<<
>>

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:

S              ~ 5[1],, cos ф cos а,

где 50 — поток, падающий под прямым углом к поверхности Земли, ф — широта местности, а lt; 23,5° — угол, зависящий от наклона земной оси и времени года1. Значение S0 также зависит от времени года, так как в декабре Земля находится в перигелии, то есть в ближайшей к Солнцу точке своей орбиты, и получает

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 вверх”.

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 [2]

считать воздух идеальным газом, подчиняющимся уравнению состояния

PV = RT,              (2.1)

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,              (2.2)

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 (2.2) есть барометрическая формула, позволяющая вычислить давление на высоте z по известному давлению на уровне моря Р0:

р = PQ exp(-gz//J0),              (2.3)

где ехр — обозначение показательной функции с основанием е, е = 2,718 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 градиентом3 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 (2.1) 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 — 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 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 страто паузь 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-

Рис. 2.2. Типичная вертикальная структура нижней атмосферы. Давление дано в гектопаскалях (гПа); 1 гПа = 100 Па = 100 Н/м2 = 1 мбар = 9,87-10-4 атм =

= 75-10-2 мм рт. ст.

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

со скоростью и, с точки зрения наблюдателя, связанного с Землёй, воздействует ускорение

(2.4)

где © — угловая скорость вращения Земли (7,29- 1СГ5 с"1) и lt;р — географическая широта[3]. Из формулы (2.4) 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. 2.4 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 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. 2.4, 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 силами: перепадом давления, силой Кориолиса, центробежной силой и силой трения.

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»

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 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 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-

Рис. 2.5. Климатические условия основных типов природных экосистем суши

рость испарения, или испаряемость, есть глубина слоя воды, ко- торът 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-

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

но 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. Широтное распределение увлажнения и экосистем показано на рис. 2.6. Значительную роль в жизни экосистем играет и распределение осадков по сезонам (рис. 2.7).

Рис. 2.7. Сезонный ход осадков (мм за месяц) в тропических (вверху) и умеренных (внизу) широтах

<< | >>
Источник: Гальперин М. В.. Экологические основы природопользования. 2003

Еще по теме Атмосферная циркуляция и климатические условия суши:

  1. Циркуляция и воспроизводство элиты
  2. Тема: Климатическая адаптация
  3. Климатические ресурсы
  4. 6.3. Ландшафтные зоны суши
  5. Влияние на воды суши
  6. Адаптация человека к климатическим факторам
  7. Эколого-климатическая катастрофа
  8. Государственный контрольза охраной атмосферного воздуха
  9. 5. Особенности правового режима атмосферного воздуха
  10. Природные экосистемы суши
  11. Русская школа геополитики Суши
  12. ВОДНЫЕ РЕСУРСЫ СУШИ
  13. Глава 3 Воды суши
  14. Охрана атмосферного воздуха
  15. Нормирование качества атмосферного воздуха.
  16. Экологические проблемы основных регионов суши
  17. ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ ГОСУДАРСТВЕННОГО ЗАКОНОДАТЕЛЬСТВА В ОБЛАСТИ ОХРАНЫ АТМОСФЕРНОГО ВОЗДУХА
  18. Атмосферное давление и его влияние на организм
  19. Глава 2 Атмосферный воздух
  20. Тема лекционного занятия №8 Эколого-правовой режим атмосферного воздуха в Республике Казахстан.