АкушерствоАнатомияАнестезиологияВакцинопрофилактикаВалеологияВетеринарияГигиенаЗаболеванияИммунологияКардиологияНеврологияНефрологияОнкологияОториноларингологияОфтальмологияПаразитологияПедиатрияПервая помощьПсихиатрияПульмонологияРеанимацияРевматологияСтоматологияТерапияТоксикологияТравматологияУрологияФармакологияФармацевтикаФизиотерапияФтизиатрияХирургияЭндокринологияЭпидемиология

Атмосферная циркуляция и климатические условия суши

Прочитайте:
  1. III этап - наблюдение в условиях детской поликлиники.
  2. III. Внешние условия выдачи патента
  3. XI. Гигиенические требования к условиям труда медицинского персонала
  4. В амбулаторных условиях
  5. В зависимости от тяжести поражения ЦНС (в условиях поликлиники)
  6. ВЛИЯНИЕ ВОДНЫХ НАГРУЗОК НА СВЕРТЫВАЕМОСТЬ КРОВИ У КРЫС В УСЛОВИЯХ ПОВТОРНЫХ ЗАБОРОВ КРОВИ
  7. Врач в условиях наемного труда
  8. Выбор в условиях неопределенности
  9. Д. Материально-бытовые условия

В зависимости от условий на земном шаре сформировалось множество различных типов экосистем. Для материковых экоси­стем основными абиотическими факторами являются уровень инсоляции, то есть количество солнечной энергии, падающей на единицу площади, годовая сумма атмосферных осадков и их рас­пределение по сезонам, то есть факторы климатические.

Инсоляция зависит от времени года, географической широ­ты местности и состояния атмосферы (рис. 2.1). Поток солнеч­ных лучей, приходящийся на единицу площади поверхности, за­висит от географической широты и времени года:



Часть I. Введение в экологию

Рис. 2.1. Равномерный по сечению поток параллельных солнечных лучей нерав­номерно освещает поверхность Земли, так как одно и то же количество энергии попадает на разные площади и проходит через различную толщу атмосферы

на 7 % больше энергии, чем в июне, когда она находится в афе­лии и наиболее удалена от Солнца. Поток в высоких широтах ослабляется не только за счёт распределения энергии на боль­шей площади. Чтобы достичь поверхности Земли, солнечная ра­диация должна пройти через толщу атмосферного воздуха, кото­рая зависит от широты и сезона. В тропических широтах эта за­висимость почти отсутствует, но чем ближе к одному из полюсов, тем она выражена сильнее.

Если бы плотность воздуха была постоянной по высоте и равной его плотности у поверхности Земли, то такая однородная атмосфера имела бы высоту всего около 8 км. В действительно­сти плотность воздуха с высотой убывает, и потому реальная ат­мосфера простирается на тысячи километров вверх2.

Солнечные лучи, пройдя атмосферу, нагревают земную по­верхность, которая в свою очередь отдаёт теплоту прилегающим к ней нижним слоям атмосферы. При нагревании плотность воздуха уменьшается, и он стремится подняться в соответствии с законом Архимеда. Этому препятствует гравитационное умень­шение плотности с высотой, вызванное тяготением Земли. Если



44 Часть I. Введение в экологию

Типичные зависимости температуры и давления от высоть показаны на рис. 2.2. Снижение температуры происходит до вы соты 7—15 км, где температурный градиент становится близка к нулю. Располагающийся здесь слой высотой около километр; называется тропопаузой. Он отделяет тропосферные воздушны* массы от стратосферы. Выше него, в стратосфере, температур; растёт и на высоте около 50 км, в стратопаузе, достигает значе ний, близких к поверхностной температуре. Выше стратопаузь располагаются весьма разреженные слои мезосферы и термо­сферы.

Пока температурный градиент меньше 0,7 "С/100 м, атмо сфера устойчива, и вертикальное перемешивание воздуха прак­тически отсутствует. При совсем малых значениях температур­ного градиента и особенно при инверсии (смене) его знака слор холодного воздуха оказывается внизу, ниже слоя тёплого возду­ха. Такой слой называется инверсионным, а состояние атмосфе-


Глава 2. Разнообразие экосистем 45

ры — сверхустойчивым. Подобные явления часто наблюдаются ясными ночами, когда поверхность Земли быстро остывает вследствие собственного инфракрасного излучения {радиацион­ное выхолаживание).

С ростом температурного градиента воздух у поверхности Земли становится всё легче по сравнению с вышележащими сло­ями и под действием архимедовой силы начинает всплывать. Атмосфера становится неустойчивой, — в ней развивается кон­векция — вертикальные движения, которые заставляют тёплый воздух подниматься вверх, а холодный — опускаться. Возможно и нейтральное состояние атмосферы, когда температурный гра­диент таков, что архимедовы силы плавучести уравновешены давлением. Такое нейтральное состояние возникает и при силь­ных ветрах, разрушающих термическую конвекцию, но, в свою очередь, вызывающих перемешивание.

Конвективный подъём работает как насос, заставляя сосед­ние массы воздуха замещать воздух, поднимающийся вверх. Так возникает горизонтальная составляющая атмосферной циркуля­ции — ветер.

Атмосферная циркуляция в тропосфере обеспечивает перенос тепла из экваториальной и тропической зон к полюсам и тем са­мым формирует климатические зоны Земли. Общая циркуляция атмосферы содержит отчётливо выраженные взаимодействую­щие между собой циркуляционные ячейки. В низких широтах, воз­ле экватора преобладают ячейки Гадлея (Hadley, 1685—1768). Здесь насыщенные водяным паром массы теплого воздуха под­нимаются на большую высоту, при этом охлаждаясь. Сконден­сировавшаяся влага образует мощные грозовые облака высотой в несколько километров, и в этой зоне влажных тропиков выпада­ет много осадков. Выделившаяся при образовании облаков скрытая теплота испарения не даёт поднимающимся воздушным массам быстро остывать, поэтому в экваториальной области вы­сота тропосферы максимальна (рис. 2.3). Лишённый влаги и остывший воздух на больших высотах растекается в горизонта­льном направлении и опускается вблизи Северного и Южного тропиков, то есть на широтах 15—30° обоих полушарий, форми­руя область субтропических антициклонов и образуя на конти­нентах пояса пустынь. Ячейки Гадлея замыкаются ветровой сис­темой пассатов, возвращающих воздух в экваториальную зону. Пассаты обоих полушарий сходятся у экватора, образуя зону внутритропической конвергенции.



Рис. 2.3. Схема циркуляции атмосферы в вертикальном разрезе по меридиану от полюса до экватора. Стрелки указывают меридиональные составляющие господ­ствующих движений воздушных масс

Сухой воздух субтропических антициклонов, образующих области высокого давления, растекается не только к экватору (пассаты), но и в сторону полюсов, образуя циркуляционную ячейку средних широт. Проходя над поверхностью, он снова подогревается и набирает влагу, пока не сталкивается с поляр­ным фронтом холодного воздуха вблизи полярного круга. Здесь он поднимается и замыкает ячейку. Полярный фронт — по­движное образование, иногда он может и отсутствовать. Вблизи полюсов холодный воздух образует области высокого давления, из которых растекается в сторону умеренных широт, причём эти потоки отклоняются в восточном направлении. Полярные ячей­ки выражены слабо, и циклоны проникают даже в очень высо­кие широты, но, миновав полярные круги (66,5° широты), быст­ро ослабевают.

Если бы Земля не вращалась вокруг своей оси, то практиче­ски вся атмосферная циркуляция протекала вдоль меридианов. Вращение Земли приводит к возникновению инерционной силы Кориолиса (Coriolis, 1792—1843). Дело в том, что в соответствии с законом инерции воздух стремится двигаться прямолинейно, но вращающаяся Земля поворачивается под ним. Таким обра­зом, на каждую частицу воздуха, движущуюся вдоль меридиана


и сила Кориолиса максимальны на полюсах и равны нулю на экваторе.

Ускорение Кориолиса поворачивает ветры, дующие от эква­тора, в западном направлении, а ветры, дующие от полюсов, — на восток. В результате получается картина, показанная на рис. 2.4 вверху.

В средних широтах, где инсоляция достаточно велика, чтобы вызвать значительные перепады давления и, следовательно, вет­ры, на каждую частицу воздуха действуют и сила перепада давле­ния, и сила Кориолиса. Эти силы должны уравновешивать друг друга, так как в целом объёмы воздуха не получают больших го­ризонтальных ускорений. Выполнение этого условия возможно только, если ветер будет дуть вдоль изобар, то есть линий равно­го давления, что и происходит в действительности, начиная с высоты несколько сот метров. Этот ветер носит название гео­строфического. Сила Кориолиса искривляет траектории воздуха и закручивает их в подвижные атмосферные вихри синоптиче­ского масштаба (100—2000 км) с вертикальными осями — цикло­ны и антициклоны, вращение которых создаёт центробежную силу. Господствующий западный перенос увлекает эти вихри с собой, поэтому направление ветра в каждой точке может часто меняться. В центрах циклонов воздух поднимается, и давление пониженное, в антициклонах воздух опускается, и давление по­вышенное (рис. 2.4, внизу). Трение замедляет вращение атмо­сферных вихрей вблизи поверхности, и направление ветра от­клоняется здесь в сторону низкого давления. Таким образом, в этих вихрях поддерживается равновесие между четырьмя сила-Ми: перепадом давления, силой Кориолиса, центробежной силой и силой трения.

4 Интересно, что Гадлей за полвека до Кбриолиса понял, что отклонение ветра от меридионального направления и, в частности, западный перенос в уме­ренных широтах — следствие вращения Земли. Но честь строгого физического объяснения эффекта и его количественной оценки принадлежит Кориолису.


Рис. 2.4. Схема распределения давления и ветра над поверхностью Земли (ввер­ху) и соседствующие циклон и антициклон на карте погоды (внизу). Н — низкое давление, В — высокое давление, СП и ЮП — полюсы. Стрелки указывают на­правление ветра

Прилегающий к поверхности Земли слой воздуха, в котором вследствие трения о поверхность ветер меняет свою скорость и направление, называется пограничным слоем. Его верхняя грани­ца лежит там, где ветер становится геострофическим. Именно в этом слое происходит основное распространение антропогенных загрязняющих веществ.

В целом атмосферная циркуляция обеспечивает перемеще­ние тепла от экватора к полюсам и облачных масс с океанов на континенты, формируя климаты Земли. Значительную роль в этих процессах играют и океанические течения, способные пере­носить огромное количество тепла. Например, Гольфстрим в Ат­лантическом океане работает в качестве «отопительной системы»


Глава 2. Разнообра зие экосистем

Центральной и Северной Евроггы, повышая здесь температуру примерно на 10 °С по сравнению с лежащими на тех же широтах областями Канады или Восточной Сибири.

Помимо температуры воздуха, важнейшим климатообразую-щим фактором является количество осадков.

Мерой интенсивности осадков служит глубина слоя воды, который мог образоваться на подстилающей поверхности за за­данное время (например, за год), если бы не было стока и испа­рения. Единицей измерения суммы осадков служит 1 мм. Сумма осадков, равная 1 мм, соответствует одному литру воды, выпав­шему на одном квадратном метре площади, или тысяче тонн воды на одном квадратном километре.


Рис. 2.5. Климатические условия основных типов природных экосистем суши

На диаграмме рис. 2.5 показаны характерные значения тем­ператур и годовых норм осадков для некоторых основных типов экосистем. Для формирования определенного типа климата и соответствующего биогеоценоза важны не только количества осадков и солнечного тепла, но и соотношение между ними. Дело в том, что количество доступной растениям воды зависит от отношения количества осадков к скорости испарения. Ско-


50 Часть I. Введение в экологию

рость испарения, или испаряемость, есть глубина слоя воды, ко­торый может испариться за единицу времени, например, за год.

Суммарную испаряемость, также как сумму осадков, можно выразить в мм в год. Поэтому отношение W = J/R, где / есть ин­тенсивность осадков, a R есть испаряемость, называют коэффи­циентом увлажнения.

Между суммой осадков и испаряемостью как физическими характеристиками существует принципиальная разница. Сумма осадков есть реальное количество воды, выпавшей в данном мес­те. Испаряемость есть максимальное количество воды, которое в принципе могло бы испариться с открытой водной поверхности. Могло бы, но совершенно не обязательно реально испаряется. Например, в юго-восточной Сахаре годовая сумма осадков не превышает 1 мм, тогда как испаряемость составляет несколько метров. Выпавшие осадки впитываются почвой и собираются в водоёмы, поэтому реальное испарение бывает много меньше ис­паряемости, и коэффициент увлажнения, больший 0,3, обычно вполне достаточен для развития процветающей растительности.


Рис. 2.6. Зональное распределение осадков /, испаряемости R, коэффициента увлажнения Wh основных типов экосистем

Коэффициент увлажнения W показывает, насколько выпада­ющие осадки способны возместить потерю влаги. При одинако­вом количестве осадков коэффициенты увлажнения могут силь-


Дата добавления: 2015-09-27 | Просмотры: 966 | Нарушение авторских прав







При использовании материала ссылка на сайт medlec.org обязательна! (0.006 сек.)