Физиологические и другие свойства атмосферы

Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 9 км, хотя примерно до 115 км, атмосфера содержит кислород. Однако, вследствие падения общего давления атмосферы, по мере подъема на высоту, соответственно снижается и парциальное давление кислорода.

В легких человека постоянно содержится около 3 л альвеолярного воздуха. Парциальное давление кислорода в альвеолярном воздухе при нормальном атмосферном давлении составляет 110 мм.рт.ст., давление углекислого газа 40 мм.рт.ст., а паров воды 47 мм.рт.ст. С увеличением высоты давление кислорода падает, а суммарное давление паров воды и углекислоты в легких остается почти постоянным около 87 мм.рт.ст. Поступление кислорода в легкие полностью прекратится, когда давление окружающего воздуха станет равным этой величине.

На высоте около 19-20 км давление атмосферы снижается до 47 мм.рт.ст., поэтому начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. С точки зрения физиологии человека, «космос» начинается уже на высоте 15-19 км.

По мнению населения, в районах Крайнего Севера и континентального Заполярья наблюдается значительный недостаток кислорода в атмосфере, однако эти сведения не имеют подтверждения. С физиологической точки зрения затруднение дыхания, одышка, объясняется не концентрацией кислорода в атмосфере, а степенью усвоения кислорода тканями легких и возможностью нормального функционального проникновения воздуха в дыхательную систему. Например, температуры воздуха ниже -27-35°С и выше 35-38°С и скорость воздушного потока свыше 7-9 м/с, существенно снижают резервные возможности дыхательной системы и газообмена. В спокойном состоянии человек, вдыхая воздух с содержанием О₂-21%, расходует при газообмене в легких в среднем 4,7% кислорода, а 16,3% выдыхает обратно вместе с углекислым газом и парами воды.

Плотные слои воздуха – тропосфера и стратосфера – защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация – первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.

По мере подъема на все большую высоту над поверхностью Земли постепенно ослабляются, а затем и полностью исчезают такие привычные для нас явления, наблюдаемые в нижних слоях атмосферы, как распространение звука, возникновение аэродинамической подъемной силы и сопротивления, передача тепла конвекцией и др.

В разреженных слоях воздуха распространение звука оказывается невозможным. До высот 60-90 км еще возможно использование сопротивления и подъемной силы воздуха для управляемого аэродинамического полета. Но с высот 100-130 км знакомые каждому летчику понятия числа М и звукового барьера теряют свой смысл: там, где проходит условная линия Кармана, начинается область чисто баллистического полета, управлять которым можно, лишь используя реактивные силы.

На высотах выше 100 км атмосфера лишена и другого замечательного свойства – способности поглощать, проводить и передавать тепловую энергию путем конвекции (т. е. с помощью перемешивания воздуха). Это значит, что различные элементы оборудования, аппаратуры орбитальной космической станции не смогут охлаждаться снаружи так, как это делается обычно на самолете, – с помощью воздушных струй и воздушных радиаторов. На такой высоте, как и вообще в космосе, единственным способом передачи тепла является тепловое излучение.

5.4. История образования атмосферы

Согласно наиболее распространенной теории, атмосфера Земли во времени пребывала в трех различных составах.

Первоначально она состояла из легких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера (около 4 млрд. лет назад).

Затем активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком, водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера (около 3 млрд. лет назад) – восстановительная.

Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами: утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство; химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов. Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы, характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим – азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).

Азот. Образование большого количества азота N₂ обусловлено окислением аммиачно-водородной атмосферы молекулярным кислородом О₂, который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, начиная с 3 млрд. лет назад. Также азот N₂ выделяется в атмосферу в результате денитрификации нитратов и других азотсодержащих соединений. Азот окисляется озоном до NO в верхних слоях атмосферы. Азот N₂ вступает в реакции лишь в специфических условиях (например, при разряде молнии). Окисление молекулярного азота озоном при электрических разрядах в малых количествах используется в промышленном изготовлении азотных удобрений. Окислять его с малыми энергозатратами и переводить в биологически активную форму могут цианобактерии (сине-зеленые водоросли) и клубеньковые бактерии, формирующие ризобиальный симбиоз с бобовыми растениями (сидератами).

Кислород. Состав атмосферы начал радикально меняться с появлением на Земле живых организмов, в результате фотосинтеза, сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа. Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленных соединений – аммиака, углеводородов, закисной формы железа, содержавшейся в океанах и др. По окончании данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти. Постепенно образовалась современная атмосфера, обладающая окислительными свойствами. Поскольку это вызвало серьезные и резкие изменения многих процессов, протекающих в атмосфере, литосфере и биосфере, это событие получило название Кислородная катастрофа.

В течение фанерозоя состав атмосферы и содержание кислорода претерпевали изменения. Они коррелировали прежде всего со скоростью отложения органических осадочных пород. Так, в периоды угленакопления содержание кислорода в атмосфере, видимо, заметно превышало современный уровень.

Углекислый газ. Содержание в атмосфере СО₂ зависит от вулканической деятельности и химических процессов в земных оболочках, но более всего – от интенсивности биосинтеза и разложения органики в биосфере Земли. Практически вся текущая биомасса планеты (около 2,4·10¹² тонн) образуется за счет углекислоты, азота и водяного пара, содержащихся в атмосферном воздухе. Захороненная в океане, в болотах и в лесах органика превращается в уголь, нефть и природный газ.

Благородные газы. Источник инертных газов – аргона, гелия и криптона – вулканические извержения и распад радиоактивных элементов. Земля в целом и атмосфера в частности обеднены инертными газами по сравнению с космосом. Считается, что причина этого – непрерывная утечка газов в межпланетное пространство.

Погода и ее явления

К основным метеорологическим элементам атмосферы, определяющим ее физическое состояние и процессы, происходящие в ней, относятся: атмосферное давление, температура и влажность воздуха, облачность, осадки, видимость и ветер. В океанологии элементами, так или иначе влияющими на состояние погоды, считаются такие гидрологические явления, как волнение, морские течения (в том числе и приливно-отливные), температура, соленость и плотность воды.

Атмосферное давление. Физическая сущность атмосферного давления – это вес столба воздуха от верхней границы атмосферы до земной (или водной) поверхности. Плотность воздуха постоянно меняется от колебаний температуры и влажности и от давления верхних слоев атмосферы на нижние. Вместе с изменением плотности воздуха меняется его вес и атмосферное давление.

Нормальным атмосферным давлением принято считать массу ртутного столба высотой 760 мм на площади 1 см², находящейся на уровне Мирового океана (уровне моря), при температуре 0°С и на широте места 45°. В практике метеорологических наблюдений атмосферное давление измеряется миллиметрами ртутного столба, или миллибарами (мбар). По международной системе единиц (СИ) стандартное атмосферное давление составляет 1013,247 гПа = 1013,247 мбар = 760 мм рт. ст.). Для измерения давления применяют барометры нескольких видов, анероид или барограф.

На справочных или синоптических картах точки с одинаковым атмосферным давлением соединены сплошными линиями – изобарами. Все нанесенные на карту изобары составляют барическое поле данного района. Отдельные участки барического поля, отличающиеся своей конфигурацией и типичной разностью давлений, называют барическими системами, областями с замкнутыми или незамкнутыми изобарами, с повышенным или пониженным атмосферным давлением.

Различают две замкнутые (основные) барические системы:

· циклон (барический минимум) – область, ограниченная концентрически замкнутыми изобарами, давление в которой понижается от периферии к центру, где наблюдается самое низкое давление (в умеренных широтах – 990-1005 мбар);

· антициклон (барический максимум) – область, отличающаяся от циклона тем, что высокое атмосферное давление в центре антициклона уменьшается к его периферии.

Незамкнутые изобары складываются в три барические системы:

· ложбина – область низкого давления, отходящая от циклона;

· гребень – область высокого давления, отходящая от антициклона;

· седловина – барическая система, расположенная крестообразно между соседними двумя циклонами и двумя антициклонами.

Температура воздуха в нижних слоях атмосферы складывается в основном из температуры подстилающей поверхности – земли или воды, получающей основную часть тепловой энергии солнца. Температурные линии на карте называют изотермами, различают летние (красные) и зимние (синие). Тепло от приземных слоев воздуха к верхним передается двумя путями:

· непосредственным вертикальным смешиванием теплых нижних слоев с верхними в результате конвекции, когда теплый воздух поднимается вверх, а более холодный воздух верхних или соседних слоев заменяет его. Над морем конвекция всегда усиливается ночью, при незначительном изменении температуры воды и более сильном охлаждении верхних слоев воздуха;

· вихреобразным, то есть турбулентным, беспорядочным движением воздушных масс, переносящих тепло в самых различных направлениях.

Температура воздуха зависит и от состояния погоды. При сплошной облачности перепады температуры значительно меньше, чем при ясном небе. Во время дождя и после него температура может понижаться. Зависит температура воздуха и от широты местности: в тропиках теплее, чем в умеренных и высоких широтах.

При наблюдении за температурой различают ее суточный и годовой ход.

Суточная амплитуда температуры воздуха – разность между самой высокой и самой низкой температурой за сутки зависит также от облачности, при которой она уменьшается, и от времени года. Суточная амплитуда колеблется от 1,0-1,5°С до 10-15°С, в некоторых районах и более, кроме того играет роль расположения воздушных масс над сушей или над морем. Все это необходимо учитывать, так как характер суточного хода имеет прямое отношение к погоде. Так, нарушение правильного суточного хода температуры предвещает ухудшение погоды, а при резком понижении дневной температуры после ненастья можно ждать улучшения погоды. Ухудшение погоды может наступить и при повышении температуры к вечеру.

Влажность воздуха, облачность, осадки. Источником влаги в воздухе является вода, испаряющаяся с подстилающей поверхности океанов, морей, озер, рек, водохранилищ. Эта влага находится в атмосфере в трех состояниях: газообразном – в виде пара, жидком – в виде разной величины капель и твердом – в виде снега, града и других ледяных образований. Поскольку водяной пар – составная часть атмосферы, он существенно влияет на все атмосферные процессы.

Влажность воздуха определяется наличием в нем водяного пара, и зависит она от количества его массы, в метеорологии учитывают два вида влажности:

· абсолютную, выраженную массой водяного пара, содержащегося в единице объема воздуха (кг/м3), и

· относительную, выраженную отношением абсолютной влажности к ее максимальному значению при данной температуре. При 100% относительной влажности в воздухе может произойти конденсация водяных паров с выпадением воды. Температура, при которой это случается, называется точкой росы.

 

Наглядный пример жидкого и твердого состояния влаги в атмосфере – облака, состоящие из мельчайших капелек воды, кристалликов льда или их смеси. Необходимое условие образования облаков – насыщение водяных паров до состояния конденсации (превращение пара в воду) или сублимации (превращение пара в ледяные кристаллы, минуя жидкую фазу) и понижение температуры воздуха до критической. Кроме того, в воздухе должны находиться так называемые ядра конденсации (или сублимации). Основная масса ядер конденсации состоит из частиц соли, попавших в атмосферу из испаряющихся водной пыли и брызг во время штормов. Взвешенные в воздухе частицы соли переносятся воздушными потоками до встречи с водяными капельками. Ядрами конденсации могут быть и микроскопические частицы пыли и дымообразующих веществ. Переохлажденные капельки с ядер конденсации, замерзающие при низких температурах, могут сублимироваться и образовывать кристаллики.

В основу классификации облачных структур взяты латинские слова, характеризующие их внешний вид: страдус (stratus) - слой, кумулюс (cumulus) - куча, циррус (cirrus) - перо, альтус (altus) - высокий, опакус (opakus) - плотный, нимбус (nimbus) - дождь, транслюцидус (translu-cidus) - просвечивающий, фрактус (fractus) - разорванный, хумилис (humilis) - низкий. Классификация облаков:

I. Облака нижнего яруса.

1. Слоистые облака (стратус - St) – высота 0,05-0,5 км. Сплошной, однородный, серый, низконависающий покров. Обычно дают моросящие осадки. В отдельных случаях могут простираться до видимого горизонта.

2. Слоисто-кучевые (стратокумулюс - Sc) – высота нижнего края 0,3-1,5 км. Сплошной волнистообразный серый покров, перемежающийся волнами и более светлыми промежутками между ними (Sc opacus). Выше 0,6 км образуются слоисто-кучевые просвечивающие облака (Sc translucidus) серого цвета с просветами. Могут давать морось.

3. Слоисто-дождевые (нимбостратус - Ns) – высота 0,1-1,0 км. Похожи на слоистые, но имеют более темный цвет. Сопровождаются обложными осадками.

4. Разорванно-слоистые (фракто-стратус - Fs) – сильно изорванные слоистые с просветами.