книги из ГПНТБ / Подобедов, Н. С. Общая физическая география и геоморфология учебник

водород, озон, аммиак и пр., которые в общей сложности составляют около 0,01% по объему. Указанный состав атмосферы характерен для ее нижних слоев, примерно до высот 20—25 км. Кроме того,

ввоздухе всегда содержится некоторое количество водяных паров

ипыли и в том числе космического происхождения. В обычных условиях содержание пыли в воздухе быстро убывает с высотой.

Масса атмосферы приблизительно в миллион раз меньше массы твердой облочки Земли и в 250 раз меньше ее водной оболочки.

Атмосферный воздух проникает внутрь земной коры по трещинам и порам горных пород и насыщает воды океанов и морей.

Стратосфера по своим свойствам резко отличается от тропосферы. Она включает около 20% массы атмосферы и распространяется от средней высоты 11 км до высот 40—45 км. Температура в нижней части стратосферы находится в пределах от —45° до —75° С, а с вы­ сотой она повышается.

В пределах стратосферы происходит горизонтальный перенос воздуха, а водяной пар и облака почти отсутствуют. Однако на вы­ сотах 22—25 км иногда наблюдаются так называемые перламутровые облака, которые состоят из мельчайших переохлажденных капелек

30

воды и кристалликов льда. Характерной особенностью стратосферы является слой озона, который имеет наибольшую концентрацию на высоте 27—28 км. Слой озона способен поглощать ультрафиоле­ товое излучение Солнца и защищает организмы, живущие на Земле, от угнетающего или гибельного действия ультрафиолетового излу­ чения.

Выше располагается следующий слой — мезосфера, который простирается до 80 км высоты. Температура здесь повышается до +10°, а далее до верхней границы мезосферы падает до —107°. Плот­ ность воздуха в пределах мезосферы в 200 раз меньше, чем у земной поверхности.

Выше мезосферы до высоты 800 км располагается непостоянная область атмосферы, называемая ионосферой. Характерной особен­ ностью ее является ионизация воздуха. Ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны. Образование ионов связано

сультрафиолетовым излучением Солнца. Частицы этого излучения поглощаются молекулами атмосферных газов, что приводит к воз­ никновению заряженных атомов и свободных электронов, о чем говорилось выше. Здесь возникают полярные сияния, а в нижней части этого слоя, на высотах порядка 80—90 км наблюдаются так называемые «серебристые облака», состоящие из кристалликов льда.

Нижняя часть ионосферы, расположенная до высот 300 км, называется термосферой. Здесь характерно повышение температуры

свысотой, которая достигает сотен и тысяч градусов.

Слои атмосферы, расположенные выше 800—1000 км от поверх­ ности Земли, называются экзосферой (внешней атмосферой). Здесь характерны весьма высокие скорости движения частиц газов. Поэтому наиболее быстрые частицы могут ускользать из атмо­ сферы в космическое пространство и экзосферу называют поэтому еще сферой рассеяния. Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водорода, которые преобладают в наиболее высоких слоях экзосферы.

Водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, которая простирается от верхних границ экзосферы (2000—3000 км) до высот порядка 20 000 км и более. Количество частиц газа в области короны весьма мало, но оно при­ мерно в 10 раз выше концентраций частиц (преимущественно прото­ нов и электронов) в космическом пространстве.

§ 14. Тепло в атмосфере; условия нагревания суши и воды

Главнейшим источником тепловой энергии на поверхности Земли является Солнце.

Поверхность Солнца (фотосфера), имеющая температуру около 6000° С, излучает тепловую энергию во всех направлениях, ничтож­ ная часть которой (менее одной двухмиллиардной доли) попадает на Землю. Однако эта часть составляет за год около 1,37 х 1024

31

калорий, что примерно соответствует количеству тепла, выделяемому при сжигании двух биллионов тонн каменного угля.

Та часть тепловой солнечной энергии, которая в виде лучей достигает поверхности Земли, называется прямой солнечной радиа­ цией. Количество тепловой энергии Солнца, получаемое Землей путем радиации, зависит от угла падения лучей и продолжительности облучения. Поэтому наибольшая интенсивность радиации наблю­ дается в полдень, а в течение года максимальное количество тепла получает экваториальная зона.

Проходя через атмосферу, солнечные лучи рассеиваются: пре­ ломляются и отражаются от молекул воздуха и мелких твердых и жидких частичек, находящихся в нем. Из-за рассеивания солнеч­ ная радиация значительно ослабевает. Интенсивность рассеивания света в атмосфере зависит от длины световой (электромагнитной) волны — чем короче волна, тем сильнее рассеивание. Поскольку фиолетовые и голубые лучи характеризуются наименьшими длинами волн, то и рассеиваются они интенсивнее других волн спектра. Поэтому небо кажется нам голубым.

Атмосфера Земли не только рассеивает солнечную радиацию, но также частично ее поглощает и отражает. Особенно сильно погло­ щает тепловые (длинноволновые) лучи водяной пар и углекислый газ. Пыль, которая находится в воздухе, также обладает способ­ ностью поглощать некоторую часть солнечной радиации.

Прямая и рассеянная солнечная радиация, которая достигает поверхности Земли, поглощается ею неполностью.

Часть радиации отражается от земной поверхности в атмосферу. Нагретая солнечными лучами Земля сама становится источником излучения тепловых (инфракрасных) лучей в мировое пространство. Энергия, излучаемая земной поверхностью, называется земной радиацией. Наибольшее значение земной радиации имеет место при безоблачном небе и прозрачной атмосфере. Облачность, значительно уменьшая земную радиацию, предохраняет Землю от чрезмерного

остывания.

Если принять за 100% суммарное количество солнечной радиа­ ции, то расчеты показывают, что 40% отражается в мировое про­ странство, 16% поглощается атмосферой и 44% поглощается земной поверхностью. Таким образом, земная поверхность вместе с атмо­ сферой получает 60% солнечной радиации.

Поверхностные слои почвы и водных бассейнов характеризуются резкими различиями в нагревании и тепловых особенностях. Если в почве тепло распространяется путем молекулярной теплопровод­ ности, то в воде — путем перемешивания водных слоев, благодаря волнам и течениям. Поэтому суточные колебания температуры, вызванные нагреванием днем и охлаждением ночью, в воде распро­ страняются на глубину порядка десятков метров, а в почве — не более одного метра. Соответственно и годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину нескольких сотен метров, а в почве — лишь на 10—20 м. Вследствие указанных выше причин

32

в водном бассейне (например, в море) за теплое время года нака­ пливается большое количество тепла, которое отдается в атмосферу в холодное время года.

На поверхности почвы температура как ночью, так и в холодный сезон падает быстро. В результате днем и летом температура на по­ верхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой — наоборот.

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью, а днем он препятствует нагреванию почвы солнечными лучами. Поэтому в делом растительный покров охлаждает почву.

Когда говорят о температуре воздуха, в первую очередь имеют в виду температуру воздуха у земной поверхности. Ее определяют с помощью термометров и других приборов.

§ 15. Изменения температуры с высотой

Как уже отмечалось, воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности. Однако небольшое количество тепла атмосфера все же получает в результате непосредственного нагревания воздуха про­ ходящими через него солнечными лучами. Это нагревание имеет место лишь в нижнем трехкилометровом слое и составляет всего 0,1° С тепла в 1 ч. Воздух является плохим проводником тепла и по­ этому он нагревается только в очень тонком нижнем слое, непосред­ ственно прилегающем к земной поверхности. Передача тепла из нижних слоев воздуха в верхние осуществляется путем перемеши­ вания воздуха. Благодаря этому процессу к нагретой Солнцем почве или воде поступают все новые и новые массы воздуха, которые здесь нагреваются и поднимаются. Таким путем тепло быстро передается от земной поверхности к воздуху и от одних слоев к другим.

Температура воздуха может также повышаться адиабатически, т. е. без притока тепла извне, внутри одной воздушной массы. Такое явление имеет место в том случае, когда воздух опускается из верхних слоев тропосферы в нижние, например, если воздух перемещается вниз по склону гор. В этом случае по мере опускания происходит уплотнение газа и механическая энергия сжатия переходит в тепло­ вую. Температура сухого воздуха при этом повышается на 1°С на каждые 100 м высоты.

Охлаждение воздуха, так же как и его нагревание, может прои­ сходить разными путями. Чаще всего здесь оказывает влияние адиа­ батический процесс. Воздух, нагретый у земной поверхности, подни­ мается и при этом расширяется, теряя часть тепловой энергии.

Охлаждение воздуха может также происходить путем непо­ средственной потери тепла излучением. Этот процесс постоянно происходит в Арктике и Антарктике. Вот почему, например, в пусты­ нях Средней Азии, где днем в летнее время воздух сильно нагрет, иногда ночью температура может опускаться почти до 0° С (топографы и геодезисты об этом не должны забывать).

вить себе земную поверхность однородной, а гидросферу и атмосферу неподвижными, то в этом случае распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации. Тогда температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам и на каждой параллели оставалась при этом постоянной. Однако в действительности среднегодовые температуры воздуха зависят не только от угла падения солнечных лучей на земную по­ верхность. Большое значение здесь имеет характер самой поверхности (суша, вода, снег, растительность и т. д.), а также обмен тепла между участками земной поверхности, осуществляемый посредством перемещения воздуха и вод Мирового океана.

На карте изотерм января (рис. 15), характеризующих распре­ деление тепла для самого холодного месяца северного полушария и самого теплого месяца южного, прежде всего следует отметить, что в области Атлантического океана изотермы резко поворачивают к северу, что объясняется влиянием на температуру воздуха теплого течения Гольфстрим. Сильное охлаждение суши северного полушария в январе отображается изгибом изотерм к югу, а также системой замкнутых изотерм в Гренландии и на северо-востоке Сибири. Здесь зимой господствуют самые низкие температуры. Вместе с тем в ян­ варе изотермы южного полушария в общем мало отклоняются от параллелей, что объясняется преобладанием в этом полушарии

в Южной Африке, Южной Америке и особенно в Австралии выде­ ляются хорошо выраженные острова тепла. Максимальные темпера­ туры воздуха в Австралии достигают +55° С, а в Южной Африке — до -f-45° С.

На карте изотерм июля (рис. 16) — самого теплого месяца се­ верного полушария и самого холодного месяца — южного хорошо выражены замкнутые нагретые участки над Северной Африкой, Аравийским полуостровом, Центральной Азией и Мексикой. Макси­ мальные температуры воздуха в Северной Африке доходят до +58° С, а в глубокой впадине среди гор в Калифорнии, в Долине Смерти отмечена максимальная температура +57° С. В СССР наи­ более высокие температуры воздуха до +50° С характерны для райо­ нов Туркмении.

В северном полушарии в июле для внетропических широт отсут­ ствуют острова тепла и холода с замкнутыми изотермами. В целом же на карте заметны прогибы изотерм к экватору над океанами и к северному полюсу над материками. Это связано с особенностями нагревания суши и воды, о чем говорилось выше.

В южном полушарии в июле — зима и замкнутых изотерм над материками не отмечается. Во внетропических широтах здесь тем­ пература довольно быстро понижается в направлении к Антарктиде и достигает на окраине этого материка минус 15—35° С. В центре

Рис. 15. Карта изотерм января

Рис. 16. Карта изотерм июля

Восточной Антарктиды в июле в среднем температуры воздуха близки к —70° С, а самая низкая температура —88° С отмечена на полярной станции Восток. Это полюс холода не только южного полушария, но и всей Земли.

Рассматривая карты январских и июльских изотерм нетрудно заметить, что географический экватор не является параллелью с наиболее высокими температурами. Эти температуры характерны для так называемого термического экватора, который представляет собой волнистую линию, соединяющую точки земной поверхности с наиболее высокой средней годовой температурой. Термический

Рис. 17. Тепловые пояса Земли

экватор северного полушария летом смещается к северу, а зимой — к югу. Однако при этом он почти полностью располагается в преде­ лах того же северного полушария. Это объясняется преобладанием в северном полушарии материков (более сильное нагревание поверх­ ности) и охлаждающим влиянием на юге ледяного материка Ан­ тарктиды.

По условиям нагревания Солнцем земной поверхности, а следо­ вательно, и приземного слоя воздуха на Земле выделяют семь тепло­ вых поясов, границами которых являются изотермы (рис. 17).

Между годовыми изотермами +20° С северного и южного полу­ шарий расположен жаркий пояс. К северу и югу от него располо­ жены два умеренных пояса, ограниченные со стороны экватора годовыми изотермами +20° С, а со стороны полюсов изотермой + 10° С самого теплого месяца. К умеренным поясам примыкают

38

два холодных пояса, границами которых являются изотермы +10 и 0° С самого теплого месяца соответствующего полушария. Наконец, в приполюсных пространствах, ограничиваясь изотермой 0° С самого теплого месяца,, находятся два пояса вечного мороза.

§ 17. Атмосферное давление и причины его изменения

Как и всякое физическое тело воздух имеет вес. Так, 1 куб. м сухого воздуха при температуре 0° С на уровне моря и на широте 45° весит 1,29305 кг. Благодаря весу воздуха атмосфера оказывает давление на земную поверхность. Наличие атмосферного давления обусловливает многие явления в атмосфере, важнейшим из которых является ветер.

В практике метеорологических наблюдений введено понятие нормального, атмосферного давления, т. е. давления воздуха на

вметеорологии принята мера давления в миллибарах. Сила давления

в1 млн. дин на 1 см2 принимается за стандартную единицу давления, называемую бар, и соответствующую давлению ртутного столба высотой 750,1 мм. Миллибар (сокращенно мб) составляет 1/1000 часть бара. Нетрудно подсчитать, что давление, соответствующее 1 мм ртутного столба равно 1,333 мб, а поэтому 1 мб равен давлению ртутного столба высотой 0,75 мм. Таким образом, нормальное атмо­ сферное давление 760 мм соответствует 1013 мб.

По мере поднятия над уровнем моря столб воздуха уменьшается, а следовательно, уменьшается также и атмосферное давление.

Изменение давления с высотой характеризуется с помощью так называемой барометрической ступени. Это высота подъема или опускания относительно земной поверхности, соответствующая из­ менению давления воздуха на 1 мб. Так, у поверхности Земли вели­ чина барометрической ступени колеблется около 8 м. Зная величину барометрической ступени, можно с помощью барометра определять высоты точек местности. На этом основано барометрическое нивели­ рование.

Атмосферное давление во времени постоянно изменяется в до­ вольно широких пределах. Эти изменения вызываются главным образом неравномерным нагреванием воздуха от земной поверхности. Давление увеличивается при понижении температуры возуха и уменьшается при ее повышении. Давление испытывает суточные колебания, которые в тропическом поясе достигают 3—4 мб, а на широтах 60° (северной и южной) эго колебание выражается в деся­ тых долях миллибара.

Наиболее резкие колебания давления воздуха характерны между сезонами года (годовой xog давления). Так, в северном полушарии

39