Химические преобразования вещества 4 страница

 

§ 8.2. Вещественный состав и строение земной коры

Химический и минеральный состав Земли

Анализ химического и минерального состава Земли имеет существенный теоретический и практический интерес: он может приоткрыть многие тайны образования и эволюции нашей планеты и дать ключ к более эффективному поиску минеральных ресурсов. О среднем составе Земли судят по веществу, из которого состоят метеориты, так как считается, что именно из этого материала в свое время произошли планеты Солнечной системы, в том числе Земля [12, 24, 27, 35 и др.]. Выделяют каменные (97,7% всех находок), железокаменные (1,3%) и железные (5,6%) метеориты. Их химический анализ позволяет предположить, что в составе Земли преобладает железо (30-36%), кислород (29-31%), кремний (14-15%) и магний (13-16%). Кроме того, количество серы, никеля, алюминия и кальция измеряется единицами процентов каждый. Все остальные элементы присутствуют в количестве, меньшем 1%.

Наиболее достоверные сведения имеются о химическом составе самой верхней части земной коры материков, доступной для непосредственного наблюдения и анализа [12, 24, 27, 35 и др.]. Первые данные были опубликованы в 1889 г. американским ученым Ф. Кларком, который получил их как средние арифметические имевшихся в его распоряжении 6000 результатов химического анализа различных горных пород. В дальнейшем эти данные уточнялись. В составе земной коры наиболее распространены следующие восемь химических элементов, составляющих в сумме свыше 98% по весу: кислород (46,5%), кремний (25,7%), железо (6,2%), кальций (5,8%), магний (3,2%), натрий (1,8%), калий (1,3%). Еще пять элементов содержатся в земной коре в количестве десятых долей процента: титан (0,52%), углерод (0,46%), водород (0,16%), марганец (0,12%), сера (0,11%). На все остальные элементы приходится около 0,37%.

В 1924 г. норвежский исследователь В.М. Гольдшмит предложил широко используемую и в настоящее время геохимическую классификацию химических элементов, разделив их на четыре группы:

◊ сидерофильная группа химических элементов включает в себя элементы семейства железа, платиновые металлы, а также молибден и рений (всего 11 элементов), по геохимическим особенностям близкие железу;

◊ литофильные элементы составляют группу из 53 элементов, составляющих основную массу минералов земной коры (литосферы): кремний, титан, цирконий, фтор, хлор, алюминий, натрий, калий, магний, кальций и т.д.;

◊ халькофильная группа химических элементов представлена серой, сурьмой, висмутом, мышьяком, селеном, теллуром и рядом тяжелых цветных металлов (медь и др.) - всего 19 элементов, склонных к образованию природных сульфидов, селенидов, теллуридов, сульфосолей и иногда встречающихся в самородном состоянии (золото, серебро, ртуть, висмут, мышьяк и др.);

◊ к атмофильной группе причислены химические элементы (азот, водород, благородные газы), типичные для земной атмосферы, в составе которой они присутствуют в виде свободных атомов или молекул.

Земную кору слагают разные группы горных пород, различающихся условиями образования и составом. Горные породы представляют собой минеральные агрегаты, т.е. определенное сочетание минералов. Минералами называют природные химические соединения или самородные химические элементы, которые возникли в результате определенных физико-химических процессов, протекающих в земной коре и на ее поверхности. Большинство минералов представляет собой кристаллические тела, и лишь немногие из них - аморфные. Формы природных кристаллов разнообразны и зависят от закономерного расположения в пространстве микрочастиц — атомов, ионов, молекул, образующих структуру кристаллов, или их кристаллическую (пространственную) решетку. Для формирования этой структуры большое значение имеют физико-химические и термодинамические условия. Так, графит — самый мягкий (твердость 1) минерал - образует таблитчатые кристаллы, а алмаз - самый твердый минерал (твердость 10) - имеет самую совершенную кубическую группу симметрии. Такая разница в свойствах связана с разницей в расположении атомов в кристаллической решетке.

В настоящее время известно более 2500 природных минералов, не считая разновидностей, но только немногие (около 50) - породообразующие - участвуют в образовании горных пород, слагающих земную кору. Остальные минералы в горных породах встречаются в виде незначительных примесей и называются акцессорными минералами. Классификация минералов основана на их химическом составе и кристаллической структуре. Главнейшие породообразующие и рудные минералы объединяются в несколько минеральных классов:

◊ самородные элементы: самородное золото, серебро, медь, платина, графит, алмаз, сера;

◊ сульфиды: пирит, халькопирит, галенит, киноварь;

◊ галоидные соединения: галит (поваренная соль), сильвин, карналлит и флюорит;

◊ оксиды и гидрооксиды: кварц, опал, магнетит (магнитный железняк), гематит, корунд, лимонит, гетит;

◊ карбонаты: кальцит (известковый шпат), прозрачная разность которого называется исландским шпатом, доломит;

◊ фосфаты: апатит, фосфорит;

◊ сульфаты: гипс, ангидрит, мирабилит (глауберова соль), барит;

О вольфраматы: вольфрамит;

◊ силикаты: кварц, оливин, берилл, пироксены, роговая обманка, слюды, змеевик, тальк, глауконит, полевые шпаты.

Особый класс минералов составляют силикаты. В этот класс входят наиболее распространенные в земной коре (более 90% по весу) породообразующие минералы, чрезвычайно сложные по химическому составу и участвующие в строении всех типов горных пород, в первую очередь магматических и метаморфических. Они составляют примерно треть всех известных минералов. Иногда в силикаты включают кварц. Основу кристаллической решетки силикатов составляет ионная четырехвалентная группировка SiO₄.

Еще древние рудокопы подметили, что в рудных месторождениях отдельные минералы всегда встречаются совместно. Совместное нахождение минералов обозначается термином «парагенезис» или «парагенез» (греч. «пара» - возле, подле). Для каждого процесса минералообразования характерны свои закономерные сочетания минералов. В качестве примеров парагенезиса можно привести кварц и золото, халькопирит и серебряные руды. Знание парагенезиса минералов облегчает задачу поиска полезных ископаемых по их спутникам. Так, спутник алмаза пироп (разновидность граната) помог в свое время открыть коренные месторождения алмазов в Якутии.

Определенное сочетание минералов, как указывалось выше, образует горные породы - природные агрегаты минералов более или менее постоянного минералогического и химического состава, образующие самостоятельные геологические тела, слагающие земную кору. Форма, размеры и взаимное расположение минеральных зерен обусловливают структуру и текстуру горных пород. Слагающие земную кору горные породы в большинстве своем представляют агрегат многих минералов, реже они состоят из зерен одного минерала. Минеральный состав, строение и формы залегания горной породы отражают условия ее образования.

По происхождению горные породы разделяют на три группы:

1) магматические горные породы, образующиеся в результате внедрения (интрузивные породы) в земную кору или извержения на поверхность магмы (эффузивные породы). Излившаяся на поверхность магма называется лавой. С магматическими связаны многие месторождения металлических полезных ископаемых, а также апатитов, алмазов и т.д.;

2) осадочные горные породы, образовавшиеся при осаждении разрушенных магматических пород и некоторыми другими путями в океане, морях, озерах и реках. В их составе выделяют обломочные, глинистые, химические и органогенные. Как полезные ископаемые имеют значение следующие осадочные породы: нефть, газ, уголь, торф, бокситы, фосфориты и др.;

3) метаморфические породы, т.е. преобразованные и из магматических, и из осадочных. В метаморфических условиях формируются железные, медные, полиметаллические, урановые и другие руды, а также графит, драгоценные камни, огнеупоры и т.п. Иногда из группы метаморфических выделяют как самостоятельный класс метасоматические горные породы, образовавшиеся в результате метасоматизма - процесса замещения одних минералов другими с существенными изменениями химического состава горной породы, но с сохранением ее объема и твердого состояния при воздействии растворов высокой химической активности. При этом происходит миграция химических элементов.

Типы земной коры

Из осадочных, магматических и метаморфических горных пород, залегающих выше границы Мохо, состоит вся земная кора. Соотношение различных типов горных пород в составе коры изменяется в зависимости от рельефа Земли и геологической структуры. В пределах континента выделяются равнины и горные области, в океанах — подводные окраины материков (шельф до глубины около 200 м, континентальный склон с подножием до глубин 2,5-3,0 км), ложе (с преобладающими глубинами 4—6 км), глубоководные желобы (до 10-11 км и более) и срединно-океанские хребты.

Обычно выделяют четыре главных типа земной коры: континентальный, океанский, субконтинентальный и субокеанский [10, 12, 30, 35].

Континентальный тип земной коры имеет различную мощность (толщину): в пределах континентальных равнин — платформ - 35-40 км, в молодых горных сооружениях - 55-70 км. Максимальная мощность (около 70-75 км) установлена под Гималаями и Андами. В строении континентальной коры участвуют две главные части: осадочная, состоящая из осадочных горных пород; консолидированная, сложенная магматическими и метаморфическими породами, которая обычно разделяется на гранитный (гранитогнейсовый) и базальтовый (гранулито-базальтовый) слои. Для всех слоев земной коры характерна переменная мощность. Так, мощность осадочного слоя колеблется от нуля (на щитах - Балтийском, Алданском и др.) до 5 км в пределах континентальных равнин и только в крупных прогибах консолидированной коры увеличивается до 8-10 км и более. В орогенных областях в предгорных и межгорных прогибах этот слой достигает 15-20 км. Мощность гранитного слоя изменяется от 10 до 25 км в зависимости от общей мощности земной коры, на равнинах она составляет примерно 15-20 км, в горных районах - 20-25 км. Базальтовый слой также обладает изменчивой мощностью - от 10-15 до 20 км в пределах платформ и до 25-35 км в некоторых горных сооружениях.

Океанский тип земной коры, характерный для ложа Мирового океана, резко отличается от континентального как по мощности, так и по составу. В нем отсутствует гранитный слой, а мощность колеблется от 5 до 12 км, в среднем составляя 6-7 км. Состоит он из трех слоев: 1) первый (верхний) слой рыхлых морских осадков имеет мощность от первых сотен метров до 1 км, реже больше; 2) второй слой имеет мощность от 1 до 1,5-3 км. По данным бурения, слой представлен базальтовыми лавами с подчиненными прослоями кремнистых и карбонатных пород; 3) третий слой мощностью 3,5-5 км пока не пройден бурением.

Субокеанский тип земной коры характерен для глубоководных котловин окраинных и внутренних морей (южная котловина Каспийского, Черное, Средиземное, Охотское и другие моря). Особенность строения этого типа земной коры — большая мощность осадочных пород (до 4—10 км, местами до 20 км). Подобное строение коры характерно и для некоторых глубоких впадин на суше, например для центральной части Прикаспийской низменности (впадины).

Субконтинентальный тип земной коры характерен для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и окраин материков. По строению он близок к материковому типу, но имеет меньшую мощность (20—30 км). Особенностью субконтинентальной коры островных дуг является нечеткость разделения слоев консолидированной коры.

Последние геофизические данные и материалы уникальной сверхглубокой Кольской скважины глубиной свыше 12 км позволяют говорить о гораздо более сложной структуре земной коры и иначе подойти к истолкованию строения земной коры, стимулируя создание ее новых моделей. Например, в модели Н.И. Павленковой консолидированная часть континентальной коры (ниже осадочного слоя) в отличие от описанной двухслойной модели разделяется на три слоя. Более того, представленная двухслойная модель консолидированной части континентальной коры с выделением гранитного и базальтового слоев оспаривается многими сейсмологами. Геофизические исследования свидетельствуют о полной неопределенности в положении границы между этими слоями. Это подтвердили итоги бурения Кольской сверхглубокой скважины. По предварительным сейсмическим данным, эта скважина должна была вскрыть базальтовый слой на глубине около 7 км, однако этого не произошло, оказалось, что сейсмическая граница проходит внутри однообразной толщи метаморфических пород.

Это еще раз подчеркивает, что строение земной коры и Земли в целом отличается большой сложностью и разнообразием вследствие различной истории ее формирования и различного характера протекающих в ней процессов. Многое еще остается неясным, особенно в интерпретации вещественного состава нижних слоев континентальной коры.

 

§ 8.3. Гидросфера и атмосфера Земли

Водная оболочка Земли

Гидросфера — водная оболочка Земли, включающая в себя всю химически не связанную воду. Вода присутствует на Земле в трех фазовых состояниях: твердом, жидком и газообразном. Из почти 1,5 млрд км³ общего объема вод гидросферы около 94% приходится на Мировой океан, 4% — на подземные воды (большую их часть представляют глубинные рассолы), 1,6% -на ледники и постоянные снега, около 0,25% - на поверхностные воды суши (реки, озера, болота), большая часть которых расположена в озерах [1, 7, 14, 16, 19]. Вода присутствует в атмосфере и живых организмах.

Единство гидросферы обусловлено круговоротом воды - процессом ее непрерывного перемещения под воздействием солнечной энергии и силы тяжести, охватывающим гидросферу, атмосферу, литосферу и живые организмы (рис. 8.2). Круговорот воды слагается из испарения с поверхности океана, переноса влаги в атмосфере, выпадения осадков на океан и сушу, их просачивания и поверхностного и подземного стока с суши в океан. В процессе мирового круговорота воды происходит постепенное ее обновление во всех частях гидросферы. Причем подземные воды обновляются за сотни, тысячи и миллионы лет; полярные ледники - за 8-15 тыс. лет; воды Мирового океана — за 2,5-3 тыс. лет; замкнутые, бессточные озера - за 200-300 лет; проточные - за несколько лет; реки - за 11—20 суток; водяной пар атмосферы — за 8 суток; вода в организмах - за несколько часов [1, 7, 14, 16, 19]. Известно, что, чем медленнее водообмен, тем выше минерализация (соленость) воды в элементе гидросферы. Именно поэтому воды подземной гидросферы наиболее высокоминерализованы, а речные воды служат началом почти всех источников пресных вод.

Важным элементом гидросферы является Мировой океан, средняя глубина которого 3700 м, наибольшая - И 022 м (Марианский желоб). В морской воде растворены в разных количествах почти все известные на Земле вещества. Основная часть растворенных в морской воде солей - хлориды (88,7%) и сульфаты (10,8%), карбонаты (0,3%).

 

В каждом килограмме воды содержится в среднем около 35 г солей. Соленость воды в океане зависит от соотношения количества атмосферных осадков и испарения. Соленость ее понижают речные воды и воды тающих льдов. В открытом океане распределение солености в поверхностных слоях воды (до 1500 м) имеет зональный характер: в экваториальном поясе, где выпадает много осадков, она пониженная, в тропических широтах — повышенная, в умеренных и полярных широтах соленость снова снижается. Мировой океан поглощает и выделяет огромное количество газов (кислород, азот, углекислый газ, сероводород, аммиак и др.).

Температура поверхности воды Мирового океана также характеризуется зональностью, которая нарушается течениями, влиянием суши, постоянными ветрами. Наибольшие средние годовые температуры (27-28 °С) наблюдаются в экваториальных широтах. С увеличением широты температура вод Мирового океана понижается до 0 °С и даже ниже в приполярных областях (температура замерзания воды со средней соленостью на 1,8 °С ниже нуля). Средняя температура поверхностного слоя воды составляет +17,5 °С, а средняя температура воды всего Мирового океана +4 °С. Толщина многолетних льдов достигает мощности 3-5 м. Материковые льды в океане образуют плавающие горы - айсберги. Льды покрывают около 15% всей акватории Мирового океана.

Вода Мирового океана не находится в состоянии покоя, а совершает колебательные (волнения) и поступательные движения (течения). Волны на поверхности океана образуются главным образом благодаря ветру; высота их обычно не более 4-6 м, максимально до 30 м; длина волн от 100-250 м до 500 м. Волнение, вызванное ветром, с глубиной затухает: на глубине 200 м даже сильное волнение незаметно. При приближении к берегу от трения о дно скорость движения подошвы волны уменьшается, и гребень волны опрокидывается - возникает прибой. У крутых берегов, где энергия волн не гасится о дно, сила их удара достигает 30-38 т на 1 м². Волнения всей толщи океанских вод вызывают землетрясения, извержения вулканов, приливообразующие силы. Так, подводные землетрясения и извержения вулканов становятся причиной цунами, распространяющихся со скоростью более 700 км/ч. В открытом океане длина цунами оценивается в 200-300 км при высоте около 1 м, что обычно незаметно для судов. У берегов высота волны цунами увеличивается до 30 м, что вызывает катастрофические разрушения.

Под действием сил притяжения Луны и Солнца возникают приливы и отливы. Особенно заметны приливы, вызываемые Луной. Вследствие вращения Земли приливные волны перемещаются навстречу ее движению - с востока на запад. Там, где проходит гребень приливной волны, возникает прилив, сменяющийся отливом. В зависимости от условий приливы могут быть полусуточные (два прилива и два отлива за лунные сутки), суточные (один прилив и один отлив за сутки) и смешанные (суточные и полусуточные приливы сменяют друг друга). Солнечные приливы в 2,17 раза меньше лунных. Лунные и солнечные приливы могут слагаться и вычитаться. Величина и характер морских приливов зависят от взаимного положения Земли, Луны и Солнца, от географической широты, глубины моря, формы береговой линии. В открытом океане высота прилива не более 1 м, в узких заливах - до 18м. Приливная волна проникает в некоторые реки (Амазонка, Темза) и, быстро перемещаясь вверх по течению, образует водяной вал высотой до 5 м.

Течения в океане вызываются ветром, перепадом высоты уровня воды и плотности. Главная причина поверхностных течений - ветер. В более холодных водах отмечаются теплые течения, в менее холодных — холодные. Теплые течения направляются из более низких широт в сторону более высоких, холодные — наоборот. На направление течения влияет вращение Земли, объясняющее отклонение их вправо в Северном полушарии и влево - в Южном. Системы поверхностных течений в океанах зависят от направления господствующих ветров, от положения и конфигурации океанов. В тропических широтах устойчивые воздушные течения над океанами (пассаты) вызывают северное и южное пассатные течения, нагоняющие воду к восточным берегам материков. Между ними возникает межпассатное противотечение. Вдоль восточных берегов на север и на юг в умеренные широты уходят теплые течения. В умеренных широтах западные ветры вызывают течения, пересекающие океаны с запада на восток. Причины течений на глубине - разная плотность воды, которая может быть вызвана давлением массы воды сверху (например, в местах нагона или сгона ее ветром), изменениями температуры и солености. Изменения плотности воды — причина ее вертикальных перемещений: опускание холодной (или более соленой) и подъем теплой (или менее соленой).

С перемещением воды связаны снабжение глубин кислородом и другими газами из атмосферы и вынос питательных для организмов веществ с глубин в поверхностные слои. Места интенсивного перемешивания воды наиболее богаты жизнью. В Мировом океане обитает около 160 тыс. видов животных и более 10 тыс. видов водорослей. Выделяют три группы морских организмов: 1) планктон - пассивно перемещающиеся одноклеточные водоросли и животные, рачки, медузы и др.; 2) нектон- активно передвигающиеся животные (рыбы, китообразные, черепахи, головоногие моллюски и др.); 3) бентос — организмы, живущие на дне (бурые и красные водоросли, моллюски, ракообразные и др.). Распределение жизни в поверхностном слое воды имеет зональный характер.

Значительную роль в существовании жизни на Земле играют воды суши, к которым относят подземные воды, реки, озера, болота, ледники.

Подземные воды находятся в толще горных пород верхней части земной коры. Основная их масса образуется вследствие просачивания с поверхности дождевых, талых и речных вод. Глубина залегания, направление и интенсивность движения подземных вод зависят от водопроницаемости горных пород. По условиям залегания подземные воды подразделяют на почвенные; грунтовые, залегающие на первом от поверхности постоянном водоупорном слое; межпластовые, находящиеся между двумя водоупорными пластами. Грунтовые воды питают реки и озера.

Реки - постоянные водные потоки на поверхности суши. Главная река с притоками образует речную систему. Площадь, с которой река собирает поверхностные и подземные воды, называется речным бассейном. Бассейны соседних рек отделяются водоразделами. Скорость течения реки находится в прямой зависимости от уклона русла - отношения разности высоты участка к его длине. У равнинных рек скорость течения редко превышает 1 м/с, а у горных рек — обычно более 5 м/с. Важнейшей характеристикой рек является их питание — снеговое, дождевое, ледниковое и подземное. Большинство рек имеет смешанное питание. Дождевое питание характерно для рек экваториальных, тропических и муссонных областей. Водами тающего снега питаются реки умеренного климата с холодными, снежными зимами. Ледниковое питание получают реки, начинающиеся в высоких, покрытых ледниками горах. Подземные воды питают многие реки, благодаря чему они не пересыхают летом и не иссякают подо льдом. От питания в значительной мере зависит режим рек - изменение расхода воды по сезонам года, колебание ее уровня и изменение температуры. Самая многоводная в мире река — Амазонка (220 000 м³/с в год). В нашей стране самая многоводная река - Енисей (19 800 м³/с в год).

Озера — водоемы замедленного водообмена. Они занимают около 1,8% поверхности суши. Самое большое из них - Каспийское море, самое глубокое — Байкал. Озера могут быть сточными (из них вытекают реки) и бессточными (лишенными стока); последние часто бывают солеными. В озерах с очень высокой минерализацией соли могут выпадать в осадок (самосадочные озера Эльтон и Баскунчак). В распространении озер по земной поверхности наблюдается зональность. Особенно много озер в тундре и лесной зоне. В зонах с недостаточным увлажнением возникают в основном временные водоемы.

Болота - избыточно увлажненные участки суши с влаголюбивой растительностью и слоем торфа не менее 0,3 м (с меньшим слоем - заболоченные земли). Болота образуются вследствие зарастания озер или заболачивания суши и подразделяются на низинные, питающиеся в основном грунтовыми водами и имеющие вогнутую или плоскую поверхность, переходные и верховые, основное питание которых - атмосферные осадки, поверхность их выпуклая. Общая площадь, занимаемая болотами, составляет около 2% площади суши.

Ледники - движущиеся массы льда, возникшие на суше в результате накопления и постепенного преобразования твердых атмосферных осадков. Они образуются там, где в течение года твердых осадков выпадает больше, чем успевает растаять и испариться. Граница, выше которой возможно накопление снега, называется снеговой линией. В полярных областях она расположена низко (в Антарктиде - на уровне моря), на экваторе - на высоте около 5 км, а в тропических широтах - выше 6 км. Оледенение бывает двух типов: покровное (Антарктида, Гренландия) и горное (Аляска, Гималаи, Гиндукуш, Памир, Тянь-Шань). Ледник имеет области питания (где происходит накопление льда) и стока (где его масса уменьшается за счет таяния, испарения, механического откалывания). Накопившись, лед начинает двигаться под действием силы тяжести. Ледник может наступать и отступать. Сейчас ледники занимают около 11 % всей площади суши, в эпоху максимального оледенения они покрывали около 30% ее площади. В ледниках сосредоточено почти 70% запасов пресной воды на Земле.

Воздушная оболочка Земли

Атмосфера — это воздушная оболочка Земли, которая состоит из смеси газов (воздуха), водяного пара и примесей (аэрозолей). Воздух у земной поверхности содержит (по объему) более 78% азота N2, около 21% кислорода 02 и менее 1% остальных газов, в том числе 0,93% аргона Ar и 0,03% диоксида углерода CÜ2 [11, 19, 32]. Состав его почти везде одинаков и благодаря перемешиванию сохраняется до высоты 90-100 км, а выше преобладают более легкие газы. Вследствие фотохимических реакций на высоте 20-30 км образуется слой повышенного содержания озона О₃-озоновый экран, который задерживает губительную для живых организмов ультрафиолетовую радиацию. Количество водяного пара с удалением от поверхности быстро падает. На высоте 2 км его в 2 раза меньше, чем у поверхности, а выше 70-80 км он практически отсутствует. В атмосфере присутствуют твердые и жидкие примеси (пыль, сажа, пепел, кристаллики льда и морской соли, капельки воды, микроорганизмы, пыльца растений и пр.).

В соответствии с изменением температуры с высотой выделяют: тропосферу (до 15-17 км в тропиках и до 8-9 км над полюсами), стратосферу (до 50-55 км), мезосферу (до 80—82 км) итермосферу, постепенно переходящую в межпланетное пространство. В тропосфере и мезосфере температура с высотой понижается, а в стратосфере и термосфере, наоборот, повышается (рис. 8.3). По степени ионизации в атмосфере выделяют нейтросферу (до высоты 80-100 км) и сильно ионизированный слой -ионосферу (выше 80-100 км).

Тропосфера содержит 4/5 всей массы атмосферного воздуха. Здесь образуются облака и выпадают осадки. Атмосфера получает наибольшее количество теплоты от отраженной земной поверхностью солнечной радиации. Поэтому в тропосфере температура воздуха с высотой обычно понижается. Но если земная поверхность отдает воздуху больше теплоты, чем за то же время получает, она охлаждается, от нее охлаждается и воздух над ней, и в этом случае температура воздуха с высотой повышается. Это можно наблюдать летом в ночное время, зимой - над снежной поверхностью.

Средняя температура воздуха в нижнем двухметровом слое для всей Земли составляет +14 °С. Температура воздуха изменяется в течение суток и в течение года. В суточном ее ходе наблюдаются один максимум (после полудня) и один минимум (после восхода Солнца). От экватора к полюсам суточные амплитуды колебания температуры убывают; над сушей они всегда больше, чем над океаном. Амплитуды годовых колебаний температуры воздуха возрастают с увеличением широты; на экваторе они меньше суточных (1—2 °С над океаном и до 5 °С над сушей), в умеренных широтах от 10—15 °С над океаном до 60 °С и более над сушей; в полярных широтах годовые колебания температуры достигают 30-40 °С.

На Земле выделяют тепловые пояса, границы которых зависят от высоты Солнца, продолжительности дня, характера земной поверхности, переноса теплоты воздушными и океаническими течениями. Границы жаркого пояса экваториальных широт, где средняя годовая температура не опускается ниже +20 °С, совпадают с границами распространения пальм на суше и кораллов в океане. К жаркому поясу с севера и юга примыкают умеренные пояса, где средняя температура самых теплых месяцев - июля в Северном полушарии и января в Южном - составляет +10 °С. Это граница распространения лесов. В двух холодных поясах средняя температура самого теплого месяца колеблется между +10 °С и О °С. Это граница распространения тундры. За ней располагаются лежащие у полюсов пояса мороза, где средняя температура самого теплого месяца ниже 0 °С.

Давление атмосферы на подстилающую поверхность составляет в среднем 1,033 кг на 1 см² (больше 10 т на 1 м²). Давление измеряется в миллиметрах ртутного столба, миллибарах и гектопаскалях (0,75 мм рт. ст. = 1 мб = 1 гПа). Максимальное атмосферное давление 816 мм рт. ст. зарегистрировано зимой в Туруханске, а минимальное - 641 мм рт. ст. — в урагане «Нэнси» над Тихим океаном. С высотой давление понижается: на высоте 5 км оно в 2 раза ниже нормального, на высоте 20 км - в 18 раз. Изменение давления объясняется перемещением воздуха вследствие его нагревания и охлаждения. Нагреваясь от поверхности, воздух расширяется и устремляется вверх. Достигнув высоты, на которой его плотность оказывается больше плотности окружающего воздуха, он растекается в стороны. Поэтому давление на теплую поверхность понижается, а на соседние участки - увеличивается.

В экваториальных широтах давление всегда пониженное, так как нагревающийся от поверхности воздух поднимается и уходит в сторону тропических широт, создавая там область повышенного давления. Над холодной поверхностью в Арктике и Антарктиде давление повышенное. Его создает воздух, приходящий из умеренных широт на место уплотнившегося холодного воздуха. Отток воздуха в полярные широты - причина понижения давления в умеренных широтах. В результате формируются пояса пониженного (экваториальный и умеренные) и повышенного (тропические и полярные) давления.