Глава 4
Атмосфера. Воздушная оболочка
Земли

Воздушная оболочка нашей планеты - атмосфера - защищает живые организмы на земной поверхности от губительного воздействия ультрафиолетового излучения Солнца и других жестких космических излучений. Предохраняет она Землю от метеоритов и космической пыли. Атмосфера служит также "одеждой", не позволяющей осуществляться потерям тепла, излучаемого Землей в пространство. Атмосферный воздух-это источник дыхания человека, животных и растительности, сырье для процессов горения и разложения, синтеза химических веществ. Он является материалом, применяемым для охлаждения различных промышленных и транспортных установок, а также средой, в которую выбрасываются отходы жизнедеятельности человека, высших и низших животных и растений, отходы производства и потребления.

Взаимодействие атмосферного воздуха с водой и почвой влечет за собой определенные изменения в биосфере как в целом, так и в отдельных ее составляющих, усиливая и ускоряя нежелательные изменения состава и структуры атмосферного воздуха и климата Земли.

Известно, что без пищи человек может прожить около 5 недель, без воды - около 5 суток, а без воздуха не проживет и 5 минут. Потребность человека в чистом воздухе (под "чистым" понимается воздух, пригодный для дыхания и без негативных последствий для человеческого организма) составляет от 5 до 10 л/мин или 12 - 15 кг/сут. Из этого ясно, как велика значимость атмосферы в решении экологических проблем.

Человечество обитает на дне Великого воздушного океана, который является оболочкой непрерывно, полностью окружающей земной шар. Наиболее изученный участок атмосферы простирается от уровня моря до высоты 100 км. В целом атмосфера делится на несколько сфер: тропосфера, стратосфера, мезосфера, ионосфера (термосфера), экзосфера. Границы между сферами называют паузами (рис. 13). По химическому составу атмосфера Земли подразделяется на нижнюю (до 100 км) - гомосферу, имеющую состав, сходный с приземным воздухом, и верхнюю - гетеросферу, неоднородного химического состава. В атмосфере кроме газов присутствуют различные аэрозоли - пылеватые или водяные частицы, находящиеся во взвешенном состоянии в газообразной среде. Они имеют как естественное, так и техногенное происхождение.

Тропосфера - это приземная нижняя часть атмосферы, т. е. зона, где и обитает большинство живых организмов, в том числе человек. В этой сфере сосредоточено более 80 % массы всей атмосферы. Ее

49

мощность (высота на земной поверхности) определяется интенсивностью вертикальных (восходящих и нисходящих) потоков воздуха, вызванных нагреванием земной поверхности. Вследствие этого на экваторе она простирается до высоты 16-18 км, в средних (умеренных)

50

широтах - до 10-11 км, а на полюсах - до 8 км. Отмечено закономерное понижение температуры воздуха с высотой в среднем на 0,6° С на каждые 100 м.

В тропосфере находится большая часть космической и антропогенной пыли, водяного пара, азота, кислорода и инертных газов. Она практически прозрачна для проходящей через нее коротковолновой солнечной радиации. Вместе с тем содержащиеся в ней пары воды, озон и углекислый газ достаточно сильно поглощают тепловое (длинноволновое) излучение нашей планеты, в результате чего происходит некоторое нагревание тропосферы. Это приводит к вертикальному перемещению потоков воздуха, конденсации водяного пара, образованию облаков и выпадению осадков.

Стратосфера располагается выше тропосферы до высоты 50 - 55 км. Температура у ее верхней границы растет в связи и с наличием озона.

Мезосфера - верхняя граница этого слоя фиксируется на высотах около 80 км. Главная ее особенность - резкое понижение температуры (минус 75° - 90° С) у верхней границы. Здесь наблюдаются так называемые серебристые облака, состоящие из ледяных кристаллов.

Ионосфера (термосфера)располагается до высоты 800 км, и для нее характерно значительное повышение температуры (более 1000° С). Под действием ультрафиолетового излучения Солнца газы атмосферы находятся в ионизированном состоянии. С этим состоянием связано возникновение полярного сияния, как свечения газов. Ионосфера обладает способностью многократного отражения радиоволн, что обеспечивает дальнюю радиосвязь на Земле.

Экзосфера распространяется от высоты 800 км до высот 2000 - 3000 км. В этом диапазоне высот температуры растут до 2000° С. Весьма важным является тот факт, что скорость движения газов приближается к критическому значению 11,2 км/с. В составе преобладают атомы водорода и гелия, которые формируют вокруг нашей планеты так называемую корону, простирающуюся до высот 20 тыс. км.

Как видно из сказанного, температура в атмосфере меняется весьма сложным образом (см. рис. 13) и в паузах имеет максимальное или минимальное значение. Чем больше высота подъема над земной поверхностью, тем меньше атмосферное давление. Вследствие большой сжимаемости атмосферы ее давление уменьшается от среднего значения 760 мм рт. ст. (101325 Па) на уровне моря до 2,3 × 10^-3 мм рт. ст. (0,305 Па) на высоте 100 км и лишь до 1 × 10^-6 мм рт. ст. (1,3 × 10^-4 Па) на высоте 200 км.

Условия жизни на поверхности Земли в части атмосферного ее "обеспечения" резко отличаются на больших высотах, т. е. на высотах стратосферы большинство жизненных форм Земли существовать без средств защиты не могут.

51

Состав атмосферы не является постоянным по высоте и изменяется в довольно широких пределах. Основные причины этого: сила земного притяжения, диффузионное перемешивание, действие космических и солнечных лучей и испускаемых ими частиц высокой энергии.

Под влиянием земного притяжения более тяжелые атомы и молекулы опускаются в нижнюю часть атмосферы, а в ее верхней части остаются более легкие. В табл. 7 приведен состав сухого воздуха вблизи уровня моря, а на рис. 13 показано изменение средней молекулярной массы атмосферы в зависимости от высоты над поверхностью Земли.

Примечания: 1. Озон О₃, диоксид серы S0₂, диоксид азота NO₂, аммиак NH₃ и монооксмд СО присутствуют в виде загрязняющих примесей и вследствие этого их содержание может меняться в существенных пределах. 2. Под мольной долей понимается отношение числа молей конкретного компонента в рассматриваемом образце воздуха к суммарному числу молей всех компонентов в данном образце.

В общем очень осредненном виде механическая смесь газов атмосферы представлена в среднем азотом - 78% ее объема; кислородом - 21%; гелием, аргоном, криптоном и вышеуказанными другими компонентами - 1% и менее.

Средняя молекулярная масса такого воздуха составляет 28,96 а. е. м и остается почти без изменения вплоть до высоты 90 км. На больших высотах молекулярная масса резко уменьшается и на высотах от 500 км и выше гелий становится важнейшим компонентом атмосферы, хотя его содержание в ней на уровне моря чрезвычайно мало. Главнейшими компонентами воздуха (на 99% от всего состава) являются двухатомные газы (кислород О₂ и азот N₂).

Кислород - самый необходимый атмосферный элемент для функционирования биосферы. Если в атмосфере его может быть до 23% по массе, то в воде - около 89%, а в организме человека - почти 65%. Суммарно во всех геосферах: атмосфере, гидросфере и в доступной

52

части литосферы на долю кислорода приходится 50 % общей массы воздуха. Но в свободном состоянии кислород сосредоточен в атмосфере, где его количество оценивается в 1,5 × 10¹⁵ г. В природе постоянно протекают процессы потребления и выделения кислорода. Потребление кислорода происходит при дыхании человека и животных, при различных окислительных процессах, таких, как горение, коррозия металлов, тление органических остатков. В результате этого кислород переходит из свободного состояния в связанное. Однако его количество остается практически неизменным главным образом за счет жизнедеятельности растений. Считается, что в восстановлении кислорода главную роль играют фитоплактон океанов и наземные растения. Выравниванию содержания кислорода в приземном слое атмосферы способствует диффузия.

Кислород существует в атмосфере в виде аллотропных модификаций - О₂ и О₃ (озон). Во всех состояниях (газообразном, жидком и твердом) О₂ парамагнитен и имеет очень высокую энергию диссоциации - 496 кДж/моль. В газообразном состоянии О₂ бесцветный, в жидком и твердом имеет светло-голубую окраску. Химически очень активен, образует соединения со всеми элементами, кроме гелия и неона.

Озон О₃ - газ, образующийся из О₂ в спокойном электрическом разряде в концентрации до 10%, диамагнитен, имеет темно-голубой (синий) цвет. Следы О₃ появляются под действием ультрафиолетового (УФ) излучения из О₂ в верхних слоях атмосферы. Максимальная концентрация О₃ в верхних слоях атмосферы на высотах 25 - 45 км формирует ставший известным озоновый экран (слой).

Другой, весьма важный и постоянный компонент воздуха - азот, масса которого составляет 75,5% (4 × 10¹⁵ г). Он входит в состав белков и азотистых соединений, которые являются основой всего живого на нашей планете.

Азот N₂ - бесцветный, химически неактивный газ. Энергия диссоциации N₂ = 2N почти в 2 раза больше, чем у О₂, и составляет 944,7 кДж/моль. Высокая прочность связи N = N обусловливает его низкую реакционную способность. Однако, несмотря на это, азот образует множество различных соединений, в том числе и с кислородом. Так, N₂O - оксид диазота относительно инертен, но при нагревании разлагается на N₂ и О₂. Монооксид азота - NO мгновенно реагирует с озоном по реакции:

Молекула NO - парамагнитна. Электрон π - орбитали легко отщепляется с образованием нитрозоний-катиона NO⁺, связь в котором упрочняется. Диоксид азота NO₂ очень токсичен, при взаимодействии с водой образует сильную азотную кислоту

53

В естественных условиях образование рассмотренных нами оксидов азота происходит при грозовых разрядах и в результате деятельности азотфиксирующих и разлагающих белок бактерий.

Применение азотных удобрений (нитратов, аммиака) приводит к увеличению в атмосфере количества оксидов азота бактериального происхождения. Доля природных процессов в образовании оксидов азота оценивается в 50 %.

Большое влияние на состав атмосферы, особенно в верхних слоях (выше тропосферы), оказывают космические и солнечное излучение и испускаемые частицы высоких энергий.

Солнце испускает лучистую энергию - поток фотонов - самых разнообразных длин волн. Энергия (Е) каждого фотона определяется соотношением:

где h - постоянная Планка; v - частота излучения, v = 1/λ (λ - длина волны).

Иными словами, чем меньше длина волны, тем выше частота излучения и соответственно больше энергия. При столкновении фотона с атомом или молекулой какого-либо вещества инициируются различные химические превращения, такие, как диссоциация, ионизация и др. Но для этого должны быть выполнены некоторые условия: первое - энергия фотонов должна быть не меньше, чем требуется для разрыва химической связи, удаления электрона и т.д.; второе - молекулы (атомы) должны поглощать эти фотоны.

Одним из наиболее важных процессов, происходящих в верхних слоях атмосферы, является фотодиссоциацйя молекул кислорода в результате поглощения фотона:

Зная энергию диссоциации связи в молекуле кислорода (495 кДж/моль), можно вычислить максимальную длину волны фотона, вызывающего образование О. Эта длина оказывается равной 242 нм, а это означает, что все фотоны с такой и меньшей длиной волны будут обладать энергией, которая достаточна для протекания вышеуказанной реакции.

Молекулы кислорода, кроме того, способны поглощать из солнечного спектра большой диапазон коротковолнового излучения с высокой энергией. Кислородный состав атмосферы (см. рис. 13) свидетельствует о том, насколько интенсивно происходит фотодиссоциация кислорода на больших высотах. На высоте 400 км диссоциированы 99 % кислорода, на долю же O₂ приходится соответственно всего 1%. На высоте 130 км содержание О₂ и О приблизительно

54

одинаково, на меньших высотах содержание О₂ существенно превышает содержание О.

Вследствие большой энергии связи молекулы N₂ (944 кДж/моль) фотоны лишь с очень малой длиной волны обладают достаточной энергией, чтобы вызвать диссоциацию этой молекулы. Кроме этого, N₂ плохо поглощает фотоны, даже если они и обладают вполне достаточной энергией. В результате фотодиссоциация N₂ в верхних слоях атмосферы протекает весьма незначительно и атмосферного азота образуется весьма мало.

Парообразная вода содержится главным образом вблизи поверхности Земли и уже на высоте 30 км ее содержание составляет 3 млн.¹¹, а на еще больших высотах содержание водяных паров еще меньше. Значит, количество воды, перемещающееся в верхние слои атмосферы, весьма невелико. Оказавшись же в верхних слоях атмосферы, пары воды подвергаются фотодиссоциации:

По данным ряда специалистов, на ранних стадиях развития Земли, когда кислородная атмосфера еще не была сформирована, то именно фотодиссоциация во многом способствовала ее образованию.

В результате воздействия солнечного излучения на молекулы вещества в атмосфере образуются свободные электроны и положительные ионы. Такие процессы носят название фотоионизации. Для их протекания также необходимо выполнение указанных выше условий. В табл. 8 приведены некоторые из наиболее важных процессов фотоиЬниза-ции, протекающих в верхних слоях атмосферы. Как следует из таблицы, фотоны, вызывающие фотоионизацию, относятся к коротковолновой (высокочасточной) ультрафиолетовой части спектра. Излучение этой части спектра не доходит до поверхности Земли, его поглощают верхние слои атмосферы.

Таблица 8. Энергетические и волновые параметры процессов фотоионизации

55

Образующиеся молекулярные ионы обладают очень большой реакционной способностью. Без какой-либо дополнительной энергии они весьма быстро вступают в реакции при столкновении с разнообразными заряженными частицами и нейтральными молекулами.

Одной из самых очевидных реакций является рекомбинация молекулярного иона с электрономреакция, обратная фотоионизации. При этом высвобождается количество энергии, равное энергии ионизации нейтральной молекулы. И если не существует способа, позволяющего отдать эту избыточную энергию, например, в результате столкновения с другой молекулой, то она вызывает диссоциацию вновь образующейся молекулы. В верхних слоях атмосферы вследствие очень низкой плотности вещества вероятность столкновения между молекулами и передачи энергии очень мала. Поэтому почти все акты рекомбинации электронов с молекулярными ионами приводят к диссоциации:

Атомарный азот, содержащийся в верхних слоях атмосферы, образуется главным образом в результате диссоциативной рекомбинации.

В том случае, когда молекулярный ион сталкивается с какой-либо нейтральной молекулой, между ними может произойти перенос электрона, например,

Такой тип реакции называется реакцией переноса заряда.

Для того чтобы прошла такая реакция, энергия ионизации молекулы, теряющей электрон, должна быть меньше энергии ионизации молекулы, образующейся в результате переноса заряда. Как видно из табл. 8, энергия ионизации О₂ меньше, чем у N₂, реакция переноса заряда является экзотермической, избыточная энергия выделяется в виде кинетической энергии образующихся продуктов. Согласно данным табл. 8, указанные ниже реакции также должны осуществляться и быть экзотермическими (т. е. ΔН < 0):

Поскольку молекула N₂ имеет самую высокую энергию ионизации по сравнению со всеми частицами верхних слоев атмосферы, ион N⁺₂ способен вступать в реакции переноса с любой молекулой, которая

56

сталкивается с ним. Скорость реакции переноса заряда является достаточно большой, поэтому хотя процесс фотоионизации приводит к интенсивному образованию ионов N⁺₂, их концентрация в верхних слоях атмосферы очень мала.

Кроме вышеуказанных в верхних слоях атмосферы протекают реакции, в ходе которых взаимодействующие частицы обмениваются атомами:

Эти реакции также являются экзотермическими и протекают весьма легко. Поскольку энергия ионизации NO ниже, чем у других частиц (см. табл. 8), образующиеся ионы NO⁺ не могут нейтрализоваться в результате реакции переноса заряда, и единственной причиной гибели этого иона является реакция диссоциативной рекомбинации. Это является причиной самого широкого распространения иона NO⁺ в верхних слоях атмосферы.

Хотя на верхние слои атмосферы приходится достаточно небольшая часть всей ее массы, именно эта зона атмосферы вследствие происходящих в ней химических реакций играет значительную роль в формировании условий для протекания жизненных процессов на нашей планете. Именно верхние слои атмосферы играют роль передового "бастиона", защищающего поверхность Земли от гибельного для всех живых организмов воздействия потока космических лучей и "града" частиц высоких энергий. Следует, однако, отметить, что молекулы N₂, О₂ и NO не могут отфильтровать весь объем коротковолнового излучения, остатки которого "нейтрализуются" в атмосфере по мере приближения к земной поверхности.

Озон как фильтр коротковолнового излучения. Химические процессы, происходящие в атмосфере, в слоях, которые расположены ниже 90 км, кроме фотодиссоциации О₂, существенным образом отличаются от тех процессов, что наблюдаются на больших высотах. В мезо- и стратосфере, в отличие от более высоких слоев, концентрация О₂ увеличивается, поэтому вероятность столкновения О₂ с О, которое ведет к образованию О₃, резко возрастает.

Данный процесс описывается следующими уравнениями:

Примечание. Звездочка (*) в формулах означает, что данная молекула содержит избыточную энергию, от которой ей необходимо избавиться как можно быстрее, в противном случае возникнет обратная реакция.

57

где М - О₂, N₂.

Молекула О₃ . может отдать энергию при столкновении с молекулами О₂ и N₂. Однако большая часть молекул О₃. распадается на О₂ и О, прежде чем они подвергнутся стабилизирующему столкновению, т. е. равновесие процесса О₂ + ОO₃^* сильно смещено влево.

Скорость образования озона зависит от противоположно действующих факторов. С одной стороны, она увеличивается с уменьшением высоты атмосферных слоев, так как повышается концентрация вещества атмосферы, а следовательно, и частоты стабилизирующих столкновений. С другой стороны, с уменьшением высоты скорость понижается, так как уменьшается количество атмосферного кислорода, образующегося по реакции О₂ + hv ^→ 2О, вследствие уменьшения проникновения высокочастотного излучения. Поэтому максимальная концентрация озона, порядка 10^-3 % по объему, наблюдается на высоте от 40 до 25 км (см. рис. 13).

Процесс образования озона экзотермический. Ультрафиолетовые излучения Солнца, поглощаемые кислородом - реакция О₂ + hv ^→ 2О, превращаются в тепловую энергию по реакции

что с большой степенью вероятности связано с повышением температуры в стратосфере, которая достигает максимума в стратопаузе (см. рис. 13).

Образовавшиеся молекулы озона не слишком долговечны, озон сам способен поглощать солнечное излучение, в результате чего он разлагается:

Для реализации этого процесса необходимо всего лишь 105 кДж/моль. Эту энергию могут поставлять фотоны в широком диапазоне длин волн до 1140 нм. Молекулы озона чаще всего поглощают фотоны с длинами волн от 200 до 310 нм, что очень важно для живых организмов на Земле. Излучение в указанном интервале поглощается другими частицами не столь сильно, как озоном. Именно наличие слоя озона в стратосфере препятствует проникновению коротковолновых фотонов с большой энергией сквозь толщу атмосферы и достижению ими земной поверхности. Как известно, растения и животные не могут существовать при наличии такого излучения, поэтому "озоновый щит" играет важную роль в сохранении жизни на Земле.

Естественно, что "озоновый щит" не является абсолютно непреодолимым препятствием для ультрафиолетового излучения; примерно одна сотая его часть достигает поверхности Земли. При увеличении проникающего излучения возникают нарушения в генетических механизмах у некоторых живых организмов, а у человека активизируются различные кожные заболевания.

58

Озон - химически весьма активен и поэтому вступает во взаимодействие не только с ультрафиолетовым излучением Солнца. Важную роль в озоновом цикле играют оксиды азота, повышающие скорость разложения озона, выступая в роли катализатора:

Большое влияние на разрушение озона оказывают высокие температуры, возникающие, в частности, при эксплуатации некоторых видов летательных аппаратов. В этом случае протекает реакция:

Достаточно дискуссионным является вопрос о воздействии хлор-фторметанов (фреонов) на озон, но во всяком случае необходимо остановиться на возможных реакциях с участием этих соединений, озона, азота, атомарного кислорода и ультрафиолетового излучения в разных слоях атмосферы.

В верхних слоях атмосферы при наличии коротковолнового ультрафиолетового излучения происходит ряд реакций с участием хлорфторметанов, в частности, действие фотонов с длиной волны от 190 до 225 нм приводит к фотолизу хлорфторметанов с образованием нескольких десятков различных соединений и радикалов, например:

В принципе реакция на этом не заканчивается и возможно дальнейшее фотохимическое разложение CF_xC1_3-x опять же с образованием свободного хлора.

Установлено, что хлор с максимальной скоростью выделяется на высоте около 30 км, а это как раз приходится на зону максимальных концентраций озона.

Формирующийся свободный атомарный хлор очень быстро вступает в реакцию с озоном:

Последние две реакции, а также реакции:

в целом приводят к исчезновению озона и атомарного кислорода и

59

практически ведут к постоянному содержанию монооксида азота и атомарного хлора.

Монооксид хлора спосрбен взаимодействовать с оксидами азота:

Хлорнитрат может разлагаться под действием ультрафиолетового излучения или в реакции с атомарным кислородом:

Реакции с участием монооксида хлора имеют особое значение, так как эффективно выводят соединения азота и хлора из цикла разрушения озона. Аналогичное действие оказывают метан и водород:

Часть хлороводорода вступает в реакцию с гидроксидом, возвращающим хлор в атомарное состояние:

но основная доля НСl переносится в тропосферу, где смешивается с водяным паром или жидкой водой, превращаясь в соляную кислоту.

Рассмотренные выше реакции протекают в атмосфере за счет поступления в нее реагентов из природных и техногенных источников и этот процесс с различной концентрацией реагентов сопровождал всю историю образования и существования земной атмосферы. Дело в том, что хлорфторметаны могут образовываться даже в природных условиях, поэтому главным является не вопрос о наличии реакций взаимодействия, аналогичных выше описанным, а об интенсивности и объеме вступающих в реакции, образующихся и разрушающихся компонентов атмосферы и главным образом тех из них, которые обеспечивают оптимальные условия для протекания жизненных процессов на нашей планете.

Тепловой режим атмосферы и поверхностной зоны Земли.Основным источником тепловой энергии, поступающей к земной поверхности и одновременно нагревающей атмосферу, естественно служит Солнце. Такие источники, как Луна, звезды и другие планеты, поставляют ничтожное количество тепла. Достаточно ощутимым, но также не слишком большим источником являются разогретые недра Земли.

Известно, что Солнце излучает в мировое пространство колоссальную энергию в виде тепловых, световых, ультрафиолетовых и других лучей. Воздействие некоторых видов излучения на протекающие в атмосфере химические реакции и образование различных соединений уже рассмотрены выше.

60

В целом же вся совокупность лучистой энергии Солнца называется солнечной радиацией. Земля получает весьма малую ее долю - одну двухмиллиардную часть, но и этого объема достаточно для осуществления всех известных на Земле процессов, в том числе и жизни.

Солнечную радиацию подразделяют на прямую, рассеянную и суммарную.

Воздействие на земную поверхность и ее нагревание при ясной, безоблачной погоде определяется как прямая радиация. Прямая радиация непосредственным образом через ультрафиолетовое излучение влияет, например, на пигментацию кожи человека и животных и некоторые другие явления у живых организмов.

При прохождении солнечных лучей сквозь атмосферу они, встречая на своем пути различные молекулы, пыль, капли воды, отклоняются от прямолинейного пути, в результате чего происходит рассеивание солнечной радиации. В зависимости от величины облачности, степени влажности воздуха, его запыленности степень рассеивания достигает 45%. Значение рассеянной радиации достаточно велико - она в целом определяет степень освещенности различных элементов рельефа, а также цвет неба.

Суммарная радиация соответственно складывается из прямой и рассеянной радиации.

Угол падения солнечных лучей на земную поверхность определяет интенсивность радиации, что, в свою очередь, влияет на температуру воздуха в течение суток.

Распределение солнечной радиации по поверхности Земли и нагревание атмосферного воздуха зависит от шарообразности планеты и наклона земной оси к плоскости орбиты. В экваториальных и тропических широтах Солнце в течение всего года находится высоко над горизонтом, в средних широтах его высота меняется в зависимости от времени года, а в антарктических и арктических областях Солнце никогда не поднимается высоко над горизонтом. Это в целом сказывается на степени рассеивания солнечной энергии в атмосфере, вследствие чего на единицу площади поверхности Земли в тропиках приходится большее количество солнечных лучей, чем в средних или высоких широтах. По этой причине количество радиации зависит от широты места: чем дальше от экватора, тем меньше ее поступает на земную поверхность.

Суточное движение Земли также оказывает влияние на количество поступающей лучистой энергии. В средних и высоких широтах ее количество зависит от времени года. На Северном полюсе, как известно, Солнце не заходит за горизонт 6 месяцев (точнее, 186 дней) и количество поступающей лучистой энергии больше, чем на экваторе. Однако солнечные лучи имеют малый угол падения и поэтому значительная часть солнечной радиации рассеивается в атмосфере. В связи с этим и поверхность Земли, и собственно атмосфера нагреваются

61

незначительно. Зимой в арктических и антарктических широтах Солнце не поднимается над горизонтом и поэтому солнечная радиация на земную поверхность не поступает совсем.

Значительное влияние на количество солнечной радиации, "воспринимаемой" земной поверхностью, включая и поверхность океанов, а также атмосферой оказывают особенности рельефа, его расчлененность, абсолютные и относительные высоты поверхности, "экспозиция" склонов (т. е. "обращенность" их к Солнцу), даже наличие или отсутствие растительности и ее характер, а также "цвет" земной поверхности. Последнее определяется величиной альбедо, под которым в общем понимается количество света, отражающегося от единицы поверхности, а иногда альбедо определяется как величина отражающей способности тела или системы тел, обычно рассматриваемая как часть (в %) энергии падающего света, отраженной от данной земной поверхности.

На величину отражающей способности земной поверхности влияет, например, наличие на ней снежного покрова, его чистота и т. п.

Совокупность всех этих факторов показывает, что на поверхности Земли практически отсутствуют места, где величина и интенсивность солнечной радиации была бы одинаковой и не менялась во времени.

Нагревание суши и воды происходит, в силу отличий в теплоемкости "формирующих" их материалов, весьма неодинаково. Суша нагревается и охлаждается достаточно быстро. Водные массы в океанах и морях нагреваются медленно, но зато дольше удерживают тепло.

На суше солнечная радиация нагревает только поверхностный слой почвы и подстилающих пород, а в прозрачной воде тепло проникает на значительные глубины, и процесс нагревания протекает медленнее. Значительное влияние оказывает испарение, так как на его реализацию расходуется большое количество поступающей тепловой энергии. Остывание воды протекает медленно в связи с тем, что объем прогреваемой воды существенно больше объема нагревающейся суши. Водные массы в силу изменения температур в верхних и нижних слоях находятся в состоянии непрерывного "перемешивания". Остывшие верхние слои, как более плотные и тяжелые, опускаются вниз, а снизу навстречу им поднимается более теплая вода. Воды морей и океанов расходуют накопленное тепло более "экономично" и равномерно, чем поверхность суши. В результате море всегда в среднем теплее суши, а колебания температуры воды никогда не бывают такими резкими, как колебания температуры суши.

Температура атмосферного воздуха. Воздух, как любое прозрачное тело, при прохождении через него солнечных лучей нагревается весьма мало. Нагревание воздуха осуществляется за счет тепла, отдаваемого нагретой земной или водной поверхностью. Воздух с повышенной температурой и пониженной вследствие этого массой поднимается в более высокие холодные слои атмосферы, где и передает им свое тепло.

62

По мере подъема воздух охлаждается. Температура воздуха на высоте 10 км почти всегда постоянна и составляет ∼ 45° С. Закономерное понижение температуры воздуха с высотой иногда нарушается так называемой температурной инверсией (температурной перестановкой). Инверсии возникают при резких понижениях или повышениях температур земной поверхности и прилегающего воздуха, что иногда представляет собой быстрое "стекание" холодного воздуха по горным склонам в долины.

Для атмосферного воздуха характерно суточное изменение температуры. Днем поверхность Земли нагревается и передает тепло окружающему воздуху, ночью процесс носит обратный характер. Наиболее низкие температуры наблюдаются не ночью, а перед восходом Солнца, когда земная поверхность уже отдала свое тепло. Точно так же наиболее высокие температуры воздуха устанавливаются после полудня с запозданием на 2-4 ч.

В различных географических зонах Земли суточный ход температур различен, на экваторе, на морях и у морских побережий амплитуды колебания температур воздуха очень малы, а в пустынях, например, днем поверхность Земли нагревается до температуры около 60° С, а ночью понижается почти до 0° С, т. е. суточный "ход" температур составляет 60° С.

В средних широтах наибольшее количество солнечной радиации поступает на Землю в дни солнцестояния (22 июня в северном полушарии и 21 декабря в южном). Однако самыми жаркими месяцами являются не июнь (декабрь), а июль (январь) вследствие того, что в июне (декабре) происходит собственно нагревание земной поверхности, на что расходуется значительная часть солнечной радиации, а в июле (декабре) потеря в поступающем количестве солнечной радиации не только компенсируется, но и превышает его в виде тепла от разогретой земной поверхности. Аналогичным образом можно объяснить, почему самый холодный месяц не декабрь (июнь), а январь (июль). На море, в связи с тем, что вода более медленно охлаждается и нагревается, самый жаркий месяц приходится на август (февраль), самый холодный - февраль (август).

Географическая широта места оказывает влияние на годовую амплитуду температур воздуха. В экваториальных частях температура практически постоянна в течение года и равняется в среднем 23° С. Самые высокие годовые амплитуды характерны для территорий, расположенных в средних широтах в глубинах континентов.

Для каждой местности характерны собственные абсолютные и средние значения температур воздуха. Абсолютные температуры устанавливают на основе данных многолетних наблюдений на метеостанциях. К примеру, самое жаркое место на Земле располагается в Ливийской пустыне (+ 58° С), самое холодное - в Антарктиде

63

(-89,2° С). В нашей стране самая низкая температура -70,2° С зафиксирована в Восточной Сибири (пос. Оймякон).

Средняя температура для данной местности рассчитывается сначала для суток по термометрическим определениям в 1 ч, 7 ч, 13 и 19 ч, т. е. 4 раза в сутки; затем по среднесуточным данным рассчитываются среднемесячные и среднегодовые температуры.

Для практических целей выполняются карты изотерм, среди которых наиболее показательными являются изотермы января и июля, т. е. самого теплого и самого холодного месяцев.

Вода в атмосфере. В состав газов, формирующих атмосферу, входит водяной пар, образующийся за счет испарения воды с поверхности океанов и континентов. Чем выше температура и больше емкость пара, тем сильнее испарение. На скорость испарения сказывается скорость ветра и рельеф местности на суше, а также, естественно, колебания температуры.

Способность отдачи определенного количества водяного пара с какой-либо поверхности при воздействии температуры называют испаряемостью. На эту условную величину испаряемости оказывают влияние температура воздуха и количество водяного пара в нем. Минимальные значения зафиксированы для полярных стран и для экватора, а максимальная испаряемость отмечена для тропических пустынь.

Воздух может принимать водяной пар до известного предела, когда он становится насыщенным. При дальнейшем нагревании воздуха он становится способным вновь принимать водяной пар, т. е. ненасыщенным. При охлаждении ненасыщенного воздуха он переходит в насыщенное состояние. Налицо зависимость между температурой и содержанием водяного пара, которое содержится в воздухе в данный момент (в г на 1 м³), что называют абсолютной влажностью.

Отношение количества водяных паров, содержащихся в воздухе в данный момент, к тому их количеству, которое он может вместить при данной температуре, называют относительной влажностью и измеряют в%.

Момент перехода воздуха от ненасыщенного состояния к насыщенному называют точкой росы. Чем ниже температура воздуха, тем меньше он может содержать водяного пара и тем выше относительная влажность. Это означает, что при холодном воздухе быстрее наступает точка росы.

При наступлении точки росы, т. е. при полном насыщении воздуха водяным паром, когда относительная влажность приближается к 100%, происходит конденсация водяных паров, переход воды из газообразного состояния в жидкое.

Итак, процесс конденсации водяных паров происходит либо при сильном испарении влаги и насыщении воздуха водяным паром, либо при понижении температуры воздуха и относительной влажности. При

64

отрицательных температурах водяной пар, минуя жидкое состояние, превращается в кристаллики льда и снега, т. е. переходит в твердое состояние. Этот процесс называют сублимацией водяных паров.

Конденсация и сублимация водяного пара - это процессы, которые являются источником атмосферных осадков. Одним из наиболее явных проявлений конденсации водяного пара в атмосфере является образование облаков, которые обычно находятся на высотах от нескольких десятков и сотен метров до нескольких километров. Восходящий поток теплого воздуха с водяным паром поступает в слои атмосферы с условиями для образования облаков, состоящих из капелек воды или кристалликов льда и снега, что связано с температурой собственно облака. Кристаллы льда и снега, капли воды обладают столь малой массой, что позволяет им удерживаться в подвешенном состоянии даже за счет весьма слабых восходящих потоков воздуха.

Облака имеют разнообразную форму, которая зависит от многих факторов: высоты, скорости ветра, влажности и т. д. Наиболее известны кучевые, перистые и слоистые, а также их разновидности. Облака, перенасыщенные водяным паром, имеющие темно-фиолетовый или почти черный оттенок, называют тучами. Небо бывает в разной степени закрыто облаками и эту степень, выраженную в баллах (от 1 до 10), называют облачностью. Облачность с высокой балльностью создает условия для выпадения осадков.

Атмосферные осадки - это вода во всех видах твердой и жидкой фазы, которую получает земная поверхность в виде дождя, снега, града или сконденсировавшейся на поверхности различных тел росы. В целом атмосферные осадки являются одним из важнейших абиотических факторов, существенно влияющих на условия существования живых организмов. Кроме того, атмосферные осадки определяют миграцию и распространение различных, в том числе и загрязняющих веществ в окружающей среде. В общем круговороте влаги наиболее подвижны именно атмосферные осадки, так как объем влаги в атмосфере оборачивается 40 раз в году.

Дождь образуется тогда, когда мельчайшие капельки влаги, содержащиеся в облаке, сливаются в более крупные и, преодолевая сопротивление восходящих теплых потоков воздуха, под действием гравитации выпадают на поверхность Земли. В воздухе, который содержит пылинки, процесс конденсации идет гораздо быстрее, так как эти пылинки играют роль ядер конденсации. В пустынях, где относительная влажность весьма низка, конденсация водяного пара возможна только на значительных высотах, при низких температурах. Однако дождь на пустыню не выпадает, так как снежинки не успевают упасть на поверхность, а испаряются. Это явление называют сухими дождями. В случае конденсации водяного пара, что происходит при отрицательных температурах, осадки образуются в виде снега. При перемешивании снежинок с капельками воды образуются шарообразные

65

снежные комочки диаметром 2 - 3 мм, которые выпадают в виде пурги. Для образования града необходимо, чтобы облако было значительных размеров и его нижняя часть была в зоне положительных температур, а верхняя - отрицательных. Образовавшиеся комочки пурги, поднимаясь вверх, превращаются в льдинки шарообразной формы - градины. Размеры градин постепенно увеличиваются и выпадают на земную поверхность, преодолевая силы восходящих воздушных потоков под действием гравитации. Градины бывают разными по размеру: от горошины до куриного яйца (рис. 14).

Такие осадки, как роса, иней, туман, изморозь, гололед, образуются не в верхних слоях атмосферы, а в приземном слое. В условиях понижения температуры у поверхности Земли воздух не всегда может удерживать водяной пар, который и выпадает на различных предметах в виде росы, а если эти предметы имеют отрицательную температуру, то в виде инея. При воздействии теплого воздуха на холодные предметы выпадает изморозь - налет рыхлых кристалликов льда и снега. При значительных концентрациях водяных паров в приземном слое атмосферы образуется туман. Образование ледяной корки на поверхности земли из выпадающих дождевых осадков носит название гололедицы, кстати под гололедом понимают выпадающие и замерзающие по мере падения жидкие осадки.

Основными условиями возникновения различных видов осадков являются температура воздуха, циркуляция атмосферы, морские течения, рельеф и т. д. Существует зональность в распределении осадков по земной поверхности, выделяются следующие зоны:

• влажная экваториальная (примерно между 20° с. ш. и 20° ю. ш.): сюда входят бассейны р. Амазонки, Конго, побережье Гвинейского залива, Индо-Малайская область; здесь выпадает их более 2000 мм, наибольшее количество осадков выпадает на о. Кауан (Гавайские острова) - 11 684 мм и в Черапундже (южные склоны Гималаев) - 11 633 мм; в этой зоне располагаются влажные экваториальные леса - один из самых богатых типов растительности на земном шаре (более 50 000 видов);
• сухие зоны тропических поясов (между 20° и 40° с. ш. и ю. ш.) - здесь доминируют антициклонические условия с нисходящими потоками воздуха. Как правило, количество осадков менее 200-250 мм. Поэтому в этих зонах сосредоточены самые обширные пустыни земного шара (Сахара, Ливийская, пустыни Аравийского полуострова, Австралии и др.). Низшее в мире среднегодовое количество осадков (всего 0,8 мм) отмечено в пустыне Атакама (Южная Америка);

66

• влажные зоны умеренных широт (между 40° и 60° с. ш. и ю. ш.) - значительное количество атмосферных осадков (более 500 мм) обусловлено циклонической деятельностью воздушных масс; так, в лесной зоне Европы и Северной Америке годовая сумма осадков колеблется от 500 до 1000 мм, за Уралом она уменьшается до 500 мм, а затем на Дальнем Востоке из-за муссонной деятельности вновь возрастает до 1000 мм;
• полярные области обоих полушарий характеризуются незначительным количеством осадков (в среднем до 200-250 мм); эти минимумы осадков связаны с низкими температурами воздуха, ничтожным испарением и антициклонической циркуляцией атмосферы. Здесь располагаются арктические пустыни с крайне бедной растительностью (в основном мхи и лишайники).

В России наибольшее количество осадков выпадает на юго-западных склонах Большого Кавказа - около 4000 мм (гора Ачишко - 3682 мм, а наименьшее - в тундрах Северо-востока (около 250 мм) и в пустынях Прикаспия (менее 300 мм).

Давление атмосферы. Масса 1 м воздуха на уровне моря при температуре + 4° С составляет в среднем 1,3 кг, что обусловливает существование атмосферного давления. Человек, как и другие живые организмы, не ощущает воздействия этого давления, так как обладает уравновешивающим внутренним давлением. Давление атмосферы на широте 45° на высоте, равной уровню моря, при температуре + 4° С считается нормальным, оно соответствует 1013 гПа или 760 мм рт. ст. или 1 атм. Естественно, что атмосферное давление с высотой уменьшается, а в среднем это составляет 1 гПа на каждые 8 м высоты. Следует сказать, что давление изменяется в зависимости от плотности воздуха, которая, в свою очередь, зависит от температуры. На специальных картах изображаются линии с одинаковыми значениями давлений, это так называемые карты изобар. Выявлены следующие две закономерности:

• давление изменяется от экватора к полюсам зонально; на экваторе оно пониженное, в тропиках (особенно над океанами) - повышенное, в умеренных - переменное от сезона к сезону; в полярных - повышенное;
• над материками зимой устанавливается повышенное, а летом - пониженное давление (рис. 15).

Ветер. Движение воздуха, обусловленное разницей в атмосферном давлении, называют ветром. Скорость ветра определяет его виды, например при штиле скорость ветра равна нулю, а ветер со скоростью

67

более 29 м/с называют ураганом. Наибольшая скорость ветра более 100 м/с зафиксирована в Антарктиде. Для практических целей при решении различных инженерных, экологических и других задач строят так называемые розы ветров (рис. 16).

Выявлены некоторые общие закономерности направлений основных потоков воздуха в нижних слоях атмосферы:

• из тропических и субтропических областей повышенного давления основной поток воздуха движется к экватору в область постоянного низкого давления; при вращении Земли эти потоки ориентируются вправо в северном полушарии и влево - в южном; эти токи постоянных ветров называют пассатами;
• определенная часть тропического воздуха перемещается в умеренные широты; особенно активным этот процесс бывает летом, так как в умеренных широтах летом давление обычно пониженное. Эти потоки также сориентированы за счет вращения Земли, но носит оно медленный постепенный характер; в целом в умеренных широтах обоих полушарий преобладает западный перенос воздуха;
• из полярных областей высокого давления воздух перемещается в умеренные широты, принимая северо-восточное направление в северном полушарии и юго-восточное - в южном.

Кроме вышеописанных так называемых планетарных ветров отмечены муссоны - ветры, изменяющие свое направление по сезонам: зимой ветры дуют с суши на море, а летом - с моря на сушу. Эти ветры также имеют отклонения в своих направлениях в связи с вращением Земли. Муссонные ветры особенно характерны для Дальнего Востока и Восточного Китая.

Кроме планетарных ветров и муссонов имеются локальные или местные ветры: бризы -

68

береговые ветры; фены - теплые сухие ветры горных склонов; суховеи - сухие и очень горячие ветры пустынь и полупустынь; бора (сарма, чипук, мистраль) - плотные холодные ветры с горных преград.

Ветер является важным абиотическим фактором, существенным образом формирующим условия жизни организмов, а также сказывающимся на формирование погоды и климата. Кроме всего прочего ветер является одним из очень перспективных альтернативных источников энергии.

Погода - это состояние нижнего слоя атмосферы в данное время и в данном месте. Самой характерной особенностью погоды является ее изменчивость, а точнее непрерывное изменение. Это чаще всего и наиболее ярко проявляется при смене воздушных масс. Воздушная масса - это огромный движущийся объем воздуха с определенной температурой, плотностью, влажностью, прозрачностью и т. д.

В зависимости от места формирования выделяют арктические, умеренные, тропические и экваториальные воздушные массы. Место формирования и его длительность сказываются на свойствах воздушных масс, находящихся над ними. К примеру, на влажность и температуру воздушных масс влияет факт их формирования над континентом или океаном, зимой или летом.

Россия расположена в умеренном поясе, поэтому на ее западе преобладают морские умеренные воздушные массы, а над большей частью остальной территории - континентальные; за Полярным кругом формируются арктические воздушные массы.

Встречи различных воздушных масс в тропосфере - создают переходные области - атмосферные фронты - протяженностью до 1000 км и мощностью в несколько сотен метров. Теплый фронт образуется при наступлении теплого воздуха на холодный, а холодный при обратном направлении движения воздушной массы (рис. 17).

На фронтах образуются при определенных условиях мощные вихри с диаметрами до 3 тыс. км. При пониженном давлении в центре такого вихря он носит название циклона, при повышенном - антициклона (рис. 18). Циклоны обычно движутся с запада на восток со скоростью до 700 км/сут. Разновидностью циклонических вихрей являются меньшие по размерам, но очень бурные по погоде тропические циклоны. Давление в их центре падает до 960 гПа, а сопровождающие их ветры носят ураганный характер (> 50 м/с) с шириной штормового фронта до 250 км.

Климат - это многолетний режим погоды, характерный для данной местности. Климат является одним из важных долговременных абиотических факторов; он оказывает влияние на режим рек, образование различных типов почв, виды растительных и животных сообществ. В областях Земли, где поверхность получает в избытке тепло и влагу, широко распространены влажные вечнозеленые леса с огромной биопродуктивностью. Области, расположенные около тропиков, тепла

69

получают достаточно, но влаги значительно меньше, что приводит к образованию полупустынных форм растительности. В умеренных широтах есть свои особенности, связанные с устойчивым приспособлением растительности к достаточно сложным климатическим условиям. На формирование климата главное влияние оказывает географическое положение местности, в частности, над водной поверхностью и над сушей формируются различные режимы погоды. С удалением от океана

70

повышается средняя температура самого теплого месяца и понижается самого холодного, т. е. растет амплитуда годовых температур. Так, в Нерчинске она достигает 53,2° С, а в Ирландии на побережье Атлантики - всего лишь 8,1° С.

Горы, холмы, котловины очень часто являются зонами особого климата, а горные цепи - климаторазделами.

Влияют на климат морские течения, достаточно упомянуть о влиянии Гольфстрима на климат Европы. По данным Б.П. Алисова,по преобладающему климату выделяют следующие пояса:

1. Экваториальный пояс, охватывающий бассейны р. Конго и р. Амазонки, побережье Гвинейского залива, Зондские острова; среднегодовая температура в диапазоне от 25 до 28° С, максимальная температура не превышает + 30° С, но относительная влажность 70-90%. Количество осадков превышает 2000 мм, а в отдельных местностях до 5000 мм. Распределение осадков в течение года носит равномерный характер.
2. Субэкваториальный пояс, занимающий Бразильское нагорье, Центральную Америку, большую часть Индостана и Индокитая, северную часть Австралии. Самой характерной особенностью является сезонная смена воздушных масс: выделяют влажный (летний) и сухой (зимний) сезоны. Именно в этом поясе на северо-востоке Индостана и на Гавайских островах расположены самые "мокрые" места на Земле, здесь выпадает больше всего осадков.
3. Тропический пояс, размещающийся по обе стороны от тропиков как на океанах, так и на материках. Средняя температура значительно превышает + 30° С (отмечено даже 4 - 55° С). Осадков выпадает мало (менее 200 мм). Здесь расположены самые крупные пустыни мира - Сахара, Западно-Австралийская, Аравийская, но в то же время в зонах пассатов выпадает много осадков-Большие Антильские острова, восточные побережья Бразилии и Африки.

71

4. Субтропический пояс, занимающий большие пространства между 25 и 40 параллелями северной и южной широты. Для этого пояса характерна сезонная смена воздушных масс: летом вся область занята тропическим воздухом, зимой - воздухом умеренных широт. Выделены три климатических района - западный, центральный и восточный. К западному климатическому району относят побережье Средиземного моря, Калифорнию, центральные Анды, юго-западную Австралию - климат здесь носит название средиземноморского (погода летом сухая и солнечная, а зимой - теплая, влажная). В Восточной Азии и на юго-востоке Северной Америки климат устанавливается под влиянием муссонов, температура самого холодного месяца всегда больше 0° С. В Восточной Турции, Иране, Афганистане, Большом бассейне Северной Америки весь год преобладает сухой воздух: летом - тропический, зимой - континентальный. Количество осадков не превышает 400 мм. Зимой температура бывает ниже 0° С, но без снежного покрова, суточные амплитуды величин до 30° С; большая разница в температурах в течение года. Здесь в центральных областях материков расположены пустыни.
5. Умеренный пояс, располагающийся к северу и к югу от субтропиков примерно до полярных кругов. В южном полушарии преобладает океанический климат, а в северном выделяют три климатических района: западный, центральный и восточный. На западе Европы и Канады, юге Анд преобладает влажный морской воздух умеренных широт (500-1000 мм осадков в год). Осадки выпадают равномерно, годовые колебания температур невелики. Лето - длинное, теплое; зима - мягкая, иногда с обильными снегопадами. На востоке (Дальний Восток, северо-восток Китая) климат муссонный: летом влажность и количество осадков значительны за счет океанского муссонного привноса; зимой за счет влияния континентальных масс холодного воздуха температуры опускаются более чем - 30° С. В центре (средняя полоса России, Украина, север Казахстана, юг Канады) формируется климат умеренного типа, хотя название это достаточно условно, так как нередко зимой сюда поступает арктический воздух с очень низкими температурами. Зима длинная, морозная; снежный покров удерживается свыше трех месяцев, лето дождливое, теплое; количество осадков по мере продвижения в глубь континента уменьшается (с 700 до 200 мм). Самая характерная особенность климата этого района - резкие перепады температур в течение года, неравномерное распределение осадков, что иногда вызывает засухи: (рис. 19).
6. Субарктический (субантарктический) пояс; эти переходные пояса расположены к северу от умеренного пояса в северном полушарии и к югу от него в южном полушарии. Для них характерна смена воздушных масс по сезонам: летом - воздух умеренных широт, зимой - арктический (антарктический). Лето короткое, прохладное, со средней температурой самого теплого месяца от 12° С до 0° С с небольшим количеством осадков (в среднем 200 мм). Зима длинная, морозная с большим количеством снега. В северном полушарии в этих широтах расположена зона тундры.

72

7. Арктический (антарктический) пояс является источником образования холодных масс воздуха в условиях повышенного давления. Для этого пояса характерны длинные полярные ночи и полярные дни; их продолжительность на полюсах доходит до шести месяцев. Пониженный фон температур поддерживает постоянный ледяной покров, который в виде мощного слоя лежит в Антарктиде и Гренландии, а ледяные горы - айсберги и ледяные поля плавают в приполярных морях. Здесь зафиксированы абсолютные минимумы температур и самые сильные ветры.

Богатейшее разнообразие форм рельефа, реки, моря и озера создают условия для образования микроклимата местности, который также имеет важное значение для формирования среды жизнедеятельности.

Атмосфера Земли, ее воздушная оболочка как среда жизни обладает особенностями, вытекающими из общих описанных выше характеристик и направляющих главные пути эволюции обитателей этой

73

среды. Так, достаточно высокое содержание кислорода (до 21% в атмосферном воздухе и несколько меньше в дыхательной системе животных) определяет возможность формирования высокого уровня энергетического метаболизма. Именно в этих основных условиях атмосферной среды возникли гомойотермные животные, отличающиеся высоким уровнем энергетики организма, большой степенью автономности от внешних воздействий и высокой биологической активностью в экосистемах. С другой стороны, атмосферный воздух отличается низкой и изменчивой влажностью. Это обстоятельство во многом лимитировало возможности освоения воздушной среды, а у ее обитателей направляло эволюцию фундаментальных свойств системы водно-солевого обмена и структуру органов дыхания.

Одной из важнейших (по И.А. Шилову) особенностей атмосферы как арены жизни является низкая плотность воздушной среды. Говоря об ее обитателях, мы имеем в виду наземные формы растений и животных. Дело в том, что низкая плотность среды обитания закрывает возможность существования организмов, которые осуществляют свои жизненные функции вне связи с субстратом. Именно поэтому жизнь в воздушной среде реализуется вблизи поверхности земли, поднимаясь в атмосферу не более чем на 50-70 м (кроны деревьев в тропических лесах). Следуя за особенностями рельефа, живые организмы могут оказываться и на больших высотах (до 5-6 км над уровнем моря, хотя имеется факт наличия птиц на г. Эверест, а лишайники, бактерии и насекомые регулярно фиксируются на высотах около 7 км). Условия высокогорий лимитируют физиологические процессы, которые связаны с парциальным давлением атмосферных газов, например в Гималаях на высоте более 6,2 км проходит граница зеленой растительности, так как пониженное парциальное давление диоксида углерода не позволяет развиваться фотосинтезирующим растениям; животные, как обладающие способностью к передвижению, поднимаются и на большие высоты. Так, временное пребывание живых организмов в толще атмосферы регистрируется на высотах до 10-11 км, рекордсменом является белоголовый сип, столкнувшийся с самолетом на высоте 12,5 км (И.А. Шилов, 2000); летающие насекомые встречены на этих же высотах, а бактерии, споры, простейшие обнаружены на высоте 15 км, описано даже нахождение бактерий на высоте 77 км, причем в жизнеспособном состоянии.

Жизнь в атмосфере не отличается какой-либо вертикальной структурой в соответствии с потоками вещества и энергии, движущимися в биологическом круговороте. Многообразие жизненных форм в наземной среде более связано с зональными климатическими и ландшафтными факторами. Шарообразность Земли, ее вращение и движение по орбите создают сезонную и широтную динамику интенсивности поступления солнечной энергии на различные участки земной поверхности,

74

где формируются сходные по условию жизни географические пространства, в пределах которых особенности климата, рельефа, вод, почвенного и растительного покрова образуют так называемые ландшафтно-климатические зоны: полярные пустыни, тундры, леса умеренного климата (хвойные, лиственные), степи, саванны, пустыни, тропические леса.

Комплекс физико-географических и климатических факторов образует наиболее фундаментальные условия жизни в каждой из зон и выступает как мощный фактор эволюционного становления морфо-физиологических адаптации растений и животных к жизни в этих условиях.

Ландшафтно-климатические зоны играют существенную роль в ходе биогенного круговорота. В частности, в наземной среде ярко выражена ведущая роль зеленых растений. Прозрачность атмосферы определяет обстоятельство достижения поверхности планеты потоком солнечного излучения. Практически половину его составляет фотосинтетически активная радиация с длиной волны 380-710 нм.

Именно эта часть светового потока составляет энергетическую основу фотосинтеза - процесса, в котором, с одной стороны, создается органическое вещество из неорганических составляющих, а с другой - открывается возможность использования выделяемого кислорода для дыхания как самих растений, так и гетеротрофных аэробных организмов. В этом реализуется само наличие на Земле биологического круговорота веществ.

75

---