4

Глава 1

ГЕОСФЕРНЫЕ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ

На основе астрономических, геохимических и геофизических данных установлено, что земной шар состоит из многочисленных оболочек, которые различаются между собой по составу, плотности веществ и их физическим свойствам. Среди земных оболочек основными являются: магнитосфера, атмосфера, гидросфера и баросфера.

Первые две оболочки называют внешними оболочками, а последнюю – внутренней оболочкой. Земные оболочки взаимосвязаны и проникают друг в друга. Гидросфера всегда присутствует в атмосфере и литосфере, а атмосфера – в литосфере и гидросфере. Во всех отмеченных выше оболочках присутствует биосфера. В атмосфере бактерии встречаются от поверхности Земли до озонового слоя (25-30 км от экватора, 1014 км у полюсов). В литосфере бактерии встречаются до глубины 4-5 км от поверхности Земли, а в гидросфере – максимальных глубин Мирового океана и донных отложениях. Магнитосферу тоже следует считать земной оболочкой, состоящей из магнитных и гравитационных полей, обеспечивающих функционирование геосферных оболочек и их взаимосвязь между собой.

1.1. Внутренние оболочки Земли

Твердое тело Земли – баросфера. Она состоит из трех основных слоев: ядра, мантии, земной коры. Эти слои имеют сложную структуру. Центральное положение занимает ядро. Внутренняя часть ядра имеет радиус 3500 км, температуру 4000 С и огромное давление. Особенности внешней части ядра: толщина – 2200 км, давление уменьшено, чем во внутренней части, состоит в основном из железа и никеля в расплавленном состоянии. Мантия заполняет все пространство от внешней части ядра до нижней поверхности земной коры и имеет около 2900 км. Мантия по своей структуре слоиста. В ней разделяется ряд слоев. Границами раздела являются 1200, 900 и 400 км. Температура мантии в пределах этих границ равна, соответственно, 3000 С, 2500 С и 1500 С. Над мантией находится земная кора или

5

литосфера толщиной в несколько сот километров. В земной коре различают базальтовую, гранитную и осадочные толщи пород.

Представление об оболочечном строении твердой Земли позволило создать стройную гипотезу внутренней сферической симметрии, согласно которой Земля разделяется на земную кору, верхнюю и нижнюю мантии и внешнее и внутреннее ядра. Обобщение и анализ материалов исследований позволили В.А.Магницкому предположить еще более детальное деление Земли на оболочки или области (табл. 1.1).

Таблица 1.1 Основные характеристики слоев баросферы Земли

(В.А.Магницкий)

Границы раздела внутри Земли могут быть обусловлены различным петрографическим или химическим составом баросферных оболочек, или неодинаковым фазовым состоянием их вещества: кристаллическим, аморфным, различными кристаллическими модификациями или сочетанием перечисленных факторов. На рис. 1.1 дается модель Земли, предложенная А.П. Виноградовым.

Помимо этой модели Земли, существуют десятки других моделей, используемых сейсмологами для вычислений, однако принципиальных отличий они не имеют.

Как показал А.П. Виноградов, образование внутренних оболочек Земли есть результат плавления и дегазации мантии. Механизм дифференциации первичного вещества Земли аналогичен зонному плавлению. Основным источником тепла, за счет которого происходит плавление пород кровли и

6

перемещение вверх расплавленной зоны, является кристаллизация на нижней границе зоны. Он подчеркивает, что в процессе зонной плавки происходит поднятие вверх не более легких, а более легкоплавких компонентов.

Рис. 1.1. Разрез Земного шара (А. П. Виноградов)

А - земная кора; В, С, D - верхняя, средняя и нижняя мантии; Е, F - внешнее и внутреннее ядра.

В соответствии с рис. 1.1 слой «А» представляет земную кору. Средняя толщина земной коры под континентами примерно в пять раз больше, чем под океанами. Границу раздела земной коры и мантии принято называть границей Мохоровичича (граница «Мохо», или «М»), которая характеризуется резким скачкообразным изменением скорости распространения упругих продольных волн до 8,0 км/с (от 7,8 до 8,4 км/с) и поперечных волн до 4,3 км/с. Глубина залегания границы «М» такова, что она является как бы зеркальным отражением рельефа земной поверхности. Так, под высокогорными областями она прогибается вглубь до 80 км, под равнинами залегает

7

относительно ровно на глубине 30-40 км, а под океаническими впадинами поднимается до 10 км.

Океаническая кора состоит в основном из одного слоя, по составу близкого к базальтовому, с плотностью в среднем около 2,85 г/см3. Как и следовало ожидать, базальтовый слой почти везде покрыт осадочными породами толщиной в среднем около 0,6 км. Возраст осадочного чехла не превышает 100-150 млн. лет. Это свидетельствует о том, что океаническая кора относительно молода.

Континентальная кора состоит из чередующихся слоев с большей или меньшей плотностью и скоростью распространения объемных волн. Эти слои лишь условно можно разделить на верхний «гранитный» и нижний «базальтовый» со средними плотностями соответственно 2,65 г/см3 и 2,85 г/см3. На платформах (территориях, занятых равнинами и небольшими возвышенностями) они выделяются сравнительно хорошо, в то время как в горных районах, где расслоение очень неустойчиво и трудно разделяется. Как правило, «гранитный» слой континентальной коры покрыт осадочными породами, толщина которых меняется от нескольких километров в одних районах до нескольких метров – в других.

Земная кора очень неоднородна по горизонтали. В ней часто встречаются наклонные или вертикальные границы раздела, где механические свойства вещества изменяются скачком. Особенно это характерно для континентальной коры горных районов, иногда напоминающей плотно прижатые друг к другу блоки. В составе континентальной коры имеются наиболее древние

образом, континенты являются самыми древними образованиями литосферы.

В настоящее время считается, что земная кора (слой «А» рис. 1.1) образовалась вместе с гидросферой и атмосферой 4,5 млрд. лет назад путем плавления и поднятия вверх наиболее легкоплавких и легких компонент вещества верхней мантии. Продолжением этого процесса является отмечаемая и в настоящее время вулканическая деятельность, в результате

8

которой из верхней мантии на поверхность Земли поступают лава, пепел, водяной пар и газы.

Слой «В» расположен под границей Мохоровичича. Его нижняя граница находится приблизительно на глубине 400 км. Исследования дисперсионных кривых скоростей объемных волн показали, что в слое «В», непосредственно под границей «М», скорости объемных волн растут. Но на глубине 100-120 км под континентами и 50-60 км под океанами этот рост сменяется слабым уменьшением скоростей. На глубине около 250 км под континентами и 400 км под океанами скорости объемных волн снова начинают расти. Было доказано, что в слое «В» имеется область пониженных скоростей – астеносфера, характеризуемая относительно малой вязкостью вещества – около 1020-1021 пуаз, что в десятки и сотни раз меньше, чем в выше- и нижележащих слоях. Опыты по изучению состояния горных пород при высоких давлениях и температурах, подобных тем, которые господствуют

вастеносфере, показывают, что вещество может находиться там,

ваморфном, близком к расплавленному состоянию. Некоторые ученые считают, что в астеносфере вещество находится в «кашеподобном» состоянии, т.е. состоит из смеси твердых и частично расплавленных пород.

Вастеносфере находятся очаги вулканов. Они образуются,

там, где по каким-либо причинам понижается давление и, следовательно, температура плавления вещества астеносферы. Понижение температуры плавления приводит к расплавлению вещества и образованию магмы, которая затем по трещинам и каналам в земной коре может излиться на поверхность Земли. Существование отдельных очагов магмы в астеносфере доказано по наблюдениям прохождения поперечных волн.

Слой «С» расположен между 400 и 1000 км. Он характеризуется резким возрастанием скоростей объемных волн. В слое «D», расположенном между 1000 и 2900 км, скорости растут незначительно. Вещество в этих двух слоях находится в твердом, кристаллическом состоянии. Слой «D» весьма однороден по составу. Сопоставление механических свойств вещества этого слоя с лабораторными образцами показывает, что он может состоять из окислов магния, кремния и железа. Слой «С», наоборот, очень неоднороден по составу. В нем происходит

9

или изменение химического состава, или фазовые переходы, т.е. переход вещества из одного состояния в другое.

Слои «В», «С» и «D» слагают мантию Земли. Плотность вещества в мантии непрерывно растет от 3,3 у границы «М» до 5,2 г/см3 – в нижней части слоя «D». На границе между мантией и ядром, где давление достигает 1,3 106 атм., плотность вещества увеличивается до 9,4 г/см3.

Слой «Е», или внешнее ядро, расположен между 2900 и 5000 км. Верхняя граница этого слоя выражена очень четко. Помимо резкого увеличения плотности, эта граница характеризуется резким снижением скоростей объемных волн и появлением высокой электропроводности. Внутри этого слоя скорость продольных волн растет от 8 до 10,5 км/сек, а плотность

– от 9,4 до 11,5 г/см3. Как уже отмечалось, вещество слоя «Е» находится в жидком состоянии.

Слой «F», который расположен между 5000 и 5150 км, характеризуется быстрым ростом скорости Р-волн. Теоретические исследования показывают, что для роста скорости необходимо, чтобы вещество в этом слое и нижележащей области G было в твердом состоянии.

В области «G», занимающей центральную часть Земли, скорость Р-волн, почти постоянна. В центре Земли плотность составляет примерно 16 г/см3, давление – 3,5 106 атм., а температура – несколько тысяч градусов. Радиус ядра составляет

3500 км.

Со времени открытия А.Мохоровичичем метода определения границ раздела между земной корой и мантией Земли (1909) сменилось много различных представлений о строении земной коры. Какой-либо уверенности в наших знаниях о коре не было до тех пор, пока не стали применять метод глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ), предложенный в 1949 г. советским сейсмологом академиком Г.А.Гамбурпевым. Этот метод заключается в использовании генерируемых с помощью взрыва сейсмических волн, которые регистрируются сейсмографами, установленными в 200-500 метрах друг от друга. Метод ГСЗ в настоящее время дает самые надежные результаты.

Количество глубинного тепла, выделяемого с поверхности Земли составляет около 2 1020 кал/год. В настоящее время

10

многие ученые считают, что основной причиной, непрерывно рождающей тепло в недрах Земли, является не только тепло выделяющееся при радиоактивном распаде и гравитационной дифференциации вещества, но и тепло, связанное с фазовыми переходами и химическими реакциями, действующими внутри земли, а также тепло реликтового излучения, сохранившееся со времен формирования Земли.

1.2. Внешние оболочки Земли

Гидросфера. Под гидросферой понимают совокупность всех вод Земли, находящихся в твердом, жидком и газообразном состояниях. Больше всего на Земле жидкой воды. Объем её около 1,37 1024 см3. Она образует на поверхности Земли Мировой океан, общая площадь которого равна 3,61 1018 см2, т.е. 70,8% площади всей земной поверхности. Средняя глубина Мирового океана около 3800 м, в то время как средняя высота суши над уровнем моря примерно 875 м. Максимальная глубина Мирового океана, зарегистрированная в Марианской впадине (Тихий океан), равна 11034 м. Как известно, на суше самая высокая вершина Джомолунгма (Эверест) поднимается до высоты 8848 м.

Мировой океан занимает приблизительно 71% общей поверхности планеты. Средняя глубина вод океана составляет 3,8 км, общий объем воды – приблизительно 1 млрд. 340 млн. км3. Тихий океан – самый протяженный и самый глубокий. Его площадь равна 170 млн. км2. Площадь Атлантического океана равна 91,5 млн. км2, а площадь Индийского океана – 76 млн. км2. Соленость вод морей и океанов составляет в среднем 35 промилле (pro mille – одна тысячная величины, или 0,1%).

Общее количество минерального вещества, выносимого

Возможно поэтому вода морей и океанов соленая, хотя на этот счет нет единого мнения. Морская вода содержит около 50 химических элементов. Средняя соленость морской воды равна 35 °/оо (промилле), т.е. в 1 кг воды содержится 35 г солей. Общее

11

количество растворенных в воде солей оценивается в 4,5 1022 г. Благодаря наличию растворенных солей вода мирового океана явилась той питательной средой, в которой возникла и развилась органическая жизнь.

Все воды, находящиеся под земной поверхностью, называют подземными. Если вода свободно течет по подземному каналу, в толще твердых пород (трещина, пещера), то имеет место подземный водоток, скорость которого может измеряться метрами в секунду. Воды, просачивающиеся через рыхлые породы (песок, гравий, галька), называются фильтрующимися. В последнем случае воде приходится преодолевать силы трения у каждого зерна рыхлой породы, а скорость водотока будет измеряться метрами в сутки. Самый ближний к поверхности земли горизонт подземных вод носит название грунтовых вод.

Подземные воды делят на вадозные (влага атмосферы) и ювенильные (из паров воды раскаленной магмы). Ювенильные воды в местах недавнего вулканизма часто образуют источники. Вода, попавшая в грунт, доходит до водоупорного слоя. Накапливаясь на его поверхности она обильно пропитывает вышележащие породы и образует, так называемый, водоносный горизонт (обычно он имеет наклон). Когда появляется искусственный или естественный доступ к такому горизонту, возникают артезианские колодцы. В определенных условиях подстилающим слоем может быть мерзлота.

Гидросфера обладает огромным многообразием озер и болот. По генезису озера могут быть ледниковыми, проточными, термокарстовыми, солеными. Бывают озера, промерзающие до дна и частично. Есть озера, в которых солнечные лучи достигают дна (глубиной 4,5 м и менее). Их часто называет прудами. В них имеется растительность по всей поверхности дна. В целом растительная и животная жизнь озер очень разнообразна. Однако первопричиной происхождения большинства озер является таяние ледников. Болотами называются участки земной поверхности, избыточно увлажненные пресной или соленой водой. Наиболее распространены болота травяные, моховые и смешанные.

Атмосфера – воздушная оболочка Земли. По составу, температурному режиму, электрическим характеристикам и

12

другим физическим свойствам атмосфера (рис. 1.2) в вертикальном направлении может быть разделена на ряд слоев, наиболее крупные из которых получили название сфер. Особенно отчетливо различие в свойствах этих слоев проявляется в распределении температуры по высоте. В связи с этим в метеорологии с начала текущего столетия было принято разделять атмосферу на две части: тропосферу (нижний слой) и

стратосферу (верхний слой).

Рис. 1.2. Схема вертикального строения атмосферы (П.Н. Тверской).

Тропосфера – это нижний слой атмосферы, тонкий по сравнению с её общей протяженностью. Верхняя граница тропосферы располагается на высотах от 7 до 18 км в зависимости от географической широты, времени года, свойств земной поверхности; средняя высота её в умеренных широтах принимается равной примерно 10-11 км. Наиболее характерной особенностью тропосферы является наблюдаемое в ней понижение температуры с высотой примерно на 6° на 1 км (в средних широтах). Тропосфера – область атмосферы, где происходит особенно резко выраженное перемешивание по

13

вертикали и теплообмен с земной поверхностью, свойства которой оказывают существенное влияние на все процессы, происходящие в тропосфере. В ней содержится почти весь водяной пар, происходит образование всех обычно наблюдаемых облаков и протекают основные процессы погоды. Все слои атмосферы, располагающиеся над тропосферой и объединявшиеся ранее под общим названием «стратосфера», в настоящее время в свою очередь разделяются на ряд сфер, наименование и средняя высота которых приведены в табл. 1.2.

Примечание. Высоты указаны для умеренных широт.

Переход от каждой из этих сфер к другой всегда происходит через некоторый промежуточный слой большей или меньшей протяженности, также обладающий рядом особенностей. Принято давать таким переходным слоям специальные названия, образованные заменой в названии нижнего слоя слова «сфера» словом «пауза». Так, например, наиболее изученный переходный слой от тропосферы к стратосфере получил название тропопаузы; аналогично говорят о стратопаузе, мезопаузе и термопаузе.

Стратосфера характеризуется тем, что в ней температура с высотой остается почти неизменной или повышается. Наиболее низкая её температура, как и температура тропопаузы, наблюдается в экваториальной области, где она составляет –70 , –80°С. В средних широтах она равна примерно –55-60°С.

С высоты около 35 км происходит значительный рост температуры, и к слою стратопаузы (50-55 км) температура повышается приблизительно до 0°С. Этот рост температуры

14

объясняется поглощением солнечной радиации в расположенном на этих высотах слое озона. Выше 55 км располагается мезосфера, характеризующаяся убыванием температуры, продолжающимся до мезопаузы (80-85 км), где температура опускается до –70°С. Затем имеет место переход от мезосферы к следующему слою, получившему название термосферы. Это слой самой большой мощности, и в нем происходит непрерывный рост температуры с высотой до верхней границы, располагающейся на высоте в несколько сотен километров. Над термосферой располагаются внешние слои атмосферы – экзосфера, температура в области которой с высотой не изменяется или, возможно, несколько растет и оценивается очень высокими значениями (больше 1000– 1500° К). Воздушная оболочка Земли простирается до высоты 2000-3000 км, где земная атмосфера соприкасается с межпланетным газом.

Термосфера и особенно экзосфера изучены значительно меньше, чем слои, расположенные ниже. Их отличительной особенностью является чрезвычайно малая плотность воздуха и высокая интенсивность космического излучения. Следствием этого является интенсивно протекающие реакции возбуждения, диссоциации, ионизации и обратные им процессы излучения, рекомбинации и т.д. Эти процессы вызывают развитие в указанных слоях таких явлений, как образование слоев большой проводимости, полярных сияний, свечения ночного неба и др.

Термосферу называют еще ионосферой, т.к. этот слой отличающийся высокой электрической проводимостью воздуха и наличием в нем большого числа ионов. Нижний край её располагается на высоте около 90-110 км, а верхний простирается до 450-500 км.

Ионосфера – самая плотная плазменная оболочка Земли, буквально как губка впитывающая в себя и солнечное излучение, и высыпания энергичных частиц из магнитосферы. После солнечных вспышек ионосфера, поглощая солнечное рентгеновское излучение, нагревается и раздувается, так что плотность плазмы и нейтрального газа на высоте нескольких сотен километров увеличивается, создавая значительное дополнительное аэродинамическое сопротивление движению спутников и пилотируемых кораблей. Пренебрежение этим

15

эффектом может привести к «неожиданному» торможению спутника и потере им высоты полета. Пожалуй, самым печально известным случаем такой ошибки стало падение американской станции «Скайлэб» после крупнейшей солнечной вспышки, произошедшей в 1972 году. К счастью, во время спуска с орбиты станции «Мир» Солнце было спокойным, что облегчило работу российским баллистикам.

Однако, возможно, наиболее важным для большинства обитателей Земли эффектом оказывается влияние ионосферы на состояние радиоэфира. Плазма наиболее эффективно поглощает радиоволны только вблизи определенной резонансной частоты, зависящей от плотности заряженных частиц и равной для ионосферы примерно 5-10 мегагерцам. Радиоволны более низкой частоты отражаются от границ ионосферы, а волны более высокой – проходят сквозь неё, причем степень искажения радиосигнала зависит от близости частоты волны к резонансной. Спокойная ионосфера имеет стабильную слоистую структуру, позволяя за счет многократных отражений принимать радиосигнал диапазона коротких волн (с частотой ниже резонансной) по всему земному шару.

Магнитосфера - магнитное поле Земли

Существование магнитного поля у нашей планеты – Земли является уникальным явлением. Эксперименты показали, что магнитного поля нет у планеты земной группы – Марса и Венеры. Нет магнитного поля и у Луны, а Юпитер и Сатурн обладают магнитными полями значительно превосходящими магнитное поле Земли. Магнитное поле Земли можно представить в виде гигантского магнита, расположенного внутри Земли и сдвинутого на расстояние около 500 км от центра Земли в сторону Тихого океана. Ось этого магнита не совпадает с осью вращения Земли и имеет наклон около 11°. Поэтому магнитные полюса и магнитный экватор не совпадают с географическими полюсами и экватором, а геомагнитные широты не совпадают с географическими.

Магнитосфера Земли – область около планетарного пространства, физические свойства которой определяются магнитным полем планеты и его взаимодействием с потоками

16

заряженных частиц космического происхождения (солнечным ветром). Магнитосфера Земли с дневной стороны простирается до 8-14 земных радиуса, с ночной стороны – вытянута, образуя магнитный «хвост» в несколько сотен земных радиусов. В магнитосфере находятся радиационные пояса.

Радиационные пояса Земли – это области пространства, заполненные заряженными частицами, захваченными магнитным полем Земли. Потоки этих частиц намного порядков превышают потоки частиц космических лучей. Радиационные пояса (магнитные силовые линии Земли) создают препятствия для проникающей космической радиации. Электроны и протоны высоких энергий накручиваются на магнитные силовые линии, создавая при этом повышенный радиационный фон и высокие температуры.

К открытию радиационных поясов Земли привели первые полеты спутников на больших высотах. Впервые внутренний радиационный пояс был зарегистрирован советским ученым С.Верновым в 1957 году, а позже американским ученым Дж. ВанАлленом. Внешний радиационный пояс открыт советскими учеными во главе с С.Н. Верновым и А. Е. Чудаковым. Разделение на внутренний и внешний пояса является очень четким.

Первый эксперимент по измерению энергии мощных потоков заряженных частиц внутреннего радиационного пояса был поставлен группой советского исследователя Сергея Вернова в 1957 году. Действительность превзошла все ожидания – приборы зашкалило. Спустя год руководитель аналогичного американского эксперимента Джеймс Ван Аллен понял, что это не сбой в работе прибора, а реально существующие мощнейшие потоки заряженных частиц, не относящихся к галактическим лучам. Энергия этих частиц недостаточно велика, чтобы они могли достигать поверхности Земли, но в космосе этот «недостаток» с лихвой компенсируется их количеством.

Известно, что почти дипольное магнитное поле внутренней магнитосферы Земли создает особые зоны «магнитных бутылок», в которых заряженные частицы могут «захватываться» на длительное время, вращаясь вокруг силовых линий. При этом частицы периодически отражаются от околоземных концов

17

силовой линии (где магнитное поле увеличивается) и медленно дрейфуют вокруг Земли по окружности. В наиболее мощном внутреннем радиационном поясе хорошо удерживаются протоны с энергиями вплоть до сотен мегаэлектронвольт. Дозы облучения, которые можно получить при его пролете, настолько велики, что долго в нем рискуют держать только научно-исследовательские спутники. Пилотируемые корабли прячутся на более низких орбитах, а большинство спутников связи и навигационных космических аппаратов находится на орбитах выше этого пояса. Наиболее близко к Земле внутренний пояс подходит в точках отражения. Из-за наличия магнитных аномалий (отклонений геомагнитного поля от идеального диполя) в тех местах, где поле ослаблено (над так называемой бразильской аномалией), частицы достигают высот 200-300 км, а в тех, где оно усилено (над Восточно-Сибирской аномалией) – 600 км. Над экватором пояс отстоит от Земли на 1500 км. Сам по себе внутренний пояс довольно стабилен, но во время магнитных бурь, когда геомагнитное поле ослабевает, его условная граница спускается еще ближе к Земле. Поэтому положение пояса и степень солнечной и геомагнитной активности обязательно учитываются при планировании полетов космонавтов и астронавтов, работающих на орбитах высотой 300-400 км.

Во внешнем радиационном поясе наиболее эффективно удерживаются энергичные электроны. «Население» этого пояса очень нестабильно и многократно возрастает во время магнитных бурь за счет выброса плазмы из внешней магнитосферы. К сожалению, именно по внешней периферии этого пояса проходит геостационарная орбита, незаменимая для размещения спутников связи: спутник на ней неподвижно «висит» над одной точкой земного шара (её высота около 4,2 104 км). Поскольку радиационная доза, создаваемая электронами, не столь велика, то на первый план выходит проблема электризации спутников. Дело в том, что любой объект, погруженный в плазму, должен находиться с ней в электрическом равновесии. Поэтому он поглощает некоторое количество электронов, приобретая отрицательный заряд и соответствующий «плавающий» потенциал, примерно равный температуре электронов, выраженной в электронвольтах. Появляющиеся во время

18

магнитных бурь облака горячих (до сотен килоэлектрон вольт) электронов придают спутникам дополнительный и неравномерно распределенный отрицательный заряд, из-за различия электрических характеристик элементов поверхности. Разности потенциалов между соседними деталями спутников могут достигать десятков киловольт, провоцируя спонтанные электрические разряды, выводящие из строя электрооборудование.

Проникающая радиация космического происхождения – это сравнительно большая энергия: электроны с энергией >100 Кэв и протоны с энергией >30 Мэв. Причем протоны с энергией >30 Мэв существуют только во внутреннем радиационном поясе, а во внешнем поясе их нет.

Разделение радиационных поясов на внутренний и внешний имеет значение также и с другой точки зрения. Оказывается, что радиация, захваченная в области внутреннего радиационного пояса, почти не подвержена временным изменениям, в то время как радиация в области внешнего пояса испытывает разнообразные и значительные временные вариации, как по интенсивности, так и по распределению в пространстве.

После открытия радиационных поясов Земли стала ясна их тесная связь с магнитными бурями, полярными сияниями, поглощением космического радиоизлучения в полярных областях и другими геофизическими явлениями, связанными с солнечной активностью.

Солнечная активность характеризуется появлением на Солнце пятен, факелов, протуберанцев, хромосферных вспышек в результате гелиомагнитных инверсий. Эти процессы связаны с импульсным излучением колоссальной энергии и выделением вещества в виде частиц и полей. Импульсное периодически повторяющееся излучение Солнца формирует перед препятствием ударные волны, которые вызывают в космических объектах возмущение их магнитных полей. Это воздействие приводит к тому, что с дневной стороны происходит поджатие магнитного поля, а с ночной – его растяжение. Само поле оказывается ограниченным в определенной области пространства, называемое магнитосферой космических тел. Внутри магнитосферы магнитное поле определяется силовыми линиями

20

На рис. 1.3 приводится разрез магнитосферы Земли по полуденному меридиану для случая, когда ось диполя Земли перпендикулярна направлению на Солнце.

В результате вспышек на Солнце возникает основная (первая) ударная волна перед магнитосферой с дневной стороны Земли. Частицы солнечного ветра имеют скорости 300-800 км/с. После перераспределения потоков солнечной плазмы в хвосте магнитосферы происходит их возврат в полярные широты геомагнитного поля. Этот процесс сопровождается ударными волнами менее сильными, чем с дневной стороны магнитосферы, но более агрессивными. Они как раз и становятся причиной геомагнитных бурь.

Во время магнитных бурь чувствительная стрелка компаса начинает вертеться «как угорелая», безуспешно пытаясь уследить за всеми изменениями направления геомагнитного поля. Вариации поля создаются струями ионосферных токов силой в миллионы ампер-электроджетов, которые возникают в полярных и авроральных широтах при изменениях в магнитосферной токовой цепи. Во время солнечных вспышек и магнитных бурь количество заряженных частиц в ионосфере увеличивается, причем так неравномерно, что создаются плазменные сгустки и «лишние» слои, которые нередко принимают за «летающие тарелки». Это приводит к непредсказуемому отражению, поглощению, искажению и преломлению радиоволн.

Магнитные бури в высоких широтах могут практически полностью блокировать радиоэфир на несколько суток. При этом, естественно, замирают и многие другие сферы деятельности, например авиасообщение.

Магнитные бури могут быть стимулятором тектонических движений земной коры (землетрясений, извержений вулканов), смены форм атмосферной циркуляции и появления аномальных погодных условий (засух и суховеев, тропических ливней и наводнений).

21

Глава 2

ГЕОСФЕРНЫЕ ПОЯСА И ЗОНЫ

2.1.Климатические пояса

Широтная климатическая зональность есть одна из важнейших географических закономерностей и может быть прослежена во всех проявлениях жизни на земле. Широтная зональность в основном связана с шарообразной формой Земли и неравномерным распределением солнечной энергии на её поверхности. Нарушают эту закономерность распределение суши и моря и циркуляция атмосферы.

Впервые идея широтной зональности получила выражение в «солярной» системе «климатов» древнего мира, которая оставалась господствующей почти вплоть до XIX века. В основе этих представлений лежало мнение, что климат местности определяется наибольшей высотой солнца над горизонтом и, в связи с этим, важнейшими климатическими рубежами являются экватор, тропики и полярные круги. Неверным утверждением является то, что термическая характеристика климата учитывала только высоту Солнца и не принимались в расчет ни свойства подстилающей поверхности (суша, море, высота местности над уровнем моря), ни перенос тепла воздушными и океаническими течениями.

Более отвечающим природным условиям было понятие о термических поясах А.И. Воейкова (1842-1916) и В.П. Кеппена (1846-1940). Ими выделены так же, как и у древних греков, пять поясов – один жаркий, два умеренных и два холодных, – но границы этих поясов проводились по иному принципу, в соответствии с ходом изотерм (во второй половине XIX в. имелись уже карты изотерм земного шара, которые и были использованы для данной цели).

Б.П. Алисовым (1891-1972) было предложено принять за основу для деления земной поверхности на климатические зоны географические типы воздушных масс. Это деление неразрывно связано с условиями формирования того или иного климата, так как оно учитывает общие условия циркуляции, перенос тепла морскими и воздушными течениями, распределение суши и моря.

22

Вместе с тем такой подход является комплексным, так как каждый из основных типов воздушных масс отличается своими специфическими, связанными между собой метеорологическими характеристиками.

Всоответствии с основными характеристиками географических типов воздушных масс в каждом полушарии В.П.Алисов выделил четыре основных пояса: 1) пояс экваториального воздуха, 2) пояс тропического воздуха, 3) пояс воздуха умеренных широт, 4) пояс арктического (антарктического) воздуха, а ВП.Кеппин выделял еще и пятый пояс – пояс полярного воздуха (рис. 2.1.).

Вкаждом поясе под влиянием суши и моря формируются континентальные и морские подтипы воздушных масс. В связи с сезонными перемещениями основных климатологических фронтов выделяются три промежуточных пояса: пояс экваториальных муссонов (который может быть назван также субэкваториальным поясом), субтропический и субарктический

(в южном полушарии–субантарктический). В этих промежуточных поясах преобладающие воздушные массы меняются в зависимости от времен года.

Географическое распределение описанных выше климатических поясов показано на схематической карте рис. 2.1. Как видно из этой карты, расположение зон только в общем виде подчинено географической широте, нередко же наблюдаются существенные отклонения. Некоторые пояса в тех или иных частях земного шара имеют разрывы. Так, например, в Европе и в высоких широтах южного полушария нет субарктической зоны, и пояс воздуха умеренных широт непосредственно граничит с арктическим.

В восточной половине южной Азии в связи с исключительно сильным развитием экваториальных муссонов выпадает пояс тропический. В экваториальных широтах мы встречаем над океанами в связи с развитием пассатов и их сезонными перемещениями, на большом протяжении зону экваториальных муссонов, а не зону круглогодичного преобладания экваториального воздуха (экваториальный пояс).

23

Рис. 2.1. Схематическая карта широтных климатических поясов (Б.П.Алисов)

24

Все эти особенности распределения климатических зон на земной поверхности зависят от распределения суши и моря и связанных с этим условий атмосферной и океанической циркуляции, а также от устройства поверхности континентов.

В каждом поясе необходимо различать четыре основных типа климата: континентальный, океанический и два прибрежных–западных и восточных берегов. Исключение представляет экваториальный пояс, в котором различие между континентальным и океаническим типами настолько невелико, что не выявляются береговые типы.

Различие между континентальными и океаническими типами вызывается главным образом влиянием подстилающей поверхности. Особенности западных и восточных прибрежных типов зависят от условий атмосферной циркуляции.

Пояс экваториального воздуха

Экваториальный воздух формируется главным образом в экваториальной зоне слабых ветров под действием больших в течение всего года сумм тепла солнечной и атмосферной радиации. Благодаря этому годовой ход температуры в этой воздушной массе мало выражен, и годовые амплитуды меньше суточных. Значительная часть тепла, заключенного в экваториальном воздухе, расходуется на испарение и переходит в скрытое состояние (удельная влажность может превышать 30 г/м3); температура воздуха в приземном слое поэтому редко поднимается выше 30-35°С, а средние температуры месяцев колеблются в пределах 25-28°С. В связи с большой влажностью экваториального воздуха велико излучение атмосферы к земной поверхности, и ночные минимумы даже при ясном небе редко опускаются ниже 20 С суточная амплитуда температуры лишь иногда превышает 15°С. Однако, несмотря на небольшие суточные колебания температуры, часто наблюдаются ночные туманы, которые являются результатом большой влажности воздуха и образуются даже при сравнительно небольшом падении температуры ночью.

Осадки в экваториальном типе климата, являясь главным образом осадками термической конвекции, носят ливневой характер, сопровождаются нередко сильнейшими грозами и

25

выпадают во вторую половину дня. Над океанами конвективные осадки выпадают ночью, т.к. в это время в связи с охлаждением верхних слоев воздуха происходит усиление конвекции.

Несмотря на высокое влагосодержание экваториального воздуха, общее количество осадков в экваториальном климате (1000-3000 мм в год) не является наибольшим на земном шаре. Это объясняется тем, что толчком к развитию конвекции влагонеустойчивости служит не динамический подъем больших масс воздуха (по поверхности фронта), а нагревание подстилающей поверхности, вызывающее образование отдельных восходящих струй.

Очень характерно в экваториальной зоне обилие света, как прямого, так и рассеянного, являющееся результатом высокого положения солнца над горизонтом, большой влажности воздуха и наличия кучевых облаков с ярко освещенными краями. Облачность имеет ярко выраженный суточный ход с максимумом после полудня, что должно заметным образом снижать термический эффект инсоляции в приземном слое.

Условия погоды в областях, занятых экваториальным воздухом, характеризуются чередованием главным образом двух типов: 1) относительно тихой погодой с развитием кучевой облачности и 2) термическими грозами, часто сопровождающимися бурями местного характера. В более дождливые сезоны (связанные отчасти с положением солнца в зените) преобладает второй тип погоды, в относительно сухие периоды – первый. Отличительной особенностью температурного режима является очень ровный годовой ход температуры; годовая амплитуда (разность между средними температурами наиболее теплого и наиболее холодного месяцев) не превышает 5°С.

В связи с большим испарением велика влажность воздуха, которая даже в относительно сухие месяцы составляет над континентом около 70% – настолько значительны запасы влаги в почве. Годовой ход осадков довольно разнообразен, но в большинстве случаев зимой (в соответствующем полушарии) наблюдается относительно сухой период, продолжающийся 1-2 месяца; он вызывается усиленным притоком пассатных масс. Иногда замечается и летний засушливый период, более короткий, чем зимний; он объясняется перетеканием через экватор пассата

26

другого полушария. На экваторе наиболее дождливы месяцы, близкие к моментам равноденствий.

Влияние рельефа на климат в экваториальном поясе выражается главным образом в общем падении температуры с высотой (в среднем на 0,5°С на 100 м) и связанными с этим изменениями других элементов. Таким образом, климат экваториального пояса отличается большим количеством света, тепла и влаги в течение всего года, что способствует развитию богатой растительности и особенно лесной, обильно испаряющей. Наличие влажного вечнозеленого леса является одной из наиболее характерных особенностей экваториального ландшафта.

Пояс экваториальных муссонов (субэкваториальный).

Области экваториальных муссонов лежат между летним и зимним положениями тропического фронта в каждом полушарии. Летом по направлению к тропикам распространяется экваториальный воздух, зимним муссоном является течение тропического воздуха к экватору.

Муссонные климаты как бы составлены из двух самостоятельных климатических режимов. Летом, когда дует экваториальный муссон, условия погоды, соответствуют экваториальным: возрастает влажность воздуха, уменьшаются суточные амплитуды температуры, выпадают обильные, преимущественно конвективные дожди. Во время зимнего муссона влажность падает (особенно внутри континента), возрастает суточная амплитуда температуры, резко снижается количество осадков.

Количество осадков, выпадающих в условиях климатов экваториальных муссонов, может сильно варьировать в зависимости от длительности дождливого периода, связанного с пребыванием экваториального воздуха в данной области, от вертикальной мощности массы и её влагосодержания и от условий рельефа. Во внутренней, например, Африке или во внутренней Индии муссонные осадки редко превышают 10001500 мм (годовое количество) и убывают с удалением от экватора. На обращенных же к влажным муссонам гористых берегах и на склонах гор (Западные Гаты, южные склоны восточных Гималаев) выпадает 6000, 8000 и более 10000 мм

27

осадков. Наибольшие возможные на земном шаре осадки наблюдаются именно в муссонных областях.

В поясе экваториальных муссонов следует различать два основных типа климата: морской и континентальный. Характерной особенностью климата экваториальных муссонов является резко выделяющийся летний дождливый период, сопровождающийся увеличением облачности, высокой влажностью и некоторым падением температуры. Этот летний минимум температуры связан с притоком относительно холодного экваториального воздуха, а в более близких к экватору широтах–также с понижением высоты солнца в летние месяцы. Максимум температуры в большинстве случаев приходится на конец сухого сезона (весна).

Характер растительности в климатах экваториальных муссонов зависит от количества осадков. В достаточно орошаемых (летом) странах преобладающим ландшафтом является саванна, в которой растительность сбрасывает на сухое время листву; в более сухих – растительность носит степной и даже полупустынный характер. На восточных берегах, где экваториальный муссон сменяется влажным морским пассатом, растительность сохраняет почти экваториальный характер.

Тропический климатический пояс

Тропический климатический пояс формируется в антициклонах «пояса высокого давления», главным образом из опускающихся масс антипассатов, и оттекает, с одной стороны, к экватору в виде пассатов, имеющих восточную слагающую, с другой, в направлении умеренных широт с ветрами западных румбов. По своей природе тропический воздух сух и устойчиво стратифицирован, так как адиабатическое нагревание опускающегося в антициклонах воздуха приводит к уменьшению вертикального градиента температуры и падению относительной влажности. Над океаном тропический воздух в нижних слоях увлажняется и приходит в пассатах к восточным берегам континентов с большим запасом влаги, мало отличаясь внизу по температуре и влажности от экваториального воздуха. Над континентами он остается сухим, приобретая еще более высокую температуру, и отличается большой запыленностью.

28

В тропическом поясе следует различать четыре основных типа климата: 1) континентальный тропический климат, 2) океанический тропический климат, 3) климат восточной периферии океанических антициклонов, 4) климат западной периферии океанических антициклонов.

Континентальный тропический климат отличается крайней сухостью и характерным ландшафтом пустынь и сухих степей. Внутри континентов в широтах, близких к тропикам, осадков почти совсем нет по причине сухости воздуха и высокого положения уровня конденсации. В результате сильной конвекции над материками нередко возникают мощные вихри, поднимающие огромные столбы пыли, песка и увлекающие даже гальку. Особенно грозный вид это явление приобретает в песчаных пустынях. Вследствие малой облачности чрезвычайно велики суточные колебания температуры земной поверхности и особенно песчаных пространств – температура поверхности почвы может днем достигать 80°С, а ночью опускаться иногда до 0°С.

Сухость и резкие колебания температуры почвы способствуют быстрому разрушению и измельчению пород, благодаря чему нижний слой воздуха, даже при слабом ветре, насыщается пылью; эта пыль способствует днем повышению температуры запыленного слоя.

Температура воздуха в этих условиях может достигать предельно высоких значений для земного шара (почти 60°С). Суточные колебания температуры воздуха (на высоте 2 м) иногда превышают 35°С. По сравнению с экваториальным поясом велики также и годовые колебания температуры, достигающие средней величины суточных колебаний (20°С).

Влияние рельефа в условиях континентального тропического климата проявляется в усилении осадков в горах, находящихся даже в центральной части континентальных тропических пустынь (в горах Тибета и центральной Сахаре, в горах МакДоннеля в Австралийской пустыне). Источником осадков в горах, так же как и в окружающей пустыне, являются редкие прохождения циклонов.

Океанический тропический климат отличается от континентального большой влажностью и ровным ходом

29

температуры, приближаясь в этом отношении к экваториальному. Однако он существенно отличается от последнего значительно меньшей облачностью, особенно в восточной половине океанов. Для этого типа климата характерны тропические циклоны, движения которых соответствуют распределению воздушных течений в антициклоне. Над восточной частью океанов, где пассатная инверсия выражена сильнее, тропические циклоны возникают сравнительно редко. Они чаще наблюдаются в западных частях океанов, имея направление, соответствующее ветрам западной периферии субтропических антициклонов. Проникая в субтропические и умеренные широты, тропические циклоны или затухают, или, попадая в зону полярного фронта, принимают направление внетропических полярно-фронтовых циклонов.

Климат восточной периферии океанических антициклонов.

Этот тип климата наблюдается у западных берегов континентов в тропической зоне и отличается почти совершенным бездождьем при высокой относительной влажности воздуха, особенно в летние месяцы, когда океанические антициклоны усиливаются. Годовой ход температуры, так же как и в океаническом тропическом климате, очень мал. На побережьях, омываемых холодными течениями, температура воздуха вообще значительно снижена. Весьма часто наблюдаются туманы.

Исключительно сильного развития достигает здесь бризовая циркуляция из-за большой разности температур между морем и сушей. Днем, когда дует морской бриз, влажность воздуха на побережье резко возрастает, ночью же, наоборот, падает под действием ветра с континента. Особенной силой отличаются дневные бризы, проникающие нередко в виде бурного ветра до сотни километров в глубь континента, например в Сенегамбии. Описанным климатическим условиям отвечает ландшафт пустыни. Скудная растительность здесь поддерживается за счет большой влажности воздуха и частых туманов.

Климат западной периферии океанических антициклонов.

Характер погоды весьма близок к экваториальному, только зимой могут наблюдаться похолодания в связи с вхождениями воздушных масс умеренной зоны. Существенную роль приобретает здесь рельеф. Так как пассаты имеют значительную

30

скорость, при встрече с орографическими препятствиями имеет место резкое усиление осадков. Но так как морской пассат является достаточно влажным только в нижних слоях, то на подветренных склонах хребтов осадки резко убывают, что создает в условиях горных стран чрезвычайные контрасты в распределении осадков. Особенно показателен в этом отношении климат Гавайских островов, где на наветренных северовосточных склонах гор местами выпадает свыше 10000 мм осадков в год, на подветренных же юго-западных их выпадает менее 500 мм. Наветренные склоны покрыты тропическим лесом, у подветренных – тянутся сухие степи. Тот же эффект влияния рельефа можно наблюдать, например на Мадагаскаре – восточная наветренная по отношению к юго-восточному пассату часть острова обильно орошается осадками, юго-западные же районы острова, находящиеся в «тени» хребта, засушливы.

Растительность на берегах континентов и островах, попадающих в сферу влияния пассатов западной окраины антициклонов, в зависимости от количества выпадающих осадков, т.е. в зависимости главным образом от условий рельефа

иветровой экспозиции, представляет или тропические леса, или саванну, или степь.

Субтропический пояс. В этом поясе сезонные перемещения тропического фронта регулируют режим осадков в климате экваториальных муссонов. Зимние и летние изменения в положении полярных фронтов влекут за собой наступление сухих

идождливых сезонов в субтропических широтах. Общий характер климата субтропических областей складывается под влиянием сезонной смены тропического воздуха, воздуха умеренных широт и циклонической деятельности на разделяющем их фронте.

Всубтропическом поясе, так же как и в тропическом, различаются четыре типа климата: 1) континентальный

Отличительными особенностями режима погоды в этом климате являются: однообразно сухое и жаркое лето, со средними

31

температурами около 30°, и крайне неустойчивая погода зимы с выпадением осадков и резкими сменами температуры даже в южных районах континентальных субтропиков (в северном полушарии морозы могут достигать 15°). Годовое количество осадков обычно не превышает 500 мм, но бывает и гораздо меньше. Высокая температура и сухость лета на фоне общего недостатка осадков действуют угнетающе на растительность, и преобладающими ландшафтами в этом климате являются сухие степи и полупустыни.

Океанический субтропический климат. Летом преобладает антициклональный характер погоды, связанный с распространением в более высокие широты притропических областей высокого давления. В антициклонах происходит трансформация притекающего воздуха умеренных широт в воздух тропический. Зимой развивается циклоническая деятельность, сопровождающаяся сильными ветрами, выпадением осадков, облачностью и довольно резкими колебаниями температуры. Однако и зимой нередко наблюдаются периоды спокойной ясной погоды.

Годовая амплитуда температуры меньше чем в континентальном типе, но больше чем в океаническом тропическом климате; в среднем она составляет уже около 10°С. Особенно значительны температурные различия между зимой и летом в западной части океанов в северном полушарии, где зимой сказывается преобладание холодных северных ветров тыловых частей депрессии, а также влияние зимних материковых антициклонов.

Прибрежные субтропические климаты. Различия в условиях климатов западных и восточных побережий континентов и прилегающих к ним островов заключается в том, что летом у западных берегов континентов полярный фронт смещается из средних широт в субтропические. Здесь развивается циклоническая деятельность, в результате которой осадки выпадают в течение всего зимнего сезона. На восточных берегах под действием мощного потока континентального воздуха умеренных широт, формирующегося в материковых зимних антициклонах, полярный фронт продвигается в значительно более низкие широты (особенно у восточных берегов Азии) и

32

субтропические области заполняются сухим и относительно холодным воздухом. В условиях преобладающего антициклонального характера циркуляции осадки здесь резко убывают по сравнению с летом.

В субтропической зоне климат западных берегов характеризуется ясным сухим летом и дождливой мягкой зимой, климат восточных – влажным жарким летом и сухой относительно холодной зимой. Климат восточных берегов континентов имеет муссонный характер: зимним муссоном служит поток континентального воздуха умеренной зоны, летним

– морской тропический. Эти особенности субтропических климатов западных и восточных берегов континентов находят свое отражение и в характере растительности. На западных берегах, где лето засушливо, распространены ландшафты средиземноморского типа с представителями растительности засушливых зон. В условиях дождливого жаркого лета на восточных берегах растут роскошные влажные леса.

Характерной особенностью субтропических климатов, отличающей их от тропических, является ежегодное выпадение снега, который на низменностях не образует снежного покрова, но в горах может сохраняться в течение нескольких недель. Выпадение снега в редких случаях наблюдается и в более низких широтах, вплоть до тропиков, но оно не составляет особенности климата этого пояса. В субтропиках же снег – нормальное явление, хотя и сравнительно редкое.

Рельеф повсеместно вызывает соответствующие изменения температуры с высотой, а также усиление осадков на наветренных склонах. Таковыми являются западные склоны в западной части материалов и восточные – на восточных побережьях. Особенно велико действие рельефа на западе, так как пути циклонов имеют здесь ясно выраженную западную составляющую, тогда как у восточных берегов континентов направление движения циклонов менее определенно. Количество осадков, выпадающих на наветренных склонах, может в четыре или пять раз превышать количество осадков на равнине. Наибольшее количество осадков в субтропическом поясе достигает в среднем многолетнем выводе 5000 мм, т.е. вдвое меньше, чем в тропическом.

33

При благоприятной экспозиции склонов осадки в горах могут достигать большой величины даже в сухих континентальных субтропиках. Так, например, на юго-западных склонах Памиро-Алайской системы в некоторых местах годовое количество осадков превышает 2000 мм, тогда как в прилегающих пустынях Средней Азии оно менее 200 мм.

Умеренный климатический пояс

Климат умеренных широт слагается в условиях значительно меньшего количества солнечного тепла, чем в тропическом и в субтропическом поясах, что зависит не только от географической широты, но и от значительно большей облачности. Климаты умеренных широт слагаются под влиянием физических свойств воздуха, формирующегося в средних широтах, вхождений арктических (антарктических в южном полушарии) и тропических воздушных масс и циклонической деятельности на полярном и арктическом (антарктическом в южном полушарии) фронтах.

Основное различие между свойствами морского и континентального воздуха заключается в величине годовой амплитуды температуры и влажности. Годовая амплитуда температуры морского воздуха, так же как и поверхностных вод океана в средних широтах, составляет около 15°С; в континентальном же воздухе она достигает 50-60°С. Годовое колебание относительной влажности в континентальном воздухе также значительно больше, чем в морском. Тропические и арктические воздушные массы могут глубоко проникать в зону умеренных широт, создавая тем самым резкие изменения температуры и общих условий погоды, что отличает умеренные климаты от климатов тропических.

Несмотря на большое разнообразие процессов, формирующих климат в умеренных широтах, и здесь можно применить деление климатов на типы по признаку преобладания тех или иных воздушных масс. По характеру преобладающих воздушных масс в умеренном поясе можно различать четыре типа климата: 1) климат континентальный, 2) климат океанический, 3) морской климат западных побережий, 4) муссонный климат восточных побережий.

34

Континентальный климат умеренного пояса.

Континентальный воздух формируется во внутренних областях континентов из морского воздуха умеренного пояса и из арктического (или антарктического). Летом трансформация заключается в нагревании воздушных масс и протекает довольно быстро, благодаря конвекции в неустойчиво стратифицированном относительно холодном воздухе. Особенно интенсивно развивается трансформация в антициклонах при тихой и малооблачной погоде.

Летом континентальный воздух характеризуется сравнительно высокой температурой, небольшой относительной влажностью и неустойчивой стратификацией в нижних слоях.

Зимой континентальный воздух имеет низкую температуру, значительную влажность и устойчивую стратификацию, способствующую дальнейшему его охлаждению. Зимние инверсии температуры, достигающие иногда большой мощности и способствующие установлению тихой холодной погоды, весьма характерны для воздушных масс этого типа. Важную роль играет наличие снежного покрова, составляющего наиболее существенную особенность зимнего ландшафта на континентах в умеренных и высоких широтах. Режим температуры и влажности в умеренном поясе на континентах определяется не только свойствами континентального воздуха, но также вхождениями морских воздушных масс. С вхождениями арктического и тропического воздуха, а также морского воздуха умеренных широт, связана на континентах и циклоническая деятельность, являющаяся главной причиной, вызывающей выпадение осадков.

Континентальный климат может сформироваться лишь на крупных континентах, так как только над обширными пространствами может в полной мере проявлять себя влияние подстилающей поверхности на постоянно перемещающиеся над ней воздушные массы, и только над обширными континентами могут создаваться характерные для этого климата условия атмосферной циркуляции. Степень термического влияния подстилающей поверхности на характер атмосферной циркуляции над ней в умеренном поясе сильно возрастает по сравнению с тропической зоной. В связи с этим указанный тип климата имеет распространение только в северном полушарии.

35

Процессы летней и зимней трансформации воздушных масс одинаково приводят к ослаблению циклонической деятельности над континентами и уменьшению облачности. Безоблачное лето Средней Азии и безоблачная зима Забайкалья есть результат исключительно сильного развития трансформации и ослабления циклонической деятельности. В этих условиях радиационный баланс как фактор климата приобретает первостепенное значение. Характер растительности в континентальном климате определяется закономерной сменой тайги более северных районах степью – в южных. Широколиственные леса более характерны для переходного климата между морским и континентальным.

Влияние, оказываемое рельефом на климат внутри континентов в умеренных широтах, позволяет установить два чрезвычайно важных обстоятельства. Во-первых, западные склоны хребтов получают значительно больше осадков в зимнее время, чем восточные, что указывает на глубокое проникновение на континент океанического воздуха с запада. Поставщиком влаги на большей части материка Евразии (в умеренном поясе) является Атлантика, на восточной части Евразии – Тихий океан. Во-вторых, преобладающим характером распределения температуры зимой в горах умеренных широт при преобладании антициклонического режима является рост температуры с высотой. Это указывает на весьма частое образование в свободной атмосфере температурных инверсий, возникающих, с одной стороны, вследствие охлаждающего действия континента, с другой – переноса в более высоких слоях в умеренные широты относительно теплых воздушных масс океана.

Океанический климат умеренного пояса. Морской воздух умеренных широт формируется над океанами из морского тропического и арктического (антарктического) воздуха, а также из воздуха, переносимого с континентов. Трансформация арктического (антарктического) воздуха начинается в западной части океанов. Продвигаясь затем по западной окраине барических депрессий к субтропическим широтам, этот воздух полностью меняет свои свойства и выносится к западным берегам континентов: зимой преимущественно по восточной периферии депрессий, летом по северной (в северном полушарии) окраине

36

субтропических антициклонов (в западном потоке, который в умеренном поясе является основным воздушным течением).

Океанический климат умеренного пояса отличается значительно меньшей амплитудой температуры по сравнению с континентальным климатом и равномерным распределением осадков по временам года. Последнее объясняется тем, что циклоническая деятельность в умеренном поясе над океанами развивается достаточно интенсивно во все сезоны.

Климат западных побережий континентов. В силу указанных выше условий циркуляции морской воздух является преобладающей воздушной массой на западном побережье континентов. В связи с этим климат западных берегов в умеренном поясе отличается сравнительно теплой (для данной широты) зимой и относительно прохладным летом, большой влажностью и значительным количеством осадков в течение всего года. Умеренный ход температуры и большая влажность воздуха являются особенностью самого морского воздуха, равномерное же в течение года распределение осадков есть результат циклонической деятельности: летом – на полярном, зимой – на полярном и арктическом фронтах.

Эти черты климата западных берегов умеренных широт резко отличают его от соседнего с ним субтропического – с теплым сухим летом. В пределах умеренного пояса на западном побережье с увеличением географической широты средняя температура соответственно падает, но все же остается почти повсюду положительной для зимних месяцев. В летние месяцы даже у южной границы умеренного пояса она не превосходит 20°С. Изменения температуры с широтой происходят не столько по причине изменения температуры морского воздуха умеренной зоны, сколько благодаря более частым вхождениям на севере – арктического, на юге – тропического воздуха.

Годовое количество осадков в среднем составляет около 700 мм, но под действием рельефа значительно возрастает; верхний предел для среднего годового количества составляет около 3500 мм.

Муссонный климат восточных побережий континентов.

Климат восточных берегов континентов северного полушария в умеренном поясе носит муссонный характер. Зимним муссоном

37

является северо-западный поток холодного континентального воздуха, оттекающий по восточной периферии зимних континентальных антициклонов и отодвигающий полярный фронт в субтропическую зону. Летом полярный фронт продвигается в более высокие широты, и развивающаяся на нем циклоническая деятельность обусловливает летний дождливый период. Летним муссоном служат юго-восточные ветры передней части циклонов, несущие преимущественно морской воздух умеренной зоны; над этим течением распространяется тропический воздух, оттекающий по западной периферии океанических антициклонов. В умеренные широты циклоны полярного фронта приходят в большинстве случаев в окклюдированном состоянии, и тропический воздух оказывается отрезанным от земной поверхности воздухом умеренного пояса. Однако из этого именно тропического воздуха главным образом и выпадают летние муссонные дожди.

Таким образом, муссонный климат восточных побережий в умеренном поясе характеризуется холодной ясной малоснежной зимой и дождливым сырым летом. Влияние рельефа в условиях муссонного климата, так же как и в других случаях, проявляется в усилении осадков на наветренных склонах гор, причем в противоположность западной и центральной частям материков наветренными здесь являются восточные склоны. В ряду других признаков усиление летних осадков на восточных склонах по сравнению с западными является одним из главных в определении муссонного характера климата. Эта особенность муссонных климатов умеренного пояса вызывается преобладанием летних осадков, приносимых юго-восточным муссоном. В условиях зимнего антициклонального режима горные местности в муссонном климате отличаются большой пестротой распределения температуры и явно выраженным инверсионным характером изменения её с высотой.

Субарктический (субантарктический в южном полушарии)

пояс. В субарктическом (субантарктическом) поясе зимой преобладает арктический (антарктический) воздух, летом – воздух умеренных широт. Над континентами (в северном полушарии) преобладание летом воздушных масс типа воздуха умеренных широт обусловлено не столько притоком воздуха из

38

умеренного пояса, сколько летней трансформацией арктического воздуха в этих широтах. Границы субарктического (субантарктического) пояса определяются положением арктического (антарктического) фронта в зимнем и летнем сезонах. Арктический фронт летом возникает в виде мало связанных между собой отдельных ветвей и потому трудно установить какое-то общее его положение, в связи с этим и границы субарктической зоны менее определенны, нежели других поясов. На континентах эту границу косвенным образом можно заметить по характеру растительности, принимая наличие тундры (на низменности) как показатель преобладания в летнее время арктического воздуха, т.е. южную границу тундры на континентах в северном полушарии можно рассматривать как северную границу субарктического пояса. В субарктическом поясе различаются два основных типа климата: континентальный

иокеанический. Первый характеризуется сезонной сменой воздушных масс континентального типа, второй – морских.

Континентальный субарктический климат. Он носит своеобразный характер. Преобладание холодного арктического воздуха зимой и теплого континентального летом создает исключительно резкий контраст в годовом ходе температуры. В понижениях рельефа, где воздух зимой особенно охлаждается, средняя годовая амплитуда температуры достигает наибольших для земного шара значений, превышая в некоторых местах 60°С (например, в центральной Якутии). Короткое, но довольно теплое лето дает возможность развиваться земледелию даже за полярным кругом. Зимой в условиях континентального субарктического климата могут наблюдаться предельно низкие для земной поверхности температуры (до –70°С). Осадки в субарктическом поясе почти исключительно фронтального происхождения, и годовой ход их может иметь различный характер. Количество осадков сравнительно невелико, особенно на континентах.

Океанический субарктический климат. В условиях морского типа климата сезонная смена воздушных масс (морского арктического или антарктического и морского воздуха умеренного пояса) не создает резкого годового хода температуры,

игодовая амплитуда не превышает 20°С. Таким образом, зима

39

оказывается относительно мягкой. Лето же настолько прохладным, что древесная растительность не развивается, и преобладающим ландшафтом является тундра.

Арктический (антарктический) климатический пояс

Арктический (антарктический) пояс окружает северный (южный) полюс Земли. Это область суровых северо-восточный ветров. Осадки выпадают преимущественно в виде снега.

В тропическом поясе и в умеренных широтах погода определяется в значительной мере условиями циркуляции, которые, в свою очередь, зависят от причин не только термических, но и динамических. В экваториальных и внутриполярных областях погода в гораздо большей степени связана с условиями радиационного баланса.

Арктический (антарктический) климатический пояс по своим значениям занимает промежуточное положение между полярной областью и умеренным поясом.

Особенно велико тепловое различие между полярной областью и умеренным поясом в зимнее время года, когда солнечная радиация быстро убывает с широтой.

Наличие мошной приземной инверсии температуры, которая полностью не может быть разрушена даже сильнейшими ветрами, является характерной особенностью стратификации арктического и антарктического воздуха в зимнее время. Антициклональное состояние погоды преобладает зимой в центральных районах Арктики и Антарктики, создавая благоприятные условия для дальнейшего охлаждения воздуха, что, в свою очередь, влечет усиление антициклогенеза и растекание холодного воздуха к периферии антициклона.

Летом также происходит охлаждение нижнего слоя воздуха над поверхностью снега и льда. В связи с этим летом в полярных областях наблюдается приземная инверсия температуры, не столь, конечно сильная, как зимой, но все же охватывающая нередко слой более 100 м. Распространение влияния холодной подстилающей поверхности по вертикали происходит в результате турбулентного перемешивания воздуха. Турбулентное перемешивание, однако, без содействия термической конвекции не может обеспечить достаточно полного вертикального обмена,

40

инижний слой воздуха оказывается в значительной мере изолированным. В связи с этим здесь сильно возрастает влажность воздуха, и у верхней границы этого слоя почти всегда наблюдается облачный покров. В Арктике к этому присоединяются еще туманы, возникающие благодаря непосредственному соседству открытой воды и ледяных пространств.

Таким образом, преобладающее состояние погоды в полярных областях зимой и летом определяется, главным образом, охлаждением воз духа подстилающей поверхностью, подобно тому, как в экваториальном поясе погода зависит в основном от интенсивного дневного нагревания.

Осадки в полярных областях выпадают всегда в процессе внешнего влагооборота. В противоположность условиям экваториального пояса внутренний влагооборот в данном случае почти отсутствует, так как конденсация влаги на поверхности снега и льда значительно превышает испарение.

Вклиматах полярных областей можно также различать морской и континентальный типы, но различие это относится в основном только к летнему периоду, так как зимой поверхность замерзшего океана в термическом отношении гораздо меньше отличается от суши, чем летом.

К морскому типу относится климат Арктики за исключением центральной Гренландии. Летом температура воздуха у земной поверхности достигает здесь 0°С и лишь в редких случаях над островами поднимается на несколько градусов выше. Снег и лед частично тают. На берегах материков

иприбрежных островов появляется скудная тундровая растительность.

Континентальный тип наиболее ярко представлен в Антарктике. В континентальном типе антарктического климата температура летом отрицательна, за исключением редких дней. Снежный покров обычно не тает и, постепенно уплотняясь в нижнем слое, переходит в материковый лед, стекающий в ледниках в море. Биологические процессы почти отсутствуют.

41

Пояс полярного воздуха

Пояса полярного воздуха в северном и южном полушариях были выделены В.П. Кеппином. Он их назвал «две полярные области снежного климата». Климаты полярного воздуха подразделяются на климат тундры и постоянного мороза. Особенностью климата тундры является продолжительная и холодная зима и короткое, холодное лето. Средняя температура самого теплого месяца составляет плюс 10-12 С, а самого холодного – минус 35-45 С. Относительная влажность воздуха в 13 часов никогда не снижается ниже 70%.

Радиационный баланс в полярных областях почти в течение всего года отрицателен, что и приводит к наличию снежного и ледового покрова во все сезоны. Во все времена года подстилающая поверхность в поясе полярного воздуха оказывается холоднее воздуха. Это свидетельствует об устойчивости процесса выхолаживания воздушных масс.

Зимой в полярных областях, за исключением периферийных районов, преобладает антициклоническая циркуляция, в условиях которой формируются арктический и антарктический воздух, отличающиеся весьма низкими температурами, малым влагосодержанием и устойчивой вертикальной стратификацией.

Приведенный выше анализ климатических поясов позволяет

в зависимости от широты места (годового хода температуры воздуха) выделить пять типов климата.

1.Экваториальный тип. В экваториальной зоне, где приток солнечной радиации в течение года изменяется мало, амплитуда годового хода температуры мала: она составляет над океанами около 1°С и над континентами 5-10°С; при этом в течение года здесь наблюдаются два максимума – в периоды весеннего и осеннего равноденствий – и два минимума – во время зимнего и летнего солнцестояний.

2.Тропический тип. С удалением от экваториальной области увеличивается различие в величине притока солнечного тепла между летом и зимой, а поэтому по мере приближения к полюсам увеличивается и амплитуда температурных колебаний.

Так, в тропиках годовая амплитуда составляет над океанами около 5-10°С, а над континентами – около 15-20°С, причем в

42

годовом ходе наблюдается один максимум после летнего солнцестояния и один минимум после зимнего солнцестояния.

3.Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также наблюдается простой ход температуры с одним максимумом, наступающим после летнего солнцестояния (в июле), и одним минимумом зимой (в январе). Годовая амплитуда в этих широтах велика – над открытыми морями и океанами её величина составляет 10-15°С, а над материками, особенно в районах, удаленных от океанов, достигает 40-50°С и даже 60°С. При этом время наступления максимума и минимума над морями запаздывает: максимум смещается с июля на август, а минимум –

сянваря на февраль.

4.Арктический тип. По ходу температуры арктический пояс занимает среднее положение между умеренным и полярным типами.

5.Полярный тип. Полярные районы характеризуются длительной холодной зимой и сравнительно теплым, но коротким летом. Общая годовая амплитуда здесь также велика. Максимум приходится на август, а минимум – на конец полярной зимы (март). В областях муссонов наблюдается несколько особый годовой ход температуры, характеризуемый низкими температурами зимой и летом и более высокими в конце весны и осенью.

2.2.Криолитозона

Криолитозона (от греч. kryos –холод, лед) – оболочка Земли, которая характеризуется отрицательной (нулевой) температурой. При нулевой температуре вода, содержащаяся в этой оболочке в парообразном, свободном или связанном с другими компонентами (физическом или химическом) видах, может существовать в твердой фазе (снег, лед, иней и т.д.).

Криогенез – совокупность физических, химических, биохимических процессов, происходящих в литосфере и гидросфере и сопровождающихся образованием льда. Процессы криогенеза осуществляются в верхних слоях земной коры и гидросферы при температурах воздуха ниже нуля градусов. Они формируют криолитосферу Земли.

Криолитосфера включает также твердые толщи горных пород и относительно сухие воздушные массы с отрицательной

43

температурой, в которых естественными или искусственными путями могут создаваться условия для конденсации воды. В космосе оболочки, подобные криолитозоне, имеют огромное распространение.

Основная масса льда располагается на суше – главным образом в Антарктиде и Гренландии. Общая масса его около 2,42 1022 г. Если бы этот лед растаял, то уровень Мирового океана повысился бы примерно на 60 м. При этом 1,5 1017 см2, или 10% суши, оказались бы затопленными морем. Ледники пополняют свою массу за счет выпадающего на них снега, а теряют – за счет сползания в моря, где при этом образуются айсберги, или ниже так называемой «снеговой линии», где происходит таяние льда.

Мерзлые грунты делят на сезонно-мерзлые, промерзающие зимой и оттаивающие летом, и многолетнемерзлые, не протаивающие летом. Многолетнемерзлые грунты являются реликтом четвертичного оледенения. Они в течение многих веков находятся в мерзлом состоянии, поэтому их иногда называют вечномерзлыми или «вечной мерзлотой». Протаивают они только летом на небольшую глубину, а зимой оттаявший слой снова

(мерзлотоведение). Огромные площади Азии, Европы, Северной Америки, Антарктиды содержат в себе многолетнемерзлые грунты (мерзлоту). Толщина этих грунтов достигает 500-1000 м. Вечная мерзлота покрывает приблизительно половину территорий России и Канады, а также значительные части территорий Монголии, Китая, Норвегии, Швеции, Гренландии, США (Аляски), Тибета. В Антарктиде толщина «вечной мерзлоты» достигает 4 км. Иногда мерзлота бывает не сплошной, а состоит из так называемых перелетков, т.е. участков, где мерзлота летом сохраняется не каждый год.

Большой вклад в изучении современной криолитосферы внесла М.К.Гаврилова – академик СО РАН. По оценке М.К. Гавриловой (1998) общая площадь многолетнемерзлых грунтов составляет 35 млн. км2. Считается, что возраст многолетнемерзлых грунтов составляет 1,8-2,4 млн. лет.