АкушерствоАнатомияАнестезиологияВакцинопрофилактикаВалеологияВетеринарияГигиенаЗаболеванияИммунологияКардиологияНеврологияНефрологияОнкологияОториноларингологияОфтальмологияПаразитологияПедиатрияПервая помощьПсихиатрияПульмонологияРеанимацияРевматологияСтоматологияТерапияТоксикологияТравматологияУрологияФармакологияФармацевтикаФизиотерапияФтизиатрияХирургияЭндокринологияЭпидемиология

Атмосферная циркуляция и климатические условия суши

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:

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.

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.

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: 902 | Нарушение авторских прав