2.3. Надземная гидросфера

Она полностью располагается в пределах атмосферы, ее нижняя граница проходит по поверхности суши Мирового океана, поверхностных вод материков. Верхняя граница надземной гидро­сферы, как уже указывалось, может проводиться по положению се­ребристых облаков (80-90 км) или наиболее высоких ионизирован­ных слоев атмосферы (700-800 км). На этих высотах гидрометеоро­логические процессы практически затухают, поскольку они проис­ходят преимущественно в приземной зоне атмосферы. Отметим следующие основные особенности надземной гидросферы:

• это самый малый резервуар воды на Земле, в нем содер­жится 13 • 10³ км³ воды;

• вода в надземной гидросфере содержится в парообразном, жидком и твердом состояниях;

• воды надземной гидросферы отличаются исключительной мобильностью и динамичностью, фронты движения атмосферной влаги могут перемещаться со скоростью сотен километров в час, водные массы атмосферы находятся в непрерывном движении, оп­ределяя водный и погодный режим нашей планеты;

• воды надземной гидросферы весьма мало минерализованы, что позволяет относить их к весьма пресным или умеренно пресным.

Строение надземной гидросферы. В нижних слоях тропо­сферы преобладающими формами воды являются лед и капельно­жидкая вода, которые при конденсации паров образуют облака. Эти процессы происходят при полном насыщении воздуха парами воды. В тропосфере существует несколько ярусов облачности. По между­народной классификации среди них выделяются верхний ярус (вы­сота 5-13 км), средний (2-7 км), нижний (от поверхности до 2 км) и ярус облаков вертикального развития (от высоты 500 м до перемен­ной высоты вершины облака). В атмосфере преобладающей фазой должен быть лед, а у границы с мезосферой в результате повышения температуры - пар. Повышение температуры в верхних слоях стра­тосферы (от 25 до 50 км) объясняется существованием здесь так на­зываемого озонового пояса, активно поглощающего инфракрасное тепловое излучение. В то же время это зона интенсивной фотодис-

39

-120 -60 0 60 120 180 240 300 3601, °С

Lg-a.aJ

В

Рис.4. Схема вертикального строения атмосферы и положение фазовых границ воды

На диаграмме: 0 - поверхность Земли; 1 - тропопауза; 2 - стратопауза; 3 - мезопауза;

4 - главный максимум ионизации; 5 - экзо­сфера; 6 - кривая изменения температуры с высотой; 7 - слой наибольшей концентра­ции озона; 8 - перламутровые облака; 9 - серебристые облака; 10 - фазовая граница лед - пар, вычисленная по уравнению Уэшбурна; А, Б и В - фазы льда, воды и пара соответственно; Г - тройная точка воды

социации воды, проникающей в нее с Земли. Меньшая моле­кулярная масса водяного пара (18а.е.м.) по сравнению с ки­слородом (32 а.е.м.) и азотом (28а.е.м.) способствует интен­сивному поднятию пара вверх. Образующиеся при фотодис­социации атомы водорода либо диссипируют, т.е. удаляются за поле притяжения Земли, либо образуют радикалы ОН” (рис.4).

Характерной особенно­стью верхней мезосферы и тропосферы является иониза­ция воздуха. Молекулы воды, попадающие сюда, почти пол­ностью диссоциируют. Уста­новлено, что область иониза­ции расслоена, в ней выделяет­ся несколько зон с относитель­но повышенной ионизацией. Наиболее надежно фиксиру­ются слои 60-80, 100-120,

180-200, 300-400 км, обычно обозначаемые Д Е, F\, F₂. В

выделенных слоях существу­ют оптимальные условия для ионизации, возможно, из-за аномаль­ной плотности воздуха по сравнению с соседними зонами. Безус­ловно, что слои Д Е, F\, F₂ для потока паров воды, как газа, будут выполнять функцию барьеров, поскольку в них резко меняется фор­ма массопереноса: от молекулярной к ионной.

В надземной гидросфере различают два вида переноса вод­ных масс - горизонтальные и вертикальные. Горизонтальный пере­нос влаги облаками настолько преобладает над вертикальным, что в метеорологических расчетах последним часто пренебрегают. Гидро-

40

	6
1	N) 00
	5 Л
4 (L	\\
1 1 —""-'О 1	Ч\И \ v
9 \\	ю ч; и
	,13
- V,12
15 \\ 16	17 18
1 \к 1	\\ 1 1 Л. .... .1

90 80 70 60 50 40 30 20 10 0

Широта, градусы

Рис.5. Принципиальные схемы воздушных масс, тропопаузы, фронтов и струйных течений: а — средняя меридиональная циркуляция (1 - полярная тропопауза;

2-тропическаятропопауза; 3 - зонапреобладающего горизонтального перемещения; 4 - полярное струйное течение; 5 - субтропическое струйное течение; 6 - полярный фронт); б — структура тропопаузы и ветровые системы (1 - ПВ стратосферы; 2 - УВ стратосферы; 3 - ТВ стратосферы; 4 - полярная тропопауза; 5 - тропопауза умеренных широт; 6 - тропическая тропопауза; 7 - вторичная тропическая тропо­пауза; 8 - ТВ верхней тропопаузы; 9 — ПВ тропо-сферы; 10 — ТВ умеренных широт; 11 - ТВ нижней тропосферы; 12 - арктический фронт; 13 - полярный фронт; 14 - субтропический фронт; 15 - полярный восточный перенос; 16 - полярный западный перенос; 17 - субтропический приземный максимум; 18 - зона пассатов)

41

Широтная зона	30-70° с.ш.	20-30° с.ш.	10-20° с.ш.	10° с.ш.
Усредненное количество ат­мосферных осадков, мм в год	900-1200	300-800	700-1700	1100-3000
Широтная зона	0-10° ю.ш.	10-20° ю.ш.	30-60° ю.ш.	60-70° ю.ш.
Усредненное количество ат­мосферных осадков, мм в год	900-1900	300-1250	1000-1500	400-1000

42

Эти данные показывают, что максимальное количество осад­ков выпадает в экваториальной зоне, и что в южном полушарии суммарное количество осадков несколько меньше, чем в северном.

По данным всемирной метеорологической организации (ВМО), на суше насчитывается более 100 тысяч постов метеонаблю­дений. Поэтому вполне достоверны сведения о том, что на суше площадью 149,2 • 10⁶ км³ выпадает 118700 км³ или 796 мм осадков в год. Примерно 60 % из них формируются за счет влаги, поступаю­щей со стороны океанов, а 40 % имеет внутриконтинентальное про­исхождение. Количество атмосферных осадков, которые выпадают на суше, зависит от ландшафтно-климатических условий территории и возможного приноса водно-воздушных масс со стороны морских акваторий. В горных районах наблюдается высотная поясность рас­пределения атмосферных осадков: на каждые 100 м высоты количе­ство атмосферных осадков вырастает на 10 мм в год. После перехода некоторой критической высоты, атмосферной влаги становится меньше, а в некоторых высокогорных районах (например, на Пами­ре), возникают пустыни. Критическая высота для Памира находится на отметках 1600-2400 м. Такой большой диапазон колебания ее по­ложения зависит от ориентировки склонов по отношению к приходу водно-воздушных масс. Наветренный склон всегда обводнен лучше, чем подветренный. Поэтому на наветренных склонах, принимающих водно-воздушные массы с океанов, формируются самые обильные осадки. Так, на наветренных склонах Альп, Карпат, Кордильер годо­вая сумма осадков составляет 1500-4000 мм в год, на подветренных склонах она в 2-4 раза меньше. Мировым рекордсменом по количе­ству выпадающих осадков является район Чарапунджи (Бангладеш), расположенный на высоте 1300 м в отрогах Гималаев, где количест­во атмосферных осадков достигает 23000 мм в год.

Как указывалось выше, распределение атмосферных осадков регулируют ландшафтно-климатические условия. В равнинной об­становке наибольшее количество осадков выпадает в экваториаль­ной зоне - до 6000-7000 мм в год (бассейн р. Амазонки, на побере­жье Гвинейского залива и на островах Индонезии). В тропической области величина осадков значительно колеблется от 100 мм в год (некоторые районы Африки) и до 2500 мм в год (предгорные равни­

43

ны Азии). В ряде мест Африки (среднее течение р. Нил, Эфиопия) дожди не выпадают годами. Мало выпадает осадков в пустынных и полупустынных районах (до 200-250 мм в год). От субтропиков к умеренным широтам количество осадков вновь увеличивается бла­годаря влиянию циклонической деятельности, и в степной зоне достигает 300-500 мм в год, а в лесной - 500-1000 мм в год. По­скольку влагоперенос вдет со стороны океана, то с удалением от него количество осадков снижается. Так, в Западной Европе коли­чество выпадающих осадков составляет 500-1000 мм в год, в Си­бири оно уменьшается до 300-500 мм в год, в Приморье, на юге Дальнего Востока, где ощущается влияние муссонов, количество осадков вновь растет. В высоких широтах количество осадков за­метно меньше. В зоне тундры выпадает всего лишь 200-300 мм в год, а в Антарктиде - еще меньше - до нескольких десятков мил­лиметров в год.

В течение года осадки обычно выпадают неравномерно. В экваториальной зоне чередуются дождливые и сухие сезоны. В суб­тропиках осадки выпадают обычно зимой, в умеренных широтах, вблизи морских побережий, откуда начинаются циклоны, также зи­мой, а с удалением от них - летом.

Примерно 70 % осадков выпадает в жидкой фазе и 30 % - в твердой. На 55 % суши образуется временно или постоянно сущест­вующий снежный покров. В северном полушарии снег лежит посто­янно в Гренландии и высокогорных областях, где занимает площадь около 2 млн км², в южном полушарии в некоторых высокогорных районах и в Антарктиде занимает общую площадь примерно 14 млн км². Запасы снега, накапливающиеся в течение холодного периода года, служат важным источником питания подземных вод после того, как в результате оттепели или весеннего снеготаяния талые воды попадают в водоносные горизонты.

Химический состав атмосферных вод. Химические осо­бенности атмосферных осадков формируются под влиянием аэрозо­лей, составляющих ядра конденсации, и атмосферных газов (кисло­рода, азота, углекислого газа и др.). В атмосфере вокруг Земли вра­щаются мириады тонких мелких частиц. Это может быть пыль, под­нятая ветром с поверхности суши. В химическом составе этих

44

частиц преобладают кремнезем, двуокись алюминия, карбонаты кальция и магния и др. С поверхности океанов, морей, соляных озер, солончаков и солонцов в атмосферу могут подниматься различные соли (хлориды натрия, сульфаты кальция и натрия, карбонаты маг­ния и кальция и др.). В районах современного вулканизма в атмо­сферу попадают разнообразные продукты вулканической деятельно­сти. Биогенные вещества пополняют ресурс аэрозолей в результате жизнедеятельности растительности и животного мира. С каждым годом нарастает воздействие техногенных процессов на формирова­ние химического состава атмосферных вод. Это дымовые и газовые выбросы промышленных предприятий, крупных мегаполисов, авто­мобильного транспорта, горно-рудного производства, сельскохозяй­ственной деятельности. Следствием техногенного воздействия на атмосферу является образование кислотных дождей.

Среди факторов, формирующих химический состав атмосфер­ных вод, назовем состав аэрозолей, интенсивность и продолжитель­ность атмосферных осадков, ландшафтно-климатические условия.

Преобладание в составе аэрозолей карбонатных соединений обусловливает гидрокарбонатный, магниево-кальциевый состав ат­мосферных вод. О появлении среди аэрозолей солей морского про­исхождения свидетельствует появление в этих водах хлоридов на­трия. В районах выброса в атмосферу техногенных газов в осадках фиксируются повышенные концентрации сульфатов, нитратов, ме­таллов и других соединений.

Наибольшее количество минеральных веществ в атмосфер­ных водах наблюдается в начальный период выпадения дождя. По мере усиления его интенсивности и продолжительности минерали­зация вод постепенно уменьшается.

Ландшафтно-климатические условия существенно влияют на минерализацию атмосферных вод: в зоне тундры обычно она не превышает 10 мг/л, в лесостепной зоне возрастает до 60 мг/л, а в зо­не пустынь и полупустынь достигает даже 200 мг/л. Еще большая минерализация атмосферных вод может наблюдаться в приокеани- ческом слое воздуха. В соответствии с минерализацией изменяется и ионный состав атмосферных вод. В Восточной Европе по этому при­знаку выделяется шесть групп осадков [11]: 1) СГи Na⁺; 2) SO4^- и

45