (H2O) och koldioxid (CO2).

Sammansättning av torr luft


Kväve
Syre
Argon
Vatten
Koldioxid
Neon
Helium
Metan
Krypton
Väte
Xenon
Lustgas

Utöver de gaser som anges i tabellen innehåller atmosfären SO2, NH3, CO, ozon, kolväten, HCl, HF, Hg ånga, I2, samt NO och många andra gaser i små mängder. Troposfären innehåller ständigt en stor mängd suspenderade fasta och flytande partiklar (aerosol).

Atmosfärens struktur

Troposfär

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. Atmosfärens nedre huvudskikt innehåller mer än 80 % av den totala massan av atmosfärisk luft och cirka 90 % av den totala vattenångan som finns i atmosfären. Turbulens och konvektion är högt utvecklad i troposfären, moln uppstår och cykloner och anticykloner utvecklas. Temperaturen minskar med ökande höjd med en genomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m

Tropopaus

Övergångsskiktet från troposfären till stratosfären, ett skikt av atmosfären där temperaturminskningen med höjden upphör.

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 ° C (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. Enligt FAI-definitionen ligger Karmanlinjen på en höjd av 100 km över havet.

Gräns för jordens atmosfär

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 huvudregioner ligger inuti termosfären. På höjder över 300 km dominerar atomärt syre. Termosfärens övre gräns bestäms till stor del av solens nuvarande aktivitet. Under perioder med låg aktivitet - till exempel 2008-2009 - finns en märkbar minskning av storleken på detta lager.

Termopaus

Området i atmosfären som gränsar till termosfären. I denna region är absorptionen av solstrålning försumbar och temperaturen förändras faktiskt inte med höjden.

Exosfär (spridningssfär)

Exosfären är en spridningszon, den yttre delen av termosfären, belägen över 700 km. Gasen i exosfären är mycket sällsynt, och härifrån läcker dess partiklar in i det interplanetära rummet (förlust).

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 ~150 °C. Över 200 km observeras betydande fluktuationer i temperatur och gasdensitet i tid och rum.

På en höjd av cirka 2000-3500 km övergår exosfären gradvis till det så kallade rumsnära vakuumet, som är fyllt med mycket förtärnade 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.

Beroende på sammansättningen av gasen i atmosfären särskiljs homosfär och heterosfär. Heterosfären är ett område 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 som kallas homosfären. Gränsen mellan dessa skikt kallas turbopaus, den ligger på en höjd av cirka 120 km.

Andra egenskaper hos atmosfären och effekter på människokroppen

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 9 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.

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 atmosfärens nedre skikt som ljudutbredning, förekomst av aerodynamisk lyftning och drag, värmeöverföring genom konvektion etc. och försvinner sedan helt.

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 från höjder på 100-130 km förlorar begreppen M-numret och ljudbarriären, som är bekanta för varje pilot, sin betydelse: där ligger den konventionella Karman-linjen, bortom vilken regionen 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.

Atmosfärsbildningens historia

Enligt den vanligaste teorin har jordens atmosfär haft tre olika sammansättningar över tiden. Ursprungligen bestod den av lätta gaser (väte och helium) som fångats från interplanetariskt rymden. Detta är den så kallade primära atmosfären (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). Det är så den sekundära atmosfären bildades (cirka tre miljarder år före nutiden). 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 av en tertiär atmosfär, kännetecknad av mycket mindre väte och mycket mer kväve och koldioxid (bildad som ett resultat av kemiska reaktioner från ammoniak och kolväten).

Kväve

Bildandet av en stor mängd kväve N2 beror på oxidationen av ammoniak-väteatmosfären av molekylärt syre O2, som började komma från planetens yta som ett resultat av fotosyntesen, med start för 3 miljarder år sedan. Kväve N2 släpps också 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 N2 reagerar endast under specifika förhållanden (till exempel under en blixtladdning). Ozonets oxidation av molekylärt kväve under elektriska urladdningar används i små mängder vid industriell produktion av kvävegödselmedel. Cyanobakterier kan oxidera det med låg energiförbrukning och omvandla det till en biologiskt aktiv form ( blågröna alger) och knölbakterier som bildar rhizobial symbios med baljväxter, den så kallade. 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 detta orsakade allvarliga och abrupta förändringar i många processer som inträffade i atmosfären, litosfären och biosfären, kallades denna händelse syrekatastrofen.

Under fanerozoikum förändrades atmosfärens sammansättning och syrehalt. De korrelerade främst med hastigheten för avsättning av organiskt sediment. Under perioder av kolackumulering översteg således syrehalten i atmosfären tydligen den moderna nivån.

Koldioxid

CO2-halten 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 (cirka 2,4 1012 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.

ädelgaser

Källan till ädelgaser - argon, helium och krypton - är vulkanutbrott och sönderfallet av radioaktiva grundämnen. Jorden i allmänhet och atmosfären i synnerhet är utarmad på inerta gaser jämfört med rymden. Man tror att orsaken till detta ligger i det kontinuerliga läckaget av gaser till det interplanetära rummet.

Luftförorening

På senare tid har människor börjat påverka atmosfärens utveckling. Resultatet av hans aktiviteter var en konstant ökning av innehållet av koldioxid i atmosfären på grund av förbränning av kolvätebränslen som ackumulerats under tidigare geologiska epoker. Enorma mängder CO2 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 CO2-halten i atmosfären ökat med 10 %, varav huvuddelen (360 miljarder ton) kommer från bränsleförbränning. Om ökningstakten för bränsleförbränning fortsätter kommer mängden CO2 i atmosfären att fördubblas under de kommande 200-300 åren och kan leda till globala klimatförändringar.

Bränsleförbränning är den huvudsakliga källan till förorenande gaser (CO, NO, SO2). Svaveldioxid oxideras av atmosfäriskt syre till SO3 och kväveoxid till NO2 i de övre lagren av atmosfären, som i sin tur interagerar med vattenånga, och den resulterande svavelsyra H2SO4 och salpetersyra HNO3 faller till jordens yta i form av den sk. surt regn. Användningen av förbränningsmotorer leder till betydande luftföroreningar med kväveoxider, kolväten och blyföreningar (tetraetylbly) Pb(CH3CH2)4.

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

(Besökt 121 gånger, 1 besök idag)

Atmosfären är det som gör livet möjligt på jorden. Vi får den allra första informationen och fakta om atmosfären tillbaka in grundskola. På gymnasiet blir vi mer bekanta med detta koncept på geografilektionerna.

Begreppet jordens atmosfär

Inte bara jorden har en atmosfär, utan också andra himlakroppar. Detta är namnet på det gasformiga skalet som omger planeterna. Sammansättningen av detta gaslager varierar avsevärt mellan planeterna. Låt oss titta på grundläggande information och fakta om annars kallad luft.

Dess viktigaste komponent är syre. Vissa tror felaktigt att jordens atmosfär helt består av syre, men i själva verket är luft en blandning av gaser. Den innehåller 78 % kväve och 21 % syre. Den återstående procenten inkluderar ozon, argon, koldioxid och vattenånga. Även om andelen av dessa gaser är liten, fyller de en viktig funktion - de absorberar en betydande del av solstrålningsenergin och hindrar därigenom armaturen från att förvandla allt liv på vår planet till aska. Atmosfärens egenskaper förändras beroende på höjd. Till exempel, på en höjd av 65 km, är kväve 86% och syre är 19%.

Sammansättningen av jordens atmosfär

Koldioxid nödvändig för växtnäring. Det uppträder i atmosfären som ett resultat av andningsprocessen hos levande organismer, ruttnande och förbränning. Dess frånvaro i atmosfären skulle göra förekomsten av några växter omöjlig.
Syre- en viktig komponent i atmosfären för människor. Dess närvaro är ett villkor för existensen av alla levande organismer. Den utgör cirka 20 % av den totala volymen av atmosfäriska gaser.
Ozonär en naturlig absorbator av ultraviolett solstrålning, som har en skadlig effekt på levande organismer. Det mesta bildar ett separat lager av atmosfären - ozonskärmen. Den senaste tiden har mänsklig aktivitet lett till att den gradvis börjar kollapsa, men eftersom den är av stor betydelse pågår ett aktivt arbete för att bevara och återställa den.
vattenånga bestämmer luftfuktigheten. Dess innehåll kan variera beroende på olika faktorer: lufttemperatur, territoriellt läge, säsong. Vid låga temperaturer finns det mycket lite vattenånga i luften, kanske mindre än en procent, och vid höga temperaturer når dess mängd 4%.
Förutom allt ovanstående, kompositionen jordens atmosfär det finns alltid en viss procent fasta och flytande föroreningar. Dessa är sot, aska, havssalt, damm, vattendroppar, mikroorganismer. De kan komma upp i luften både naturligt och antropogent.

Lager av atmosfären

Luftens temperatur, densitet och kvalitetssammansättning är inte densamma på tvären olika höjder. På grund av detta är det vanligt att särskilja olika lager av atmosfären. Var och en av dem har sina egna egenskaper. Låt oss ta reda på vilka lager av atmosfären som särskiljs:

Troposfären - detta lager av atmosfären är närmast jordens yta. Dess höjd är 8-10 km över polerna och 16-18 km i tropikerna. 90 % av all vattenånga i atmosfären finns här, så aktiv molnbildning uppstår. Även i detta lager observeras processer som luft (vind) rörelse, turbulens och konvektion. Temperaturerna varierar från +45 grader vid middagstid till varm tidår i tropikerna ner till -65 grader vid polerna.
Stratosfären är det näst mest avlägsna lagret i atmosfären. Ligger på en höjd av 11 till 50 km. I det nedre lagret av stratosfären är temperaturen ungefär -55, när den flyttas bort från jorden stiger den till +1˚С. Denna region kallas en inversion och är gränsen mellan stratosfären och mesosfären.
Mesosfären ligger på en höjd av 50 till 90 km. Temperaturen vid dess nedre gräns är cirka 0, vid den övre når den -80...-90 ˚С. Meteoriter som kommer in i jordens atmosfär brinner helt upp i mesosfären, vilket gör att luftglöd uppstår här.
Termosfären är cirka 700 km tjock. Norrskenet visas i detta lager av atmosfären. De uppträder på grund av inverkan av kosmisk strålning och strålning som kommer från solen.
Exosfären är zonen för luftspridning. Här är koncentrationen av gaser liten och de flyr gradvis ut i det interplanetära rymden.

Gränsen mellan jordens atmosfär och yttre rymden anses vara 100 km. Denna linje kallas Karmanlinjen.

Atmosfärstryck

När vi lyssnar på väderprognosen hör vi ofta barometertryck. Men vad betyder atmosfärstryck och hur kan det påverka oss?

Vi kom på att luft består av gaser och föroreningar. Var och en av dessa komponenter har sin egen vikt, vilket gör att atmosfären inte är viktlös, som man trodde fram till 1600-talet. Atmosfäriskt tryck är den kraft med vilken alla skikt i atmosfären trycker på jordens yta och på alla föremål.

Forskare utförde komplexa beräkningar och bevisade att atmosfären pressar med en kraft på 10 333 kg per kvadratmeter yta. Betyder att, människokropp exponeras för lufttryck, vars vikt är 12-15 ton. Varför känner vi inte detta? Det är vårt inre tryck som räddar oss, som balanserar det yttre. Du kan känna trycket från atmosfären när du är på ett flygplan eller högt uppe i bergen, eftersom atmosfärstrycket på höjden är mycket lägre. I det här fallet är fysiskt obehag, blockerade öron och yrsel möjliga.

Mycket kan sägas om den omgivande atmosfären. Vi vet mycket om henne intressanta fakta, och några av dem kan verka överraskande:

Vikten av jordens atmosfär är 5 300 000 000 000 000 ton.
Det främjar ljudöverföring. På en höjd av mer än 100 km försvinner denna egenskap på grund av förändringar i atmosfärens sammansättning.
Atmosfärens rörelse framkallas av ojämn uppvärmning av jordens yta.
En termometer används för att bestämma lufttemperaturen och en barometer används för att bestämma atmosfärens tryck.
Närvaron av en atmosfär räddar vår planet från 100 ton meteoriter varje dag.
Luftens sammansättning var fixerad i flera hundra miljoner år, men började förändras med början av snabb industriell aktivitet.
Atmosfären tros sträcka sig uppåt till en höjd av 3000 km.

Atmosfärens betydelse för människor

Atmosfärens fysiologiska zon är 5 km. På en höjd av 5000 m över havet börjar en person uppleva syresvält, vilket uttrycks i en minskning av hans prestation och försämring av välbefinnande. Detta visar att en person inte kan överleva i ett utrymme där det inte finns denna fantastiska blandning av gaser.

All information och fakta om atmosfären bekräftar bara dess betydelse för människor. Tack vare dess närvaro blev det möjligt att utveckla liv på jorden. Redan idag, efter att ha bedömt omfattningen av skada som mänskligheten kan orsaka genom sina handlingar till den livgivande luften, bör vi fundera på ytterligare åtgärder för att bevara och återställa atmosfären.