Полная версия

Главная arrow Экология arrow Общая экология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

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. Поток солнечных лучей, приходящийся на единицу площади поверхности, зависит от географической широты и времени года (рис. 2.3):

S х ^cos ф cos а,

где S0 поток, падающий под прямым углом к поверхности Земли, ф — широта местности, а < 23,5° — угол, зависящий от наклона земной оси и времени года[1]. Значение 50 также зависит от времени года, так как в декабре Земля находится в перигелии, то

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 толщ

Рис. 2.3. 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

есть в ближайшей к Солнцу точке своей орбиты, и получает 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 км вверх[2].

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 считать воздух идеальным газом, подчиняющимся уравнению состояния

PV= RT, (2.2)

в котором Р — давление, V — объём, R — универсальная газовая постоянная и Т — абсолютная температура, то основное уравнение статики атмосферы будет иметь вид:

AP=-gPAz/RT, (2.3)

где g — ускорение свободного падения и z — высота над поверхностью Земли. Это уравнение выражает равновесие сил, действующих на слой воздуха, — архимедовой подъёмной силы с одной стороны и земного тяготения — с другой. Решение уравнения (2.3) есть барометрическая формула, позволяющая вычислить давление на высоте z по известному давлению на уровне моря Ру.

Р= P0exp(-gz/RQ), (2.4)

где ехр — обозначение показательной функции с основанием

е = 2,72... и 0 — некоторая температура в толще слоя воздуха.

Нижний слой атмосферы, называемый тропосферой, подогревается снизу поверхностью Земли, и температура в нём должна убывать с высотой с вертикальным градиентом1 1 °С/100 м. Это — сухоадиабатический градиент температуры, относящийся к сухому воздуху. В реальной атмосфере всегда присутствует водяной пар. При подъёме и охлаждении он будет конденсироваться, и высвобождающаяся скрытая теплота испарения воды (а она очень велика!) подогревает воздух. Одновременно снижается давление, что в соответствии с уравнением (2.2) приводит к дополнительному охлаждению. В результате взаимодействия этих процессов градиент температуры уменьшается и для стандартной атмосферы составляет 0,66 °С/100 м. В реальной атмосфере вертикальный градиент может меняться в широких пределах — [3] от 1,5 °С/100 м до отрицательных значений, когда температура даже растёт с высотой, порядка -0,2 °С/100 м.

Типичные зависимости температуры и давления от высоты показаны на рис. 2.4. Снижение температуры происходит до высоты 7—15 км, где температурный градиент становится близким к нулю. Располагающийся здесь слой высотой около километра называется тропопаузой. Он отделяет тропосферные воздушные массы от стратосферы. Выше него, в стратосфере температура растёт и на высоте около 50 км, в стратопаузе, достигает значений, близких к поверхностной температуре. Выше стратопаузы располагаются весьма разреженные слои мезосферы и термосферы.

Пока температурный градиент меньше 0,7°С/100 м, атмосфера устойчива, и вертикальное перемешивание воздуха практически отсутствует. При совсем малых значениях температурного градиента и особенно при инверсии (смене) его знака слой

О 200 400 600 800 1000 гПа

Рис. 2.4. Типичная вертикальная структура нижней атмосферы. Давление дано в гектопаскалях (гПа).

1 гПа = 100 Па = 1 мбар = 100 Н/м2 = 9,87 • 10-4 атм. = 75 • 10~2 мм рт. ст.

холодного воздуха оказывается внизу, ниже слоя теплого воздуха. Такой слой называется инверсионным, а состояние атмосферы — сверхустойчивым. Подобные явления часто наблюдаются ясными ночами, когда поверхность земли быстро остывает вследствие собственного инфракрасного излучения {радиационное выхолаживание).

С ростом температурного градиента воздух у 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 (G. Hadley, 1685—1768). Здесь насыщенные водяным паром массы тёплого 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. 2.5). 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. Пасса-

15-

Высота, км

10-

Тропосфера

J V'*

ДНВЄр^?

Стратосфера ...........“

.............

-...................

Пассаты

Субтропические антициклоны

Рис. 2.5. Схема циркуляции атмосферы в вертикальном разрезе по меридиану от полюса до экватора. Стрелки указывают меридиональные составляющие господствующих движений воздушных масс

Полюс

перенос

Полярный

пояс

низкого

антициклон

давления

Широта

Экваториальная ложбина (пояс низкого давления)

ты обоих полушарий сходятся у экватора, образуя зону внутри-тропической конвергенции.

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 (G. G. 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 со скоростью о, с точки зрения наблюдателя, связанного с Землёй, воздействует ускорение

я = 2сос^т ф, (2.5)

где со — угловая скорость вращения Земли (7,29 • 10 5 с-1) и ф — географическая широта[4]. Из формулы (2.5) видно, что ускорение 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. 2.6 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 гео-строфического. 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. 2.6, 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 силами: перепадом давления, силой Кориолиса, центробежной силой и силой трения.

СП

Схема распределения давления и ветра над поверхностью Земли (вверху) и соседствующие циклон и антициклон на карте погоды (внизу). Обозначения

Рис. 2.6. Схема распределения давления и ветра над поверхностью Земли (вверху) и соседствующие циклон и антициклон на карте погоды (внизу). Обозначения: Н — низкое давление, В — высокое давление, СП и ЮП — полюсы. Стрелки указывают направление ветра. Давление на картах погоды выражается в

гектопаскалях (гПа)

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

Помимо температуры воздуха, важнейшим климатообразующим 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 карте рис. 2.7 показаны годовые нормы осадков для суши. От 90 до 99 % осадков, выпадающих на суше, — это влага, принесённая ветрами с океанов. Поэтому на нормы осадков и сезоны их преимущественного выпадения влияет не только глобальная атмосферная циркуляция, но и взаимное расположение океанов и материков, а также наличие высокогорных массивов. В результате в ряде регионов Земли климат определяется муссонами — устойчивыми сезонными режимами воздушных течений. Наиболее ярко муссонный климат выражен на стыке Индийского и Тихого океанов с азиатским континентом. Температура вод океанов почти не меняется от сезона к сезону. Зимой континент охлаждается, и тяжёлый холодный воздух стекает с материка в сторону океанов. Летом континент прогревается, над ним происходит интенсивный конвективный подъём воздушных масс, и потому сравнительно прохладный воздух устремляется с океана на сушу. В результате львиная доля осадков выпадает на континенте летом, а зима оказывается сухим сезоном. Такова грубая, «бризовая» схема образования муссонов. Связанные с ними явления в деталях носят гораздо более сложный характер, а влияние муссонов на юге прослеживается вплоть до Антарктиды, а на севере — до Казахстана и юга Центральной Сибири. Именно муссоны ответственны за то, что в Индокитае, восточных районах Индии и Китая, расположенных на широтах пустынь, на самом деле выпадают обильные осадки, а пустыни и полупустыни в Азии сдвинуты далеко к северу.

Для формирования определённого типа климата и соответствующего биогеоценоза важны не только количества осадков и

Годовые

нормы осадков, мм

>2000

1500-2000

Ж

  • ? 1000-1500 500- 1000
  • 250 - 500

Ш <250

2.2. Атмосферная циркуляция и климатические условия суши

солнечного тепла, но и соотношение между ними. Дело в том, что количество доступной растениям воды зависит от отношения количества осадков к скорости испарения. Скорость 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 IV = ///?, где / есть интенсивность осадков, а Я 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 IV показывает, насколько выпадающие осадки способны возместить потерю влаги. При одинаковом количестве осадков коэффициенты увлажнения могут сильно отличаться. Например, в некоторых пустынях, таких как Гоби или Кара-Кум, выпадает столько же осадков, как и в заполярной тундре. Однако в пустыне растительность страдает от дефицита воды, а в тундре — от избытка. Для растительности важно также, чтобы вода была доступна, то есть находилась в жидкой фазе, а не в виде льда или снега.

  • [1] Точная формула для Земли, лишённой атмосферы, выглядит так: S = So(a/R)2(sm ф sin 5 + cos ф cos 5 cos ф), где а — расстояние до Солнца в данный момент; R — среднее расстояние от Солнца до Земли; 5 — склонение Солнца, то есть угол между направлением на Солнце и плоскостью экватора; ф — часовой угол, который отсчитывается на запад от плоскости меридиана до плоскости, проходящей в данный момент через Солнце и полюсы мира.
  • [2] Плотность воздуха у поверхности Земли примерно 1,25 кг/м3. На высоте 10 км — 0,41 кг/м3, 20 км — 0,09 кг/м3, 300 км — 10-11 кг/м3, но только на высотах, больших 20 000 км, плотность атмосферы приближается к плотности вещества в межпланетном пространстве.
  • [3] Вертикальный градиент температуры, то есть её производная по высоте (1Т/с11 — в тропосфере величина почти всегда отрицательная, как это видно из рис. 2.4. В метеорологии принято брать её с обратным знаком. Это значит что, например, при градиенте 1 °С/100 м температура снижается на 1 °С при подъёме на 100 м.
  • [4] Интересно, что Гадлей за полвека до Кориолиса 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.
 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>