Глава IV

АТМОСФЕРА, ГИДРОСФЕРА И ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ ОБ ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССАХ

Совершающиеся на поверхности литосферы, в ее самых верхних зонах и в граничащих с ней внешних оболочках (атмосфере, гид­росфере и биосфере), процессы, приводящие к химическим измене­ниям, разрушению, перемещению и переотложению минеральных масс и горных пород, преобразующие сам рельеф литосферы, при­нято называть экзогенными, внешними (точнее, рожденными на поверхности Земли).

Энергетический баланс земной поверхности

Основным источником энергии экзогенных процессов является лучистая энергия Солнца. У внешней границы атмосферы на высоте около 1000 км, в 1 мин поступает до 2 кал этой энергии на 1 см² зачерненной поверхности, ориентированной перпендикулярно к на­правлению солнечных лучей. Если бы эта поверхность сохраняла свою ориентировку и нагревалась непрерывно в течение года, то это составило бы около 1000 ккал/см². В действительности благодаря наклону поверхности и вращению Земли вокруг оси изменяется угол падения солнечных лучей, происходит смена дневного нагревания ночным охлаждением и годовое количество энергии, поступающее на 1 см², оказывается равным всего 260 ккал.

Из этого количества далеко не вся энергия достигает поверх­ности земли. Около 40% энергии отражается атмосферой в мировое пространство и теряется Землей безвозвратно, а из используемых Землей 168 ккал/см² в год только 67—70% проникает до подстила­ющей поверхности. Несмотря на столь большие потери, количество солнечной энергии, воспринимаемое земной поверхностью, очень велико. За год, например, в пустынях Средней Азии на 0,5 га земной поверхности поступает энергия, равная годовой выработке Днепро­гэса (560 тыс. лет). В целом за год земная поверхность получает

146

1,68 • 10²⁴ кал тепла, что соответствует теплу, образующемуся при сжи­гании 200•10⁹ т угля.

Распределение этой энергии по подстилающей атмосферу поверх­ности неравномерно, что зависит от ряда причин. Во-первых, 71% земной поверхности занят морем и только 29% — сушей. Нагрева­ние этих сред резко различно, о чем подробнее будет сказано ниже. Во-вторых, сама поверхность суши имеет разный цвет, шероховатость, степень покрытия растительностью, увлажненность и т. д. В-тре­тьих, угол падения солнечных лучей и продолжительность освеще­ния и нагревания земной поверхности все время меняются, и, как это следует из общих законов движения Земли по орбите и вращения вокруг оси, основные неравенства в нагревании земной поверхности (суточные и годовые) обусловлены именно этим дви­жением.

Достигшая поверхности земли солнечная радиация нагревает ее. Здесь происходит очень важный процесс — «переработка» ко­ротковолновой световой радиации в длинноволновую — тепловую, т. е. Земля является как бы трансформатором, перерабатывающим короткие волны в длинные тепловые, которые и излучает обратно в атмосферу.

Среднее излучение тепла с поверхности земли составляет около 0,58 кал/мин с 1 см². Эта величина превышает сумму прямой сол­нечной радиации, воспринимаемой той же поверхностью за этот отрезок времени. Дефицит покрывается за счет рассеянной радиа­ции, которая слагается из тепла, задержанного атмосферой при про­хождении через нее солнечных лучей и тепла, воспринятого атмосфе­рой от нагретой подстилающей поверхности. Объясняется это свой­ствами атмосферы пропускать коротковолновую световую радиацию и задерживать тепловые лучи. Кроме того, прогревание атмосферы происходит и за счет поступления в нее скрытой теплоты парообра­зования, выделяющейся при конденсации водяного пара.

Рассеянная радиация имеет очень большое значение в распреде­лении тепла по поверхности земли. При облачном покрове, пре­пятствующем проникновению солнечных лучей на поверхность Земли, обогревание ее происходит за счет рассеянной радиации; за счет нее обогреваются затененные пространства и территории, испыты­вающие недостаток в прямой солнечной радиации. Массы воздуха перемещаются над подстилающей поверхностью в виде воздушных течений и способствуют более равномерному распределению тепла по всему земному шару, сглаживают контрасты температур между сушей и морем, дневной и ночной стороной Земли, между полярными и тропическими поясами и т. д. В целом благодаря атмосфере коле­бания температуры на поверхности земли менее резки, а сами тем­пературы более высоки, чем они были бы при отсутствии этой газо­вой оболочки. При отсутствии атмосферы благодаря сильной потере тепла на излучение в мировое пространство средняя температура земной поверхности была бы не выше —19° С, т. е. на 33° ниже со­временного ее значения, равного +14°.

147

Несмотря на «отепляющее» значение атмосферы, количества энер­гии, поступающей на Землю от Солнца, и энергии, уходящей с Земли в мировое пространство, у верхней границы атмосферы должны быть равны. Схема осуществления баланса энергии на Земле при­ведена на рис. 33.

На этой схеме знаками (+) показаны потоки энергии, посту­пающие на Землю и в ее оболочки, знаками (—) показана расхо­дуемая энергия, цифрами — проценты от количества энергии, по­ступающей к верхней границе земной атмосферы от Солнца. В при­веденной схеме не показана энергия, участвующая в геологических

процессах, усваиваемая растениями, животными и т. д. Предпола­гается, что эта энергия, связанная организмами, в том числе и захо­роненная в толще земной коры, рано или поздно высвобождается из связавших ее соединений и выделяется в общем потоке тепла, уходящего с Земли в мировое пространство.

В какой-то мере в развитии внешних процессов участвует и та энергия, которая излучается из недр Земли в атмосферу, а затем в мировое пространство. По сравнению с энергией, приходящей на Землю от Солнца, этот поток крайне мал и составляет всего 0,5% от энергетического баланса земной поверхности.

Общая направленность экзогенных процессов и их рельефообразующее значение

К внешним (экзогенным) процессам относятся выветривание, захват, перенос и отложение минеральных масс, осуществляемые воздушными течениями, водами рек, морей и океанов, водой в твер-

148

дой фазе (ледниками), и процессы, протекающие при участии орга­низмов; в современный геологический этап большое геологическое, геоморфологическое и общее физико-географическое значение при­обрела деятельность человека. Ветер, текучие воды, ледники и дру­гие факторы, преобразующие геологическое строение и рельеф Земли, получили название — геологические, геоморфоло­гические рельефообразующие агенты.

Основная направленность внешних процессов выражается в пе­реводе вещества из состояний, менее устойчивых, в более устойчи­вые для тех условий, которые господствуют на поверхности земли. Осуществляется это путем химических реакций и физического воз­действия на минералы и горные породы, слагающие земную поверх­ность и формы рельефа. Совершаясь в гравитационном поле планеты, физическое воздействие внешних геологических агентов выражается еще в направленном перемещении вещества с положительных (вы­пуклых) форм рельефа (гор, возвышенностей и целых материков) в отрицательные (всевозможные впадины, в том числе и океаниче­ские), что приводит к сглаживанию контрастов рельефа. Возможно, исключение составляют лишь эоловые процессы, при которых пе­реносимые ветром пыль и песок могут оседать на возвышенностях, а выдувание солончаков может привести к переуглублению отдель­ных участков суши ниже уровня моря.

Все процессы развиваются тем энергичнее, чем менее устойчиво химическое соединение, чем меньше физическая прочность горной породы, подвергающейся воздействию, чем сильнее действие данного геологического агента.

Наиболее активному химическому преобразованию подвергаются минералы и горные породы, легче переходящие в растворы, актив­нее вступающие в реакции с атмосферными газами (кислородом, окисью углерода), с органическими и неорганическими соединениями. Значение физической прочности горных пород ощущается при воз­действии на них резких колебаний температуры, замерзающей в тре­щинах воды, при переносе обломков ветром, текущими водами и т. д. Быстрому разрушению минералов и горных пород способствует их низкая механическая прочность, трещиноватость, присущая многим минералам спайность, пористость, рыхлость и т. д.

Неоднородная стойкость пород часто приводит к образованию своеобразных форм рельефа, когда на месте выходов более слабых пород (рыхлых, трещиноватых и т. п.) возникают полые формы (впа­дины, долины и т. п.), а более стойкие слои и более прочные части пород выступают в рельефе в виде скал, гребней, вершин.

Сила воздействия рельефообразующего агента зависит от многих причин, которые в свою очередь определяются в основном климатом, рельефом и взаимодействием этого агента с другими геологическими процессами.

Климат определяется географическим положением территории, высотой ее над уровнем моря, положением местности в общей системе-циркуляции атмосферы Земли, особенностями рельефа, удаленностью

149

от моря и рядом второстепенных причин. От климата зависит темпе­ратура воздуха, распределение осадков, испарение, условия суще­ствования растительного и животного мира, а следовательно, и дей­ствующие на данном участке земной поверхности геологические агенты. Резкие колебания температуры, быстрое таяние снегов, ливневые осадки, сильные ветры, как правило, энергично перераба­тывают земную поверхность. Влияние климатических факторов часто приводит к развитию своеобразных форм рельефа (рельеф песчаных пустынь, тропический карст, мерзлотные формы рельефа в тундре и т. д.).

Влияние рельефа в основном сводится к тому, что при сильно пересеченном рельефе, при больших контрастах высот и глубин все экзогенные процессы развиваются наиболее энергично. С по­ложительных форм рельефа, по крутым склонам, быстро текущими талыми и ливневыми водами, реками и ручьями (часто и ледниками) интенсивно удаляются продукты разрушения горных пород, в силу чего новые массы материнской породы оказываются в зоне действия внешних агентов, подвергаются дальнейшему распаду и интенсив­ному удалению. Большие массы продуктов разрушения приносятся и отлагаются в понижениях и впадинах. При выровненном рельефе внешние геологические процессы развиваются замедленно, на по­верхности материнских пород накапливаются большие массы про­дуктов их разрушения, которые предохраняют поверхность пород от дальнейшего воздействия геологических агентов.

Обычно такие условия создаются там, где внешние силы длительно разрушали и выравнивали рельеф, или там, где движения земной коры в течение очень длительного времени проявлялись слабо и со­вершались с отрицательным знаком, т. е. выражались в виде очень медленных опусканий, способствовавших накоплению толщи на­носов (осадков), замаскировавших ранее возникшие неровности рельефа. Деятельность внешних геологических агентов усиливается там, где напряженнее проявляется деятельность внутренних сил, создающих крупнейшие неровности поверхности земной коры, в этом заключаются основы взаимодействия внутренних и внешних геоло­гических сил. При возникновении больших контрастов рельефа, обусловленных проявлением внутренней энергии земного шара, увеличивается разность уровней между областями разрушения и сноса горных пород и местами отложения принесенного материала; в горах резче колебания температуры, сильнее проявляется мороз­ное выветривание; появление высоких гор и изменение очертания морей осложняют циркуляцию воздушных масс, усиливают климати-ческие контрасты, локализуя деятельность ряда внешних факторов в определенных ландшафтных зонах (ветра в пустынях, рек — в ус­ловиях влажного климата и т. д.).

Совершаемая рельефообразующими агентами работа может быть выражена в количестве захватываемого и перемещаемого материала и той скорости, с которой эта работа осуществляется. В условиях земной поверхности преобразование горных пород под действием

150

внешних агентов может происходить в некоторых случаях без су­щественного перемещения продуктов разрушения. Наблюдается эта при химическом и физическом разрушении (выветривании) горизон­тальной (в идеальном случае) поверхности материнской горной породы, с которой продукты разрушения не удаляются ни ветром, ни текучими водами, ни сползают под действием силы тяжести. Накапливающиеся на поверхности породы продукты разрушения образуют чехол, который предохраняет эту породу от воздействия внешних агентов тем больше, чем больше его мощность, в связи с чем процесс разрушения постепенно затухает. Интенсивность его может быть вычислена по количеству переработанного материала и времени, но при этом следует учитывать, что развивается он по­степенно затухая и скорость разрушения обнаженной горной по­роды гораздо больше, чем породы, покрытой слоем продуктов раз­рушения. Такие расчеты иногда приходится производить при про­ектировании различных инженерных сооружений.

Для перемещения продуктов разрушения и удаления их с по­верхности материнской породы необходим или наклон этой поверх­ности или участие какого-либо внешнего агента (ветра, текучих вод). В природных условиях обычно имеются и склоны, и действующий-агент.

Даже без участия какого-либо из внешних агентов (что в усло­виях земной поверхности практически недостижимо) рыхлые про­дукты разрушения горных пород на крутых склонах должны пе­ремещаться вниз под действием гравитации. Для идеальных условий предельным углом наклона, с превышением которого лежащий: на склоне обломок должен начать перемещаться, является угол-в 35°. В действительности, поскольку в природе всегда на устой­чивость рыхлых масс оказывает влияние степень их увлажнения, размер и окатанность частиц, колебания температуры и т. д., пере­мещение происходит уже на гораздо более пологих склонах и поль­зуется очень широким распространением. Интенсивность перемеще­ния материала может быть выражена в количестве материала (на­пример, в кубических метрах), перемещенных за единицу времени, на единице поверхности, за тот или иной отрезок времени. Движение-грунтов на склонах имеет не только рельефообразующее, но и важ­ное народнохозяйственное значение, сильно влияя на устойчивость, различных сооружений, перемещая массы грунтов, содержащих ценные полезные ископаемые (склоновые делювиальные россыпи золота, кварца и т. п.).

Интенсивность захвата и переноса продуктов разрушения гор­ных пород текучими водами, ветром, морскими течениями, ледни­ками зависит главным образом от живой силы движущейся среды. В общей форме живая сила потока определяется фор­мулой

151

тде М — масса (например, воды в потоке); v — скорость движения среды (скорость течения); для водного потока эта скорость берется в квадрате, для ветрового — в кубе; F — живая сила.

В природе масса движущейся среды изменяется в очень больших пределах, например, для текучих вод — от тонких струек дожде­вых вод, стекающих по склонам, до мощных рек. Соответственно меняется и их рельефообразующая и геологическая роль, количество захватываемого и переносимого ими материала. Большее значение, чем масса, имеет скорость, с которой эта масса движется. Неболь­шое увеличение скорости может сильно влиять на живую силу по­тока.

Скорость зависит от очень многих причин и в первую очередь от разности абсолютных отметок мест начала и конца движения потока (для рек это исток и устье) и от длины пути, проходимого потоком. Выражается это формулой

где Н₁ — абсолютная отметка места начала движения, Н_г — от­метка места конца движения, L — длина пути. В случае применения этой формулы к характеристике рек через i выражается уклон (па­дение) поверхности потока на данном пути (обычно выражают в метрах на 1 км пути, поскольку уклоны на протяжении реки ме­няются). Уклоны принято выражать в градусах; для воздушного потока вычисляют разность давления на единицу расстояния. За еди­ницу расстояния принимают в этом случае 1° дуги меридиана в зоне экватора, что составляет 111,1 км, давление в начале и в конце этого отрезка выражают в миллибарах.

В ряде случаев движение воды, масс воздуха может возникать не только в результате разностей уровней (разностей давления), но и по другим причинам, среди которых достаточно широко рас­пространено воздействие одной движущейся среды на другую, на­ходящуюся в покое. Таким путем возникают, например, морские дрейфовые течения, обусловленные действием ветров, приводящих в движение массы воды. В этом случае скорость течения определяется силой и продолжительностью ветра, трением воздуха о поверхность воды.

Во всех случаях скорость движения среды (потока) зависит не только от основной причины, вызвавшей это движение, но и еще от ряда факторов: трения о подстилающую поверхность и о погра­ничные среды (для реки — о дно, берега и воздух), от внутреннего трения, характера движения частиц (ламинарное, турбулентное), степени загруженности переносимым материалом и т. д. Все эти факторы отличаются большой изменчивостью и степень их влияния должна в каждом конкретном случае учитываться особо.

Трение о пограничные среды зависит от физических свойств самой движущейся среды (возможны случаи смачивания, прилипа­ния, скольжения, примерзания и т. д.), от характера поверхности

152

соприкосновения (шероховатости, степени покрытия растительностью) и их движения, например, влияние встречных и попутных ветров на течение реки. Поверхность соприкосновения двух сред, даже при наличии слабого движения хотя бы одной из них, является местом зарождения вихрей и волн. Волны могут иметь разную ча­стоту и длину, сложно сочетаться друг с другом и оказывать влия­ние как на одну, так и на другую среду. С волновыми процессами в природе связан большой ряд явлений, в том числе и много случаев образования характерных форм рельефа (рельеф песчаных пустынь, формы песчаного рельефа на дне озер и морей и т. д.).

Изучая движения масс (воды, воздуха), нам в большинстве слу­чаев приходится учитывать степень турбулентности и развитие вихрей разных масштабов с различной ориентировкой осей враще­ния (горизонтальной, вертикальной, наклонной и т. д.), так как ламинарное (прямоструйное) движение в природе наблюдается крайне редко. Возникновение вихрей обусловлено многими причи­нами, среди которых могут быть указаны трение о пограничные поверхности, трение внутри самой движущейся массы, неравномер­ность движения смежных слоев, конвективные токи, неравномерное распределение температур внутри движущейся массы и т. д.

Трение и турбулентность в целом снижают среднюю скорость потока, следовательно, снижается живая сила движущейся массы, что в большой степени сказывается на размере частиц и массе пере­носимого материала. Влияние скорости на размер переносимых частиц можно проиллюстрировать следующим примером.

Для перемещения ила по дну реки достаточна придонная ско­рость 0,075 м/сек, гравий и мелкая галька (диаметр 100—200 мм) перемещаются при скорости 1,2—1,7 м/сек, глыбы весом до 1,5 т — при скорости 4,4 м/сек. Соотношение между массой перекатываемого по дну материала и скоростью течения выражается законом Эри и формулой

где М — масса перемещаемого материала, v — скорость, k — не-^ который постоянный множитель. Из этой формулы видно, что масса, увеличивающаяся за счет крупности частиц, перемещаемых по дну обломков горных пород, увеличивается пропорционально шестой степени скорости, т. е. при увеличении скорости вдвое масса прихо­дящих в движение частиц возрастает в 64 раза. Этот пример можно распространить и на роль массы самого потока. Узкий маленький ручей перемещает ограниченное количество частиц, находящихся в его русле, большая и широкая река, текущая с такой же скоростью, что и ручей, перекатывает по своему дну огромное количество та­кого же по крупности материала. Транспорт волочением — одна из очень важных форм работы внешних геологических агентов, ибо при этом происходит разрушение (истирание и обтачивание) и пере­носимого материала, и той поверхности, по которой это волочение осуществляется.

153

Аналогичные явления наблюдаются и при движении воздушных масс. При ветре скоростью в 4,5—6,7 м/сек перемещаются частицы леска диаметром не более 0,25 мм, при скорости ветра 10 м/сек — диаметром до 1 мм, а при скорости 12—13 м/сек — до 1,5 мм. Суммарное количество материала увеличивается с увеличением пло­щади, охваченной ветром данной силы.

Количество материала, переносимого внешними геологическими агентами во взвешенном состоянии, меняется в очень широких пре­делах и, помимо скорости течения, зависит от физических свойств движущейся среды (воды, воздуха, грязевого потока и т. п.), от сте­пени турбулентности (наличия в ней вихревых движений), от удель­ного веса самих частиц и их формы. Физические свойства перенося­щей среды имеют очень большое значение, так как в зависимости от них изменяются «взвешивающие свойства» потока. Средний удель­ный вес наиболее распространенных каменных горных пород 2,5— 2,7 г/см³. Будучи подхвачена воздушным потоком, частица такой породы сохраняет свой вес, оказавшись в воде — теряет часть своего веса, а оказавшись захваченной грязевым потоком, имеющим удель­ный вес до 1,8—2 г/см³ — как бы плывет в этом потоке. Кроме «всплы-вания» перенос больших каменных масс и глыб грязевыми потоками облегчается глинистой смазкой, возникающей между ложем и пе­реносимым материалом.

Разобрав в общей форме условия перемещения масс, осуществля­емого внешними геологическими агентами, отметим, что в процессе этого перемещения происходит и разрушение той поверхности, по ко­торой это перемещение осуществляется, и разрушается сам перено­симый материал. За счет продуктов разрушения этой поверхности движущаяся среда (поток) обогащается дополнительными массами материала. Возможности такого обогащения не беспредельны и в каж­дом случае предел зависит от живой силы потока. В случае недогрузки возможен дальнейший захват, в случае перегрузки — часть (изли­шек) переносимого материала выпадает в осадок.

Недогрузка и перегрузка потока может возникнуть не только за счет поступления и расхода материала, но происходит также в са­мом потоке, если скорость его меняется (на пути потока возникают препятствия, или, наоборот, поток встречает участки поверхности с большими уклонами).

Перенос прекращается там, где прекращается движение потока, т. е. там, где поток достигает наинизшего при данных условиях уровня. Для большинства рек земного шара это будет их устье — место впадения в море или океан. Правда, в случае впадения реки в море не весь принесенный материал отлагается в ее устье, так как значительная часть его может быть перенесена продолжающей течь в море речной водой или подхвачена морскими течениями и вол­нами и проделает еще большой путь, прежде чем будет отложена на дне.

Основные законы захвата, переноса и отложения вещества при­менимы ко всем внешним геологическим агентам с соответствующими

154

коррективами на физические особенности движущихся сред. Работа этих агентов регулируется и направляется гравитационным полем планеты, а распределение деятельности по поверхности земли под­чиняется строгим закономерностям, обусловленным распределением суши и моря, тепла и влаги, движениями воздушных и водных масс, распределением животного и растительного мира и рядом других причин. Рассмотрению основных закономерностей посвящены сле­дующие разделы.

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ ОБ АТМОСФЕРЕ Состав и высота атмосферы

Влияние атмосферы на геологическую и рельефообразующую деятельность внешних агентов, одним из которых является и она сама, весьма велико. Обусловлено оно общим влиянием атмосферы на тепловой баланс Земли и на распределение тепла и влаги по зем­ной поверхности, а также непосредственным влиянием атмосферы на поверхность гидросферы, литосферы и на биосферу. Движение атмосферы приводит в действие сложные механизмы морских тече­ний, способствует возникновению волн и др. Основное воздействие атмосферы на подстилающие поверхности осуществляется ее ниж­ними слоями, на характеристике которых мы и остановимся.

Состав воздуха в нижних слоях следующий: азот — 78,08% (по объему), кислород — 20,95%, аргон — 0,93%, углекислый газ — 0,03%, гелий, неон, ксенон, водород и др. — 0,01% (суммарно). Наибольшим постоянством отличается соотношение азота и кисло­рода, большая изменчивость отмечена для содержания углекислого газа, количество которого уменьшается с высотой. Оно велико в густо населенных районах и промышленных центрах, близко к нормаль­ному содержанию в сельских районах, где сильно сказывается роль растений, разлагающих углекислый газ и обогащающих атмосферу кислородом.

Воздух содержит примеси: водяные пары, капельки воды, кристал­лики льда и соли, пыль неорганического и органического происхо­ждения.

Водяные пары поступают в воздух за счет испарения с поверх­ности суши, гидросферы, и транспирации (испарения раститель­ностью) и могут содержаться в воздухе в количестве от 0,01 до 4,0% по объему. Принято различать влажность абсолютную, относитель­ную и дефицит насыщения. Абсолютная влажность — количество водяного пара, содержащееся в данный момент в воздухе; характеризуется упругостью водяного пара и выражается в мил­лиметрах ртутного столба, но может быть выражена и в граммах в одном кубическом метре воздуха. Относительная влаж­ность — отношение количества водяного пара, содержащегося в данный момент в воздухе, к количеству его, способному насы­тить воздух при данном давлении и температуре. Относительная

155

влажность выражается в процентах. Дефицит насыщения — разность между количеством водяного пара, необходимого для на­сыщения воздуха при данных условиях, и абсолютной влажностью. При насыщении воздуха водяными парами происходит переход воды в капельножидкое состояние, а при отрицательной температуре наблюдается образование кристалликов льда.

Основная масса соли поступает в воздух при разбрызгивании болн во время штормов. Пыль неорганического происхождения захватывается ветром с поверхности суши, в виде масс пепла выбра­сывается при вулканических извержениях, огромные массы пыли, пепла, золы и сажи попадают в воздух в промышленных центрах и городах. Содержание в воздухе пыли сильно влияет на прозрач­ность атмосферы, ухудшает видимость, затрудняет проникновение солнечных лучей к земной поверхности (большие массы пыли спо­собны снизить среднегодовые температуры Земли). Содержание пыли с высотой быстро убывает. Пыль создает благоприятные условия для выпадения осадков, поскольку пылинки являются ядрами кон­денсации.

156

Атмосфера, имеющая мощность более 2000 км, может быть раз­делена на ряд слоев, из которых непосредственно прилегающий к земле слои, характеризуемый нами, называется тропосферой. Для нее характерна вертикальная циркуляция воздуха (выше тропо­сферы лежит стратосфера, мезосфера и т. д.) (рис. 34).

Мощность тропосферы около 11 км, она увеличивается до 18— 19 км над тропическими широтами и уменьшается до 8 км над по­лярными. В тропосфере температура убывает с высотой, в среднем на 0, °6 С на каждые 100 м поднятия, исключая случаи и н в ер-с и и, когда температура вышележащего слоя оказывается выше температуры подстилающих слоев. Наиболее низкие температуры в тропосфере у верхней ее границы наблюдаются над тропическими широтами и достигают —80° и ниже.