5483

Атмосфера. Ее происхождение и ионизация

Реферат

География, геология и геодезия

Атмосфера Атмосфера - воздушная оболочка Земли (самая внешняя из земных оболочек), находящаяся в непрерывном взаимодействии с остальными оболочками нашей планеты, постоянно испытывающая влияние космоса и прежде всего влияние Солнца. Масса атмос...

Русский

2012-12-12

424.5 KB

14 чел.

Атмосфера

Атмосфера – воздушная оболочка Земли (самая внешняя из земных оболочек), находящаяся в непрерывном взаимодействии с остальными оболочками нашей планеты, постоянно испытывающая влияние космоса и прежде всего влияние Солнца. Масса атмосферы равна одной миллионной массы Земли.

Нижняя граница атмосферы совпадает с земной поверхностью. Резко выраженной верхней границы атмосфера не имеет: она постепенно переходит в межпланетное пространство. Условно за верхнюю границу атмосферы принимают 2–3 тыс. км над поверхность Земли. Теоретические расчеты показывают, что земное притяжение может удержать отдельные частицы воздуха, принимающие участие в движении Земли, на высоте 42 000 км на экваторе и 28 000 км на полюсах. Еще недавно считали, что на большом расстоянии от земной поверхности атмосфера состоит из редких частиц газов, почти не сталкивающихся с собой и удерживаемых притяжением Земли. Последние исследования свидетельствуют, что плотность частиц в верхних слоях атмосферы значительно больше, чем предполагалось, что частицы имеют электрические заряды и удерживаются в основном не притяжением Земли, а ее магнитным полем. Расстояние на котором геомагнитное поле способно не только удерживать, но и захватывать частицы из межпланетного пространства, очень велико (до 90 000 км).

Изучение атмосферы ведется как визуально, так и с помощью многочисленных специальных приборов. Важные данные о высоких слоях атмосферы получают при запуске специальных метеорологических и геофизических ракет (до 800 км), а также искусственных спутников Земли (до 2000км).

Состав атмосферы

Чистый и сухой воздух представляет собой механическую смесь нескольких газов. Основные из них: азот-78%, кислород-21%, аргон-1%, углекислый газ. Содержание остальных газов (неона, гелия, криптона, ксенона, аммиака, водорода, озона) ничтожно мало.

Количество углекислого газа а атмосфере изменяется от 0,02 до 0,032%, его больше над промышленными районами, меньше над океанами, над поверхностью, покрытой снегом и льдом.

Водяной пар попадает в атмосферу в количестве от 0 до 4% по объему. Он попадает в атмосферу в результате испарения влаги с земной поверхности, и поэтому содержание его с высотой уменьшается: 90% всего водяного пара содержится в нижнем пятикилометровом слое атмосферы, выше 10-12 км водяного пара очень мало. Значение водяного пара в круговороте тепла и влаги в атмосфере огромно.

Происхождение атмосферы

Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли во времени пребывала в четырёх различных составах. Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера(около четырех с половиной миллиардов лет назад). На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком, водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера(около трех с половиной миллиардов лет до наших дней). Эта атмосфера была восстановительной. Далее в процессе утечки легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство и химических реакций, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов образовалась третичная атмосфера, характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим — азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).

Азот

Образование большого количества N2 обусловлено окислением аммиачно-водородной атмосферы молекулярным О2, который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, начиная с 3,8 млрд лет назад. Азот окисляется озоном до NO в верхних слоях атмосферы.

Кислород

Состав атмосферы начал радикально меняться с появлением на Земле живых организмов, в результате фотосинтеза, сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа. Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленных соединений — аммиака, углеводородов, закисной формы железа, содержавшейся в океанах и др. По окончанию данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти. Постепенно образовалась современная атмосфера, обладающая окислительными свойствами.

Углекислый газ

Содержание в атмосфере СО2 зависит от вулканической деятельности и химических процессов в земных оболочках, но более всего — от интенсивности биосинтеза и разложения органики в биосфере Земли. Захороненная в океане, в болотах и в лесах органика превращается в уголь, нефть и природный газ.

В слое атмосферы от поверхности Земли до 60 км присутствует озон (О3) – трехатомный кислород, возникающий в результате расщепления молекул обычного кислорода и перераспределения его атомов. В нижних слоях атмосферы озон появляется под влиянием случайных факторов (грозовые разряды, окисление некоторых органических веществ), в более высоких слоях он образуется под действием ультрафиолетовой радиации Солнца, которую поглощает. Концентрация озона особенно велика на высоте 22–26 км. Общее количество озона в атмосфере незначительно: при температуре 0С в условиях нормального давления у поверхности Земли весь озон поместится в слое толщиной 3 мм. Содержание озона больше в атмосфере полярных широт, чем экваториальных, весной оно увеличивается, осенью уменьшается. Озон полностью поглощает ультрафиолетовую радиацию Солнца, губительную для живого. Он задерживает также тепловое излучение Земли, предохраняя ее поверхность от охлаждения.

Кроме газовых составных частей, в атмосфере всегда находятся во взвешенном состоянии мельчайшие частицы различного происхождения, разнообразные по форме, размерам, химическому составу и физическим свойствам (дым, пыль) – аэрозоли.. С поверхности Земли в атмосферу попадают частицы почвы, продукты выветривания горных пород, вулканическая пыль, морская соль, дым, органические частицы (микроорганизмы, споры, пыльца).

Из межпланетного пространства в земную атмосферу попадает космическая пыль. В слое атмосферы до высоты 100 км содержится более 28 млн. т космической пыли, медленно выпадающей на поверхность.

Есть точка зрения, что основную массу пыли упаковывают в особую форму организмы в морях.

Аэрозольные частицы играют большую роль в развитии ряда атмосферных процессов. Многие из них являются ядрами конденсаций, необходимыми для образования тумана и облаков. С заряженными аэрозолями связаны явления атмосферного электричества.

До высоты около 100 км состав атмосферы постоянен. Атмосфера состоит в основном из молекулярного азота и молекулярного кислорода, в нижнем слое количество примесей с высотой заметно уменьшается. Выше 100 км молекулы кислорода, а затем и азота (выше 220 км) расщепляются под воздействием ультрафиолетовой радиации. В слое от 100 до 500 км атомарный кислород преобладает. На высоте от 500 до 2000 км атмосфера состоит в основном из легкого инертного газа – гелия, свыше 2000 км – из атомарного водорода.

Ионизация атмосферы

Атмосфера содержит заряженные частицы – ионы и благодаря их присутствию не является идеальным изолятором, а обладает способностью проводить электричество. Ионы образуютмя в атмосфере под воздействием ионизаторов, сообщающих атомам энергию, достаточную для удаления электрона из оболочки атома. Отделившийся электрон почти мгновенно присоединяется к другому атому. В результате первый атом из нейтрального превращается в положительно заряженный, а второй приобретает отрицательный заряд. Такие ионы существуют недолго, к ним присоединяются молекулы окружающего воздуха, образуя так называемые легкие ионы. Легкие ионы присоединяются к аэрозолям, отдают им свой заряд и образуют более крупные ионы – тяжелые.

Ионизаторами атмосферы являются: ультрафиолетовое излучение Солнца, космическое излучение, излучение радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре и в атмосфере. Ультрафиолетовые лучи не оказывают ионизирующего воздействия на нижние слои атмосферы – их влияние является основным в верхних слоях атмосферы. Радиоактивность большинства горных пород очень мала, их ионизирующее действие уже на высоте нескольких сотен метров равно нулю (за исключением месторождений радиоактивных элементов, радиоактивных источников и т.д.). Особенно велико значение космического излучения. При очень большой проникающей способности космические лучи пронизывают всю толщу атмосферы и проникают вглубь океанов и земной коры. Интенсивность космических лучей очень мало колеблется во времени. Их ионизирующее действие наименьшее на экваторе и наибольшее около 20º широты; с высотой интенсивность ионизации за счет космических лучей возрастает, достигая максимума на высоте 12–18 км.

Ионизация атмосферы характеризуется концентрацией ионов (содержанием их в 1 куб см); от концентрации и подвижности легких ионов зависит электропроводность атмосферы. С высотой концентрация ионов увеличивается. На высоте 3–4 км она составляет до 1000 пар ионов, максимальные величины достигает на высоте 100–250 км. Соответственно растет и электропроводность атмосферы. Так как в чистом воздухе больше легких ионов, он обладает большей проводимостью, чем запыленный.

В результате совокупного действия зарядов , содержащихся в атмосфере, и заряда земной поверхности создается электрическое поле атмосферы. По отношению к земной поверхности атмосфера заряжена положительно. Между атмосферой и земной поверхностью возникают токи положительных (от земной поверхности) и отрицательных (к земной поверхности) ионов. По электрическому составу в атмосфере выделяется нейтросфера (до высоты 80 км) – слой с нейтральным составом и ионосфера (свыше 80 км) – слои ионизированные.

Строение атмосферы

Атмосферу делят на пять сфер, различающихся между собой прежде всего по температуре. Сферы разделены переходными слоями – паузами.

Тропосфера – нижний слой атмосферы, содержащий около ¾ всей ее массы. В тропосфере находится почти весь водяной пар атмосферы. Верхняя граница ее достигает наибольшей высоты  – 17 км – на экваторе и снижается к полюсам до 8–10 км. В умеренных широтах средняя высота тропосферы – 10–12 км. Колебания верхней границы тропосферы зависят от температуры: зимой эта граница выше, летом ниже; а в течение суток колебания е могут достигать нескольких километров.

Температура в тропосфере от земной поверхности до тропопаузы понижается в среднем на 0,6º на каждые 100 м. В тропосфере происходит непрерывное перемешивание воздуха, образуются облака, выпадают осадки. В горизонтальном переносе воздуха преобладают движения с запада на восток.

Нижний слой атмосферы, примыкающий непосредственно к земной поверхности называется приземным слоем. Физические процессы в этом слое под влиянием земной поверхности отличаются своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток и в течение года.

Тропопауза – переходный слой от тропосферы к стратосфере. Высота тропопаузы и ее температура изменяются в зависимости от широты. От экватора к полюсам тропопауза снижается, причем это снижение происходит неравномерно: около 30–40º северной и южной широты наблюдается разрыв тропопаузы. В результате она как бы делится на две тропическую и полярную части, находящиеся на 35–40º одна над другой. Чем выше тропопауза, тем ниже ее температура. Исключение составляют полярные районы, где тропопауза низкая и холодная. Самая низкая температура, зарегистрированная в тропопаузе – 92º.

Стратосфера – отличается от тропосферы большой разреженностью воздуха, почти полным отсутствием водяного пара и сравнительно большим содержанием озона, достигающим максимума на высоте 22–26 км. Температура в стратосфере с высотой возрастает очень медленно. На нижней границе стратосферы над экватором температура очень весь год около –76º, в северной полярной области в январе –65º, в июле –42º. Различия в температуре вызывают перемещения воздуха. Скорость ветров в стратосфере достигает 340 км/ч.

В средней стратосфере возникают тонкие облака – перламутровые, состоящие из кристалликов льда и капель переохлажденной воды.

В стратопаузе температура равна приблизительно 0º

Мезосфера – характеризуется значительными изменениями температуры с высотой. До высоты 60 км температура повышается и достигает +20º, на верхней границе сферы температура понижается до –75º. На высоте 75–80 км падение t сменяется новым повышением. Летом на этой высоте образуются блестящие, тонкие облака – серебристые, состоящие, вероятно из переохлажденного водяного пара. Движение серебристых облаков свидетельствует о большой изменчивости направления и скорости движения воздуха (от  60 до нескольких сотен км/ч), особенно заметно проявляющейся в периоды, переходные от одного сезона к другому.

В термосфере – (ионосфере) температура с высотой повышается, достигая на верхней границе +1000º. Скорости движения частичек газов огромны, но при крайней разряженности пространства их столкновения очень редки.

Наряду с нейтральными частицами в термосфере содержаться свободные электроны и ионы. В одном кубическом сантиметре объема их сотни и тысячи, а в слоях максимальной плотности – миллионы. Термосфера – сфера разряженного ионизированного газа, состоящая из серии слоев. Ионизированные слои, отражающие, поглощающие и преломляющие радиоволны, оказывают огромное влияние на радиосвязь. Слои ионизации хорошо выражены днем. Ионизация делает термосферу электропроводной и в ней текут мощные электрические токи. В термосфере в зависимости от солнечной активности сильно изменяются плотность (в сто раз) и температура (на сотни градусов). С деятельностью Солнца связано возникновение в термосфере полярных сияний.

Экзосфера – зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство.

На высоте около 2000—3000 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные частицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

Водород, ускользающий из экзосферы , образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся до высоты 20 000 км.

Солнечная радиация

Земля получает от Солнца 1,36 х 1024 кал тепла в год. По сравнению с этим количеством энергии остальной приход лучистой энергии на поверхность Земли ничтожно мал. Та, лучистая энергия звезд составляет одну стомиллионную солнечной энергии, космическое излучение – две миллиардные доли, внутреннее тепло Земли у ее поверхности равно одной пятитысячной доли солнечного тепла.

Излучение Солнца – солнечная радиация – является основным источником энергии почти всех процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях атмосферы.

Со́лнечная радиа́ция — электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца.

Электромагнитная составляющая солнечной радиации распространяется со скоростью света и проникает в земную атмосферу. До земной поверхности солнечная радиация доходит в виде прямой и рассеянной радиации. Всего Земля получает от Солнца менее одной двухмиллиардной его излучения. Спектральный диапазон электромагнитного излучения Солнца очень широк — от радиоволн до рентгеновских лучей — однако максимум его интенсивности приходится на видимую (жёлто-зелёную) часть спектра.

Существует также корпускулярная часть солнечной радиации, состоящая преимущественно из протонов, движущихся от Солнца со скоростями 300—1500 км/с. Во время солнечных вспышек образуются также частицы больших энергий (в основном протоны и электроны), образующие солнечную компоненту космических лучей.

Энергетический вклад корпускулярной составляющей солнечной радиации в её общую интенсивность невелик по сравнению с электромагнитной. Поэтому в ряде приложений термин «солнечная радиация» используют в узком смысле, имея в виду только её электромагнитную часть.

За единицу измерения интенсивности солнечной радиации принимают количество калорий тепла, поглощенного 1 см2 абсолютно черной поверхности, перпендикулярной направлению солнечных лучей, за 1ин. (кал/см2 х мин).

Поток лучистой энергии Солнца, достигающий земной атмосферы, отличается большим постоянством. Его интенсивность называю солнечной постоянной (I0) и принимают в среднем равной 1,88 ккал/см2 х мин.

Величина солнечной постоянной колеблется в зависимости от расстояния от Земли до Солнца и от солнечной активности. Колебания ее в течение года составляют 3,4–3,5%.

Если бы солнечные лучи всюду падали на земную поверхность отвесно, то при отсутствии атмосферы и при солнечной постоянной 1,88 ккал/см2 х мин каждый квадратный сантиметр ее получал бы в год 1000 ккал. Благодаря Ому, что Земля шарообразна, это количество уменьшается в 4 раза, и 1 кв. см получает в среднем 250 ккал в год.

Количество солнечной радиации, получаемое поверхностью, зависит от угла падения лучей.

Максимальное количество радиации получает поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей, потому что в этом случае вся энергия распределяется на площадку с сечением, равным сечению пучка лучей – a. При наклонном падении того же пучка лучей энергия распределяется на большую площадь (сечение b) и единица поверхности получает меньшее ее количество. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации.

Зависимость интенсивности солнечной радиации от угла падения лучей выражаетмся формулой:

I1=I0  sin h

I1 во столько раз меньше I0 во сколько раз сечение a меньше сечения b.

Угол падения солнечных лучей (высота Солнца) бывает равен 90º только на широтах между тропиками. На остальных широтах он всегда меньше 90º. Соответственно уменьшению угла падения лучей должна уменьшаться и интенсивность солнечной радиации, поступающей на поверхность в разных широтах. Так как в течение года и течение суток высота Солнца не остается постоянной, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.

Количество солнечной радиации, полученное поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности освещения ее солнечными лучами.

В экваториальной зоне вне атмосферы количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний, тогда как в высоких широтах эти колебания очень велики. В зимний период различия в приходе солнечного тепла между высокими и низкими широтами особенно значительна. В летний период, в условиях непрерывного освещения, полярные районы получают максимальное на Земле количество солнечного тепла за сутки. Различия в количестве тепла, получаемого экваториальными и полярными районами, летом меньше, чем зимой.

Южное полушарие летом получает больше тепла, чем северное, зимой – наоборот (влияет изменение расстояния Земли от Солнца). И если бы поверхность обоих полушарий была совершенно однородной, годовые амплитуды колебания температуры в южном полушарии были бы больше, чем в северном.

Даже идеальная, сухая  и чистая атмосфера поглощает и рассеивает лучи, уменьшая интенсивность солнечной радиации. Атмосфера (кислород, озон, углекислый газ, пыль и водяной пар) поглощает главным образом ультрафиолетовые и инфракрасные лучи. В общем поглощение ослабляет солнечную радиацию на 17–25%.

Молекулами газов атмосферы рассеиваются лучи с относительно короткими волнами – фиолетовые, синие. Именно этим объясняется голубой цвет неба. Примесями одинаково рассеиваются лучи с волнами различной длины. Поэтому при значительном их содержании небо приобретает белесоватый оттенок.

Благодаря рассеянию и отражению солнечных лучей атмосферой наблюдается дневное освещение в пасмурные дни, видны предметы в тени, возникает явление сумерек.

Чем длиннее путь луча в атмосфере, тем большую толщу ее он должен пройти и тем значительнее ослабляется солнечная радиация, поэтому она зависит от высоты Солнца.

Прозрачность атмосферы непостоянна и неодинакова в различных условиях. Отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной атмосферы – фактор мутности – всегда больше единицы. Он зависит от содержания в атмосфере водяного пара и пыли. С увеличением географической широты фактор мутности уменьшается. Чем больше фактор мутности, тем больше ослабление солнечной радиации.

Различают солнечную радиацию прямую, рассеянную и суммарную.

Часть солнечной радиации, которая проникает через атмосферу к земной поверхности, представляет собой прямую радиацию. Часть радиации, рассеивающаяся атмосферой, превращается в рассеянную радиацию. Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, прямая и рассеянная, называется суммарной радиацией.

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией изменяется в значительных пределах в зависимости от облачности, запыленности атмосферы,, а также от высоты Солнца. При ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 0,1%, при облачном небе рассеянная радиация может быть больше прямой.

Карты средних годовых и месячных величин суммарной радиации позволяют заметить основные закономерности в ее географическом распределении. Годовые величины суммарной радиации распределяются в основном зонально. Наибольшее на Земле годовое количество суммарной радиации получает поверхность в тропических внутриконтинентальных пустынях (Восточная Сахара и центральная часть Аравии). Заметное снижение суммарной радиации на экваторе вызывается высокой влажностью воздуха и большой облачностью В Арктике суммарная радиация составляет 60–70 ккал/см2 в год; в Антарктике вследствие частой повторяемости ясных дней и большей прозрачности атмосферы она несколько больше.

В июне наибольшие суммы радиации получает северное полушарие, и особенно внутриконтинентальные тропические и субтропические области. Суммы солнечной радиации, получаемые поверхностью в умеренных и полярных широтах северного полушария, отличаются мало вследствие большой продолжительности дня в полярных районах. Зональность в распределении суммарной радиации над континентами в северном полушарии и в тропических широтах южного полушария почти не выражена. Лучше проявляется она в северном полушарии над океаном и ясно выражена во внетропических широтах южного полушария. У южного полярного круга величина суммарной солнечной радиации приближается к 0.

В декабре наибольшие суммы радиации поступают в южное полушарие. Высоко лежащая ледяная поверхность Антарктиды при большой прозрачности воздуха получает значительно больше суммарной радиации , чем поверхность Арктики в июне. Много тепла в пустынях (Калахари, Большая Австралийская), но вследствие большой океаничности южного полушария (влияние высокой влажности воздуха и облачности) суммы его здесь несколько меньше, чем в июне в тех же широтах северного полушария. В экваториальных и тропических широтах северного полушария суммарная радиация изменяется сравнительно мало, и зональность в ее распределении выражена четко только к северу от северного тропика. С увеличением широты суммарная радиация довольно быстро уменьшается, ее нулевая изолиния проходит несколько севернее северного полярного круга.

Суммарная солнечная радиация, попадая на поверхность Земли, частично отражается обратно в атмосферу. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности, к количеству радиации, падающей на ее поверхность, называется альбедо

Альбедо земной поверхности зависит от ее состояния и свойств: цвета, влажности, шероховатости и др. Наибольшей отражающей способностью обладает свежевыпавший снег (85–95%). Спокойная водная поверхность при отвесном падении на нее солнечных лучей отражает всего 2–5%, а при низком стоянии Солнца – почти все падающие на нее лучи (90%). Альбедо сухого чернозема – 14%, поверхность песчаной пустыни – 29–35%, леса – 10–20%, луговой растительности – 18–30, поверхность морского льда – 30–40%.

Большое альбедо поверхности льда, покрытого свежевыпавшим снегом (до 95%) – причина низких температур в полярных районах в летний период, когда приход солнечной радиации там значителен

Излучение земной поверхности и атмосферы

Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютного нуля (больше минус 273º) испускает лучистую энергию. Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волн испускаемых им лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновую радиацию. Земная поверхность, поглощая коротковолновую солнечную радиацию, нагревается и также становится источником излучения (земной радиации). Но так как температура земной поверхности не превышает нескольких десятков градусов, ее излучение длинноволновое, невидимое.

Земная радиация в значительной мере задерживается атмосферой (водяным паром, углекислым газом, озоном), но лучи с длиной волны 9–12 мк свободно уходят за пределы атмосферы, и поэтому Земля теряет часть тепла.

Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной радиации и больше половины земной, сама излучает энергию в мировой пространство и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земной поверхности навстречу земному, называется встречным излучением. Это излучение, как и земное, длинноволновое.

В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации – излучение поверхности Земли и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное излучение тем больше, чем выше температура излучающей поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излучение, сильно снижают его облака.

Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения наблюдается в тропических пустынях – 80 ккал/см2 в год – благодаря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности неба. На экваторе, при большой влажности воздуха, эффективное излучение составляет всего около 30 ккал/см2 в год, причем величина его для суши и океана почти не различается. Наименьшее эффективное излучение в полярных районах, В умеренных широтах земная поверхность теряет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной радиации.

Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинноволновое излучение Земли называют парниковым эффектом. Благодаря парниковому эффекту средняя температура земной поверхности составляет =16°, при отсутствии атмосферы она была бы –22º (на 38° ниже).

Радиационный баланс (остаточная радиация).

Земная поверхность одновременно получает радиацию и отдает  ее. Приход радиации составляют суммарная солнечная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход – отражение солнечных лучей от поверхности (альбедо) и собственное излучение земной поверхности. Разница между приходом и расходом радиации – радиационный баланс или остаточная радиация.

Если приход больше расхода, то радиационный баланс положительный, если наоборот, то отрицательный. Ночью на всех широтах он отрицательный, днем до полудня – положительный везде, кроме высоких широт зимой; после полудня снова отрицательный.

На карте годовых сумм радиационного баланса земной поверхности видно резкое изменение положения изолиний при переходе их с суши на океан. Как правило, радиационный баланс поверхности океана превышает радиационный баланс суши (влияние альбедо и эффективного излучения). Распределение радиационного баланса в общем зонально. Отклонения радиационного баланса от зонального распределения в Океане незначительны и вызываются распределением облачности.

На суше в экваториальных и тропических широтах годовые значения радиационного баланса изменяются от 60 до ккал/см2 в зависимости от условий увлажнения. Наибольшие годовые сумма рад. Баланса отмечаются в тех районах, где альбедо и эффективное излучение сравнительно невелики (влажные тропические леса саванны). Наименьшим их значение оказывается в очень влажных (большая облачность) и в очень сухих (большое эффективное излучение) районах. В умеренных и высоких широтах годовая величина радиац. баланса уменьшается с увеличением широты. (влияние уменьшения суммарной радиации).

Годовые суммы радиационного баланса над центральными районами Антарктиды  отрицательны. В Арктике значения этих величин близки нулю.

В среднем за год радиационный баланс земной поверхности положителен. При этом температура поверхности не повышается, а остается приблизительно постоянной, что можно объяснить только непрерывным расходованием излишков тепла.

Радиационный баланс атмосферы складывается из поглощенной ею солнечной и земной радиации, с одной стороны, и атмосферного излучения – с другой. Он всегда отрицателен, так как атмосфера поглощает лишь незначительную часть солнечной радиации, а излучает почти столько же, сколько и поверхность.

Радиационный баланс поверхности и атмосферы как целого для всей Земли за год равен в среднем нулю, но по широтам он может быть и положительным и отрицательным.

Логическим следствием такого распределения радиационного баланса должен быть перенос тепла в направлении от экватора к полюсам.

Тепловой баланс.

Радиационный баланс – важнейшая составляющая теплового баланса. Он показывает как преобразуется на земной поверхности поступающая энергия солнечной радиации.

Радиационный баланс поверхности считается положительным, если радиация, поглощенная поверхностью, превышает потери тепла, и отрицательным, если она не восполняет их.

Тепловой баланс поверхности описывается формулой:

R = LE+P+A

Где Rрадиационный баланс, LEзатраты тепла на испарение, Р – турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой, А – теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями почвогрунта или воды.

Тепловой баланс атмосферы складывается из радиационного баланса атмосферы Rа, тепла. Поступающего от поверхности, Ра, тепла, выделяющегося в атмосфере при конденсации, LE, затрат тепла на испарение и горизонтального переноса (адвекции) Аа.

Радиационный баланс атмосферы всегда отрицателен.

За 100% принята величина солнечной радиации, поступающей к атмосфере за год. Солнечная радиация, проникая в атмосферу, частично отражается от облаков и уходит обратно за пределы атмосферы – 38%, частично поглощается атмосферой – 14% и частично в виде прямой солнечной радиации достигает земной поверхности – 48%. Из 48%, дошедших до поверхности, 44% ею поглощается, а 4% отражаются. Таким образом, альбедо Земли составляет 42% (38+4).

Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется следующим образом: 20% теряются через эффективное излучение, 18% затрачиваются на испарение с поверхности, 6% – на нагревание воздуха при турбулентном теплообмене (итого 24%). Расход тепла поверхностью уравновешивает его приход. Тепло, полученное атмосферой (14% непосредственно от Солнца, 24% от земной поверхности), вместе с эффективным излучением Земли направляется в мировое пространство. Альбедо Земли (42%) и излучение (58%) уравновешивают поступление солнечной радиации к атмосфере.

Температура земной поверхности.

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют деятельной поверхностью.

Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры поверхности в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июле, минимум –  в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельной поверхности в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30º. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.

Температура воздуха.

Воздух нагревается и охлаждается главным образом от земной поверхности. Важную роль в его нагревании играет тепловая конвекция, возникающая в результате неравномерного нагревания деятельной поверхности и воздуха, соприкасающегося с ней. Более нагретый воздух устремляется вверх, перенося тепло. Количество тепла, получаемого воздухом в результате конвекции и турбулентности (беспорядочности), больше количества тепла / получаемого им в результате излучения поверхностью, в 4000 раз, а в результате передачи от нее путем молекулярной теплопроводности почти в 500 000 раз.

Тепло переносится с поверхности в атмосферу также с помощью испаряющейся влаги и в результате горизонтального переноса воздушными течениями – адвекции.

Иногда температура воздуха с высотой увеличивается. Это явление называется инверсией. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия. Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой мощностью в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель.

Усилению инверсии способствую условия рельефа: холодный воздух стекает в понижения и там застаивается. Мощные инверсии образуются, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую его нижние слои. Так бывает весной, когда лежит еще не стаявший снег.

В целом термический режим нижнего слоя тропосферы приблизительно до высоты 2 км определяется излучением и поглощением тепла подстилающей поверхностью и вертикальным обменом (конвекция  и турбулентность).

Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.

Географическое распределение температуры воздуха.

Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели.

Действительные среднегодовые температуры воздуха зависят от характера поверхности (суша и вода, снег, лед и т.д.) и непрерывного межширотного теплообмена, осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Мирового океана, а потому существенно отличаются от идеальных.

Распределение температуры воздуха наглядно показывают изотермы – линии, соединяющие на карте пункты с одинаковыми температурами.

Январь – самый холодный месяц в северном полушарии и самый теплый – в южном. Над океаном и в южном полушарии изотермы идут почти параллельно и изгибаются только на границе охлажденных течением частей океанов и теплых материков. Над материками в южном полушарии  в январе самые высокие температуры. Полушарии изотермы располагаются ближе друг к другу (гуще), чем в южном, особенно над материками (в результате их охлаждения). При переходе с теплого океана на холодную сушу они изгибаются к югу. Это заметно на примере Евразии. Влияние Атлантического океана с его теплым течением обуславливает почти меридиональное направление изотерм над Восточной Европой; здесь температура понижается более резко в направлении с запада на восток, чем с юга на север.

Самые низкие температуры в январе отмечены на северо-востоке Азии, в Якутии (–68°), и над Гренландией (–55º). Над этими районами изотермы образуют замкнутые линии; температура от таких полюсов холода повышается во все стороны. Полюс холода в Якутии обусловлен скоплением холодного воздуха в межгорных котловинах, в Гренландии – большим альбедо высокогорного ледникового плато.

Июль – самый теплый месяц в северном полушарии и самый холодный в южном; наиболее низкие температуры в июле над Антарктидой, наиболее высокие – над материками в северном полушарии. При переходе с океана на сушу изотермы отклоняются к северу. Горизонтальные градиенты температуры в июле меньше, чем в январе, т.е. изотермы располагаются значительно реже.

Географический экватор в и в январе и в июле не является широтой с наиболее высокими температурами.

Если отметить на карте на каждом меридиане точки с наиболее всякой средней годовой температурой и соединить их, получится волнистая линия – термический экватор. Летом северного полушария термический экватор перемещается к северу, зимой – к югу, но при этом значительная часть его всегда находится в северном полушарии. Это объясняется преобладанием материков в тропических и умеренных широтах северного полушария и влиянием ледяного покрова Антарктиды.

Абсолютные максимумы температуры воздуха на Земле наблюдаются в Южном полушарии в Австралии (равнина Налларбор, около +51°), в северном полушарии в Африке (Триполи, +58º). Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (–88°) и на северо-востоке Азии (Оймякон –71°). Для каждой параллели можно вычислить нормальную среднюю температуру  и определить отклонение действительных температур от нормальных – температурные аномалии. Для определения нормальной средней температуры параллели берутся несколько равноотстоящих на ней точек. Температуру в этих точках вычисляют методом интерполяции, пользуясь ближайшими к ним изотермами, а затем определяют среднюю температуру параллели. Соединяя точки с одинаковыми аномалиями, строят карты изаномал. В январе аномально холодные почти вся Азия и Северная Америка. Атлантический океан и Европа, наоборот, аномально теплые. В июле наибольшие положительные аномалии наблюдаются над Юго-Западной Азией и над Северной Африкой, наибольшие отрицательные – над океанами в северном полушарии.

На карте изаномал хорошо видно влияние поверхности, океанских течение и переноса воздуха на его температуру.

Тепловые пояса.

Тропики и полярные круги, ограничивающие пояса освещенности, нельзя считать границами тепловых (температурных) поясов. На распределение температуры, кроме фигуры и положения Земли, сказывается влияние ряда факторов: распределение суши и воды, теплые и холодные океанские  и воздушные течения. Поэтому за границы тепловых поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь: жаркий пояс расположен между годовыми изотермами +20º северного и южного полушарий;

два умеренных пояса ограничены со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов +10° самого теплого месяца;

два холодных пояса находятся между изотермами +10° и 0° самого теплого месяца;

два пояса мороза расположены около полюсов и ограничены изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном – область к югу от параллели 60° ю.ш.

Вода в атмосфере

В земной атмосфере одновременно содержится около 12000–13000 куб. км водяного пара. Вода попадает в атмосферу в основном в результате испарения с земной поверхности. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и снова выпадает на земную поверхность. Совершается постоянный круговорот воды, возможный благодаря ее способности находится в трех состояниях и легко переходить из одного состояния в другое.

Влажность воздуха определяется содержанием водяного пара и характеризуется абсолютной влажностью, максимальным влагосодержанием, относительной влажностью, дефицитом влажности и точкой росы.

Абсолютная влажность – фактическое содержание водяного пара в атмосфере, измеряемое его весом в граммах на 1 куб м (q) или упругостью (e), т.е. оказываемым на подстилающую поверхность давлением в миллиметрах ртутного столба и миллибарах.

Числовые значение q и e очень близки друг к другу. При температуре 16,4º они совпадают.

Максимальное влагосодержание (Q) или упругость водяного пара (E), насыщающего воздух – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Максимальное влагосодержание находится в прямой зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара он может содержать. При низких температурах воздух способен содержать очень малое количество водяного пара. Поэтому снижение температуры воздуха может вызвать конденсацию водяных паров.

Относительная влажность (r) – отношение абсолютной влажности к максимальному влагосодержанию, выраженное в процентах:

r =  · 100, или  · 100

Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении E = er=100%

Дефицит влажности (Д) – недостаток насыщения при данной температуре ((Д = Е – е).

Точка росы (Т°) – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его. При относительной влажности воздуха меньше 100% точка росы всегда ниже фактической температуры воздуха. Чтобы довести температуру воздуха до Т°, его нужно охладить.

Испарение.

Вода попадает в атмосферу в результате процесса испарения, заключающегося в преодолении быстродвижущимися молекулами воды сил сцепления в отрыве их от поверхности воды и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем большее их число попадает в атмосферу. Встречая сопротивление воздуха, часть молекул возвращается обратно на испаряющую поверхность. Этому способствует уже содержащийся в воздухе водяной пар. При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.

Скорость испарения зависит от дефицита влажности и от скорости ветра.

Процесс испарения сопровождается понижением температуры испаряющей поверхности. На испарение 1 г воды затрачивается 600 кал, на испарение 1 г льда – на 77 кал меньше.

Испарение с поверхности океана на всех широтах значительно больше, чем с поверхности суши. В течение года оно изменяется мало. При достаточном количестве тепла испарение больше во влажный период, при низких температурах – вообще невелико.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на поверхности испарение с нее не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности.

Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменением температуры испаряющей поверхности и воздуха, интенсивности испарения и конденсации, переноса влаги в атмосфере.

Годовой ход абсолютной влажности воздуха соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой наименьшая.

Суточный и годовой ход относительной влажности воздуха почти всегда противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15–16 часов.

В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум – на самый теплый.

Распределение влажности воздуха у земной поверхности в основном зонально. Абсолютная влажность в общем убывает от экватора к полюсам. Максимальная абс. влажность над Красным морем, минимум – над Антарктидой.

Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало. Наибольшая среднегодовая величина в устье Амазонки, наименьшая – в Хартуме (долина Нила).

В воздухе, насыщенном водяным паром, в результате понижения температуры до точки росы или увеличения количества водяного пара возникает конденсация. При температуре ниже 0º водяной пар может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.

В совершенно чистом воздухе конденсация и сублимация не происходят даже при большом перенасыщении его водяным паром. Присутствие ядер конденсации (пыль, дым, соль, и др.) вызывает быстрое осаждение на них влаги.

Когда воздух охлаждается от подстилающей поверхности, достигая точки росы, на нем происходит конденсация водяного пара. На поверхность в зависимости от температуры и условий конденсации оседают роса, иней, жидкий и твердый налет, изморозь, гололед.

Роса – мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Появляется она ночью на поверхности, охладившейся в результате излучения тепла.

Иней – твердый, белый осадок. Образуется в тех же условиях, что и роса при температ. ниже 0°.

Жидкий и твердый налет – тонкая водяная или ледяная пленка на вертикальных поверхностях стен, столбов и т.п., возникающая при смене холодной погоды теплой в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.

Изморозь – ледяные кристаллы (кристаллическая изморозь) или рыхлый лед (зернистая изморозь), нарастающий с наветренной стороны предметов (ветви деревьев, провода и т.п.), Кристаллическая изморозь легко осыпается, зернистая – обладает большой прочностью и достигает мощность многих сантиметров. Изморозь оседает из воздуха насыщенного влагой , при температуре ниже –15º.

Гололед – сплошной слой плотного льда на земной поверхности (гололедица)  и предметах. Появляется главным образом при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность.

Скопление продуктов конденсации или сублимации в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка различаются размерами капелек и вызывают различную степень снижения видимости: при тумане видимость – 1 км, при дымке – более 1 км.

Если конденсация или (сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением  и разнообразием форм. Поднявшийся туман может образовать облака.

Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим (т.е. без обмена теплом с окружающим воздухом) охлаждением поднимающегося воздуха. Подымаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает уровня конденсации – границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Выше, при наличии ядер конденсации, могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации.

Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции – границей распространения восходящих токов воздуха.

На большой высоте, там, где температура поднимающегося воздуха ниже нуля, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация обычно происходит при температуре –10°, –15º. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, они могут испаряться.

В зависимости от преобладания тех или других элементов, облака делят на водяные, ледяные и смешанные. Водяные облака состоят из очень мелких капелек диаметром от тысячных до сотых долей миллиметра. При отрицательной температуре капельки переохлаждены. В 1 куб. см водяного облака их находится несколько сотен. Ледяные облака состоят из кристалликов льда. Так как эти кристаллики образуются в воздухе при низкой температуре и малом содержании водяного пара, количество их в единице объема облака значительно меньше количества капелек в том же объеме водяного облака. Смешанные облака содержат одновременно переохлажденные капельки разных размеров и кристаллики льда.

В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные – в средних и ледяные – в верхних.

В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и внешнему виду.

По высоте облака делятся на четыре семейства:

I – облака верхнего яруса, находящиеся на высоте выше 6000 м;

II – облака среднего яруса на высоте от 2000 до 6000 м;

III – облака нижнего яруса на высоте ниже 2000 м;

IV – облака вертикального развития. Основание этих облаков находится на уровне нижнего яруса (1000–2000 м), а вершина может достигать облаков верхнего яруса.

По внешнему виду различают 10 родов облаков. Роды распределяются по семействам облаков следующим образом:

I семейство (верхний ярус)

1. Перистые – Cirrus (С) – отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, без теней, обычно белые, часто блестящие.

2. Перисто-кучевые – Cirrocumulus (СС) – слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней.

3. Перисто-слоистые – Cirristratus (Cs) – тонкая белая просвечивающая пелена.

Все облака верхнего яруса ледяные.

II семейство (средний ярус)

4. Высококучевые – Altocumulus (Ac) – слои или гряды из белых пластин, шаров, валов. Состоят из мельчайших капелек воды.

5. Высокослоистые – Altostratus (As) – ровная или слегка волнистая пелена более или менее серого цвета. Относятся к облакам смешанным.

III семейство (нижний ярус)

6. Слоисто-кучевые – Stratocumulus (Sc) – слои и гряды из глыб и валов серого цвета. Состоят из капель воды.

7. Слоистые – Stratus (St) – пелена облаков серого цвета. Обычно это облака водяные.

8. Слоисто-дождевые – Nimbostratus (Ns) – Бесформенный серый слой. Часто эти облака сопровождаются нижележащими разорвано-дождевыми облаками. Слоисто-дождевые облака – смешанные.

IV семейство (облака вертикального развития)

9. Кучевые – Cumulus (Cu) – плотные облачные клубы и кучи с почти горизонтальным основанием. Кучевые облака водяные. Кучевые облака с разорванными краям называются разорвано-кучевыми.

10. Кучево-дождевые – Cumulonimbus (Cn) – плотные клубы, развитые по вертикали, в нижней части водяные, в верхней – ледяные.

Облачность – степень покрытия неба облаками. Определяется она визуально в десятых долях покрытия неба: 0– чистое небо, 1 – одна десятая часть неба покрыта облаками, 10 – сплошная облачность.

В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два максимума: ранним утром и после полудня. Ранним утром понижение температуры и увеличение относительной влажности воздуха способствует развитию слоистых облаков, после полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летом дневной максимум выражен сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака и максимум облачности приходится утренние и ночные часы. Над океаном суточный ход облачности обратен ходу ее над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум – на день. Над водной поверхность конвекция развивается особенно сильно ночью. В это время в нижних слоях воздух, соприкасающихся с теплой водой, температура меняется мало. На некоторой высоте воздух охлаждается вследствие излучении и возникают конвективные токи, приводящие к образованию облаков.

Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах она в течение года существенно не меняется. Над континентами максимум приходится на лето. Летний максимум отмечается также в районах развития муссонов и над океанами в высоких широтах.

Облачность на всех широтах над водной поверхность больше, чем над сушей. Над сушей отчетливее выражена зональность в распределении. В общем распределении видны два максимума: над экватором – результат мощного восходящего тока воздуха и над 60–70° северной и южной широты – результат поднятия воздуха в циклонах. Максимальная средняя годовая облачность наблюдается в Белом море.

Роль облаков: переносят влагу, с ними связаны осадки, отражают и рассеивают радиацию, задерживают излучение от поверхности Земли, без них колебания температуры были бы очень резкими.

Атмосферными осадками называют воду, выпавшую на поверхность из атмосферы в виде дождя, мороси, снега, крупы, града.

Осадки выпадают в основном из облаков, но далеко не всякое облако дает осадки. Капельки воды и кристаллики льда в облаке очень малы, они легко удерживаются воздухом, и даже слабые восходящие токи увлекают их вверх. Для образования осадков требуется укрупнение элементов облака настолько, что они могли преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение происходит, во-первых, в результате слияния капелек и сцепления кристаллов, во-вторых, и это главное, в результате испарения одних элементов облака, диффузного переноса и конденсации водяного пара на других элементах.

При наличии в водяном облаке капель разного размера начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их рост. Но так как этот процесс очень медленный, из водяных облаков (слоистых, слоисто-кучевых) выпадают очень мелкие (диаметром до 0,5 мм) капли. Облака, однородные по своей структуре вообще осадков не дают. Особенно благоприятные условия для возникновения осадков в облаках вертикального развития, в нижней части такого облака -- капли воды, в верхней – кристаллы льда, в промежуточной зоне – переохлажденные капли и кристаллы.

Летом, когда воздух нагрет и имеет большой дефицит влажности, выпадающие из облаков осадки могут не достигать поверхность, испаряясь на лету. Диаметр дождевых капель – от 0,05 до 7 мм (в среднем 1,5 мм), более крупные капли растворяются в воздухе. Капли. Диаметром до 0,5 мм образуют морось. Падение капелек мороси на глаз незаметно. Настоящий дождь тем крупнее, чем сильнее восходящие токи воздуха,

Температура падающих капель всегда несколько ниже температуры воздуха.

Если кристаллы льда, выпадающие из облака, не тают воздухе, на поверхность выпадают твердые осадки. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы льда с образовавшимися в процессе сублимации лучами. Мокрые снежинки, слипаясь образуют хлопья снега. Снежная крупа – сферокристаллы, возникающие при беспорядочном росте ледяных кристаллов в условиях высокой относительной влажности (более 100%). Если снежная крупа покрывается тонкой ледяной оболочкой, она превращается в ледяную крупу.

Град выпадает в теплое время года из мощных кучево-дождевых облаков. Обычно выпадение его непродолжительно. Градины образуются в результате неоднократного перемещения ледяной крупы вверх и вниз. Падая вниз, крупинки попадают в зону переохлажденных капелек воды и покрываются прозрачной ледяной оболочкой, затем они снова поднимаются в зону ледяных кристаллов, и на их поверхности образуется непрозрачный слой из мельчайших кристалликов. Градина имеет снежное ядро и ряд чередующихся прозрачных и непрозрачных ледяных оболочек. Количество оболочек и размер градины зависят от того, сколько раз она поднималась и опускалась в облаке. Чаще выпадают градины диаметром 6—20 мм, но встречаются и значительно более крупные. Так, 1 мая 1945г в Англии выпали градины диаметром до  37 мм, отдельные градины достигали 75 мм в диаметре. Обычно град выпадает в умеренных широтах, редкое но наиболее интенсивное выпадение града бывает в тропиках. В полярных районах град вообще не выпадает.

Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в мм, который мог бы образоваться в результате выпадения на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения и просачивания в почвогрунт. По интенсивности (количеству миллиметров осадков в 1 мин.) осадки делятся на слабые, умеренные и сильные.

Характер выпадение осадков зависит от условий их образования. Обложные осадки обычно выпадают в виде дождя из дождевых облаков. Отличаются равномерностью и длительностью выпадение. Ливневые осадки выпадают из кучево-слоистых облаков в виде дождя и града. Характеризуются быстрым изменением интенсивности и непродолжительным выпадением. Моросящие осадки падают из слоистых и слоисто-кучевых облаков.

Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачности. Выделяются два типа суточного хода осадков: континентальный и морской. Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем; морской тип – один максимум (ночью) и один минимум (днем).

Годовой ход осадков различен в разных широтах и в разных районах одной и той же зоны. Для годового режима осадков в экваториальных широтах характерны два дождливых периода (после равноденствий), разделенных двумя сухими. По направлению. к тропикам происходят изменения в годовом режиме осадков, выражающиеся в сближении влажных периодов и в слиянии их близ тропиков в один обильный дождями период, длящийся 4 месяца в году. Субтропические широты также имеют один дождливый период, но он приходится на зимний сезон. В умеренных широтах годовой ход осадков различен над океаном, над внутренними частями и побережьями материков. Над океаном преобладают зимние осадки, над материками – летние. Летние осадки типичны и для полярных широт. Объяснить годовой ход осадков в каждом случае можно лишь с учетом циркуляции атмосферы. Наглядное представление о распределении осадков по земной поверхности дает карта изогиет.

Наиболее обильны осадки в экваториальных широтах. На экваториальных островах выпадает Тихого океана выпадает до 4000–5000 мм осадков в год, а на наветренных склонах гор тропических островов до 10 000 мм. Причиной большого количества осадков являются мощные конвективные токи очень влажного воздуха. К северу и югу от экваториальных широт количество осадков уменьшается, достигая минимума около параллели 25--35°, где среднее годовое количество осадков не более 500 мм. Во внутренних частях континентов и на западных побережьях дожди местами не выпадают в течение нескольких лет. В умеренных широтах количество осадков снова возрастает составляя в среднем около 800 мм в год; во внутренних частях континентов их меньше, на берегах океана – больше. В высоких широтах при низкой температуре и малом содержании влаги в воздухе годовое количество осадков невелико.

Максимальное годовое количество осадков в Черапунджи (идия) – 12 000 мм.

За счет выпадение на земную поверхность снега в условиях достаточно низкой для его сохранения температуры образуется снежный покров. Его характеризуют высотой и плотностью. Высота снежного покрова, измеряемая сантиметрами, зависит от количества осадков от плотности снега, от рельефа, от растительного покрова, от ветра. Наибольшая высота снежного покрова в умеренных широтах отмечена в среднем течение Енисея (110 см), в горах она может достигать нескольких метров. Снежный покров хорошо предохраняет почву от промерзания.

Обладая большим альбедо и большим излучением, снежный покров способствует понижению температуры приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду.

В полярном и высокогорных районах снежный покров лежит постоянно. Продолжительность его залегания в умеренных широтах находится в зависимости от климатических условий.

Таяние снега происходит в основном воздействием на него теплого воздуха, приходящего из других районов. Под действием солнечных лучей тает только 36% снега. Таянию способствует теплый дождь.

Для оценки условий увлажнения поверхности недостаточно знать количество осадков. При одинаковом количестве осадков, но различной испаряемости условия увлажнения могут быть различными. Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения (К), представляющим собой отношение количества атмосферных осадков, выпадающих за определенный период (R), к испаряемости (Em) за тот же период.

K =

Атмосферное давление

Вес атмосферы в миллион раз меньше веса Земли, однако давление, оказываемое атмосферой на земную поверхность, весьма значительно и составляет 1033,3 г на каждый кв. сантиметр поверхности на уровне океана. Это давление уравновешивается давлением столбика ртути высотой 760 мм, сечением 1 кв. см при температуре 0º, на том же уровне, на широте 45°. Давление 760 мм рт ст. принято считать нормальным атмосферным давлением. В настоящее время общепринятой единицей измерения давления является миллибар. 100 мб соответствует 750 мм рт. Ст.

С высотой давление убывает, т.к. мощность вышележащего слоя атмосферы становится меньше. Расстояние, на которое нужно подняться или опустится, для того, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 мб, называют барометрической ступенью.

Наблюдения показывают, что давление во времени изменяется постоянно и в широких пределах. Колебания давления в одном месте могут иметь большую амплитуду.

Суточный ход давления отличается плавными колебаниями и имеет два максимума (в 10 и 22 часа по местному времени) и два минимума (в 4 и в 16 часов). Эти колебания давления особенно хорошо выражены в экваториальных и тропических широтах (3—4 мб), по направлению к полюсам амплитуда их уменьшается (до 0,3 мб).

Годовые амплитуды колебаний давления в направлении от низких широт к высоким увеличиваются. При этом над материками колебания более значительны, чем над океанами. Годовой ход давления также различен. Над материками максимум – лето, над океаном – зимой.

Распределение давления в слое атмосферы наглядно можно показать на рисунке с помощью поверхностей, проведенных через точки с одинаковым давлением и называемых изобарическими поверхностями. В области повышенного давления образуется система криволинейных изобарических поверхностей, обращенных выпуклостью вверх. В области пониженного давления – вниз.

Линии, образующиеся от пересечения изобарических поверхностей с поверхностью океана, называются изобарами. Изобары соединяют точки с одинаковым давлением.

Прямолинейные изобары возникают от пересечения поверхности параллельными изобарическими поверхностями по некоторым углом. Замкнутые изобары образуются при пересечении поверхности выпуклыми или вогнутыми чашеобразно изобарическими поверхностями. Система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре – барический минимум, то же с повышенным – барический максимум. Незамкнутая система изобар, соответствующая вытянутому языку пониженного давления  – барическая ложбина, язык повышенного давления – барический гребень.

Густота расположения изобар зависит от изменения давления на единицу расстояния. Изменения давления в горизонтальном направлении характеризуется барическим градиентом – изменением давления на единицу расстояния в сторону убывающего давления, в направлении, перпендикулярном изобаре.

На карте среднего многолетнего распределения давления в январе видна зона пониженного давления на экваторе (экваториальная депрессия), внутри которой над материками (особенно в южном полушарии) выделяются замкнутые области с давлением ниже 1010 мб. К северу и югу от экваториальной депрессии располагаются зоны высокого давления, распадающиеся на замкнутые области, особенно хорошо выраженные над океанами в южном полушарии (Южно-Индийский, Южно-Тихоокеанский, Южно-Атлантичекий максимумы). Их разделяют области пониженного давления, возникающие над нагретыми материками. В северном полушарии барические максимумы, формирующиеся над океанами – Северо-Атлантический и Северо-Тихоокеанский – объединяются с обширным максимумом над Азией, распространяющимся на тропические, субтропические, умеренные и субполярные широты, и с максимумами над Северной Америкой в сплошную зону высокого давления. В умеренных и субполярных широтах северного полушария над океанами располагаются барические минимумы над материками – упомянутые выше области высокого давления. Над Арктикой давление повышенное, но замкнутая область повышенного давления выделяется только над Гренландией. В умеренных и субполярных широтах южного полушария – сплошная зона низкого давления. Над Антарктидой – устойчивый, барический максимум.

В июле экваториальная зона низкого давления смещается в северное полушарие. Над материками низкое давление распространяется далеко на север, в тропические и умеренные широты северного полушария, образуя обширные летние депрессии с центрами около 30º с.ш. Северо-Атлантический и Северо-Тихоокеанский максимумы также сдвигаются к северу и усиливаются. В умеренных и субполярных широтах северного полушария значительно ослабевающие депрессии над океанами объединяются с депрессиями над материками в сплошную зону низкого давления, к северу от которой давление очень незначительно повышается.

В южном полушарии в субтропических и тропических широтах высокое давление не ограничивается тремя максимумами над океанами, а распространяется и на охлаждающиеся материки, образуя зону высокого давления. В умеренных и субтропических широтах южного полушария, так же как в январе располагается зона низкого давления. Над Антарктидой – высокое давление.

Анализ карт изобар января и июля позволяет заметить выраженную весь год зональность в распределении давления, особенно отчетливо проявляющуюся над океанами. Весь год существует зона пониженного давления над экватором. В субтропических широтах в течение всего года сохраняется зона высокого давления, распадающаяся на отдельные максимумы над океанами. Отчетливо видны зона пониженного давления в умеренных широтах (сплошная в южном полушарии и разделяющаяся в северном) и зона высокого давления над полюсами. В зависимости от сезона зоны высокого и низкого давления над океаном смещаются к северу и югу.

Над материками области выс. И низк. Давления не только смещаются, но и изменяют по сезонам знак на обратный: на месте барического максимума возникает минимум, и наоборот. Например зимний максимум над Азией сменяется летним минимумом. Барические максимумы и минимумы оказывают очень большое влияние на воздушные течения, на погоду и климат, поэтому их называют центрами действия атмосферы.

Развитие атмосферных процессов над Европой, например, в огромной степени определяется влиянием таких центров, как потсоянные Азорский и Арктический максимумы, сезонный максимум над Азией, постоянный Исландский минимум и сезонный минимум над Азией.

Барические максимумы и минимумы нигде не сохраняются постоянно, давление непрерывно меняется, а карты показывают только преобладание давления в одном месте.

Ветер

Различия в давлении вызывают перемещение воздуха. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра измеряется в метрах в сек. Сила ветра определяется давлением, оказываемым движущимся воздухом на предметы, и измеряется килограммами на 1 кв. м. Сила ветра зависит от его скорости: сила = скорость • 0,25 (коэффициент). Сила трения уменьшает скорость ветра примерно в два раза (что сказывается до высоты 1000 м).

В приземном слое атмосферы мощностью 100 м летом и 50 м зимой максимальная скорость ветра наблюдается в 13-14 часов, минимальная – в ночные часы. В более высоких слоях атмосферы суточный ход скорости ветра обратный.

Направление ветра определяется положением той точки горизонта, от которой он дует

Направление ветра изменяется вместе с изменениями в распределении давления. Наглядное представление о повторяемости ветров дают розы ветров.

Направление ветра зависит от направления барического градиента, оклоняющего действия вращения Земли, от трения.

Воздушные массы

Воздух тропосферы не везде одинаков, потому что неодинаково распределение солнечного тепла по земной поверхности и очень различна сама поверхность В результате взаимодействия с подстилающей поверхностью воздух приобретает те или иные физические свойства, а перемещаясь из одних условий в другие, быстро изменяет их – трансформируется. При этом изменяются прежде всего температура и влажность.

Относительно однородные массы воздуха, распространяющиеся на несколько тысяч километров в горизонтальном направлении и на несколько километров в вертикадльном называют воздушными массами.

Воздушные массы формируются при условии длительного пребывания над относительно однородной территорией (частью континента, океана). Однако и при этом условии воздушная масса не может формироваться как единое целое, обладающее во всех частях одинаковым свойством. Движение воздушной массы также нельзя представит как движение единого тела в одном направлении. На разной высоте в одной воздушной массе движение воздуха часто бывает противоположным.

Различают теплые и холодные воздушные массы (ТВ и ХВ). Первые перемещаются с более теплой поверхности на более холодную, вторые, наоборот, с боле холодной на более теплую.

Теплая воздушная масса охлаждается от подстилающей поверхности, вертикальный температурный градиент в ней уменьшается, ??? часто наблюдается ??? инверсия. Обычно такая воздушная масса устойчива. При большой влажности в надвигающейся на холодную поверхность теплой массе воздуха образуются адвективные туманы, над непрерывным покровом тумана часто располагаются слоистые облака, из которых выпадают моросящие осадки.

Холодная воздушная масса, приходящая на более теплую поверхность, прогревается от нее, вертикальный температурный градиент возрастает, и воздушная масса обычно бывает неустойчивой. Возникает термическая конвекция, образуются конвективные облака, выпадают ливневые осадки. В некоторых областях благодаря малой величине и непостоянству направления барического градиента движение воздушных масс замедляется, что создает условия для формирования существенно отличных друг от друга воздушных масс.

Выделяются четыре зональных очага формирования воздушных масс: экваториальная зона низкого давления, субтропическая зона высокого давления, зимние максимумы над континентами в умеренных широтах, сменяемые летом депрессиями, полярные зоны (арктическая и антарктическая). Соответственно различаются четыре типа воздушных масс, называемых географическими типами: экваториальный — ЭВ, тропический — ТВ, умеренный (полярный) —УВ (ПВ) и арктический (антарктический) — АВ. Перечисленные типы воздушных масс отличаются температурой, влажностью, степенью запыленности. Каждый из четырех типов подразделяется на подтипы: морской (мАВ, мУВ, мТВ, мЭВ) и континентальный (кАВ, кУВ, кПВ, кЭВ), различающиеся прежде всего по влажности.

Арктический (антарктический) воздух отличается от воздуха умеренных широт (полярного) более низкими температурами, меньшей абсолютной влажностью и малой запыленностью. Тропический воздух, наоборот, имеет более высокую температуру, чем умеренный, континентальный его подтип характеризуется сухостью и запыленностью, морской тропический воздух влажный. Экваториальная воздушная масса влажная и теплая, но ее температура вследствие затрат тепла на испарение может быть несколько ниже температуры тропического воздуха. Деление экваториального воздуха на морской и континентальный почти не выражено, так как в экваториальных широтах испарение и над материками очень велико.

Воздушные массы не обладают во всех частях вполне одинаковыми свойствами, типы воздушных масс не могут иметь стандартных характеристик, а их приход не сопровождается всегда строго одними и теми же изменениями состояния атмосферы.

АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ

Различные по своим физическим свойствам воздушные массы в результате постоянного их перемещения встречаются друг с другом. Пространство между двумя соприкасающимися воздушными массами (условная поверхность раздела различных по свойствам масс), характеризующееся резкими изменениями метеорологических элементов, называется атмосферным фронтом (фронтальной поверхностью).

Фронтальная поверхность располагается всегда под углом к земной поверхности и наклонена в сторону более холодного воздуха, вклинивающегося под теплый. Угол наклона фронтальной поверхности обычно меньше 1°. Это значит, что фронтальная поверхность на расстоянии 200 км от линии фронта будет располагаться на высоте всего 1—2 км. От пересечения фронтальной поверхности с поверхностью Земли образуется линия атмосферного фронта.

Ширина атмосферного фронта в приземном слое может быть от нескольких километров до нескольких десятков километров, длина — от нескольких сотен до нескольких тысяч километров.

Если воздушные течения направляются с обеих сторон вдоль фронта, он заметно не перемещается ни в сторону холодного, ни в сторону теплого воздуха. Такой фронт называется стационарным. Если же воздушные течения имеют составляющую, перпендикулярную фронту, происходит его смещение в ту или другую сторону в зависимости от того, которая из двух воздушных масс активнее. В соответствии с этим и фронты делятся на теплые и холодные.

Теплый фронт перемещается в сторону холодного воздуха, более активной в этом случае оказывается теплая воздушная масса. Теплый воздух натекает на отступающий холодный, поднимаясь вверх по плоскости раздела (восходящее скольжение). При отступлении холодного воздуха нижние его слои в результате трения о поверхность несколько отстают и фронт поднимается очень полого. При медленном поднятии теплого воздуха формируются типичные облачные системы.

Холодный фронт перемещается в сторону теплого воздуха. Более активный холодный воздух движется быстрее теплого, подтекая под него и выталкивая его вверх. При этом нижние слои холодного воздуха отстают в своем движении от верхних и фронтальная поверхность круто поднимается над поверхностью Земли. В зависимости от степени устойчивости теплого воздуха и от скорости движения фронтов различают холодный фронт 1-го и 2-го родов. При смыкании теплого и холодного фронтов возникает фронт окклюзии. Смыкание фронтов происходит потому, что холодный фронт, перемещаясь быстрее теплого, может нагнать его. Теплый воздух, оказавшийся в пространстве между двумя фронтами, вытесняется вверх, и холодные воздушные массы двух фронтов соединяются.

Сплошных атмосферных фронтов между географическими типами воздушных масс нет, но существуют фронтальные зоны, в которых постоянно возникают, обостряются и разрушаются множество фронтов различной интенсивности. Эти зоны называют также климатическими фронтами. Они разделяют области преобладания различных типов воздушных масс. Между арктической (антарктической) воздушной массой и массами воздуха умеренных широт располагается арктический (антарктический) фронт, массу умеренного воздуха от тропических отделяет полярный фронт северного и южного полушария, тропические массы воздуха от масс воздуха экваториального отделены тропическим фронтом.

Все фронты непрерывно перемещаются и изменяются, поэтому действительное положение того или иного участка фронта может значительно отклоняться от многолетнего среднего его положения. По расположению климатических фронтов в разные сезоны можно судить об изменениях, происходящих в расположении типов воздушных масс.

ТЕРМИЧЕСКАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОЗДУХА

Основная причина движения воздуха — неравномерное нагревание земной поверхности. В слое атмосферы, расположенном над одинаково нагретой поверхностью, давление будет распределяться равномерно, постепенно понижаясь с высотой. Изобарические поверхности займут положение, параллельное земной поверхности и друг другу. Допустим, что один из участков поверхности получает больше тепла, чем соседние с ним участки. От нагретой поверхности участка нагревается находящийся над ним воздух. Возникнет восходящее движение — вынос частичек воздуха из нижней части слоя наверх. В результате нагретый слой расширится (поднимается его верхняя граница), но масса воздуха, оказывающая давление на поверхность, от этого не станет меньше. В этом случае нагревание воздуха еще не вызовет изменения давления на поверхность. В то же время над нагретым участком, в теплом воздухе, давление на всех уровнях, кроме нижнего, возрастет за счет воздуха, поступившего снизу, и будет выше, чем над соседними участками. Изобарические поверхности поднимутся, расстояние между ними увеличится. Наверху начнется отток воздуха от большего давления к меньшему, а это вызовет уменьшение массы воздуха над теплым участком и понижение давления на его поверхность. Одновременно приток воздуха наверху к соседним, менее нагретым участкам вызовет повышение давления на их поверхность. Изобарические поверхности в нижней части рассматриваемого слоя атмосферы изогнутся книзу. С высотой изгиб их уменьшается, и наверху они сохраняют свою форму (выгнутостью вверх).

В соответствии с распределением давления у поверхности возникает движение воздуха в сторону нагретого участка. Отток воздуха из мест с более высоким давлением компенсируется его опусканием. Таким образом, неравномерное нагревание поверхности вызывает термическую циркуляцию воздуха: восходящее движение над нагретым участком, отток на некоторой высоте в стороны, опускание над соседними, менее нагретыми участками и движение воздуха у поверхности к нагретому участку.

Термическая циркуляция воздуха может быть вызвана также неравномерным охлаждением поверхности. В этом случае над охлажденным участком охлаждающийся от него воздух сжимается, и на некоторой высоте давление становится ниже, чем на том же уровне над соседними, менее холодными участками. Наверху возникает движение воздуха в сторону холодного участка и рост давления на его поверхность, соответственно над соседними участками давление понижается. У поверхности воздух начинает растекаться из области повышенного давления в область пониженного, т. е. от холодного участка. Отток воздуха компенсируется опусканием на его место воздуха сверху.

Нетрудно заметить, что нагревание и охлаждение воздуха от подстилающей поверхности не привели бы к изменению давления на поверхность, если бы не сопровождались перемещением наверху. Именно отток воздуха над нагретым участком и приток его к охлажденному отражаются в изменениях давления на поверхность Земли. Таким образом, термические условия (изменение температуры) приводят к появлению динамических условий (уменьшение или увеличение массы воздуха над участком) изменения давления.

Термические циркуляции разных масштабов возникают в атмосфере постоянно. Пример термической циркуляции — местный ветер бриз.

 

МЕСТНЫЕ ВЕТРЫ

Местными называют ветры, характерные для определенных географических районов и связанные своим происхождением с местными условиями. Причиной возникновения местных ветров может быть неравномерное нагревание воздуха от подстилающей поверхности (бризы, горно-долинные ветры).

Бризы возникают на берегах морей, больших озер и некоторых крупных рек и характеризуются резкой сменой направления в течение суток.

Днем, когда суша нагрета больше, чем вода, воздух над ней поднимается и наверху оттекает в сторону водоема. В приземных слоях ветер начинает дуть с моря на сушу — морской бриз. Уходящий в сторону суши воздух компенсируется опусканием его над морем. Береговой бриз возникает ночью, когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и когда циркуляция воздуха противоположна дневной. При восходящих токах (днем над сушей, ночью над водой) образуются облака. При нисходящих токах небо безоблачное.

Так как днем контрасты в температурах между сушей и водой больше, чем ночью, морские бризы выражены сильнее, чем береговые: их скорость больше (до 7 м/сек), мощность значительнее (до 1000 м), по¬оса, захватываемая ими, шире (до 100 км).

Бризы особенно резко выражены там, где суточные колебания температуры велики, например в тропической зоне.

Горно-долинные ветры можно разделять на два типа: ветры склонов и собственно горно-долинные. Ветры склонов возникают в результате различного нагрева и охлаждения воздуха на одном и том же уровне у поверхности склона и в свободной атмосфере. Днем воздух у склонов нагревается сильнее, чем воздух на том же уровне на расстоянии от склона, в результате возникает ветер вверх по склону. Ночью наблюдается обратная картина.

Собственно горно-долинные ветры вызываются тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте над соседней равниной. Днем он поднимается по дну долины (долинный ветер), ночью стекает вниз (горный ветер).

Местные ветры (фён, бора), возникающие вследствие воздействия рельефа на воздушные течения, при определенном распределении давления называют орографическими.

Фён — теплый, сухой и порывистый ветер с гор, часто покрытых снегом и ледниками. Он возникает при большом различии атмосферного давления по одну и по другую сторону горного хребта. Переваливая через хребет в сторону пониженного давления, воздух на наветренном склоне охлаждается (на 1° на 100 м до границы конденсации и на 0,5—0,6° на 100 м выше границы конденсации) и теряет влагу (образуются облака, выпадают осадки). На перевальной высоте воздух имеет соответственно более низкую, чем в начале поднятия, температуру и абсолютную влажность, совпадающую с максимальным влагосодержанием при данной температуре. На подветренном склоне воздух, опускаясь, адиабатически нагревается (на 1° на 100 м) и удаляется от точки насыщения, приобретая черты, характерные для фена (сравнительно высокую температуру и низкую относительную влажность).

Фён часто дует зимой и весной. При большом дефиците влажности воздуха он вызывает быстрое таяние и испарение снега (фён называют «пожирателем снега»), а весной действует иссушающе на растения. Продолжительность фена — от нескольких часов до нескольких суток, скорость — от затишья до 20 %м/сек. Фён очень распространен. В России и ближнем зарубежье его можно наблюдать на Кавказе, в горах Средней Азии, в Якутии.

БорА — холодный сильный ветер, дующий с невысоких (до 1000 м) прибрежных гор в сторону моря, преимущественно в холодное время года. Бора возникает в том случае, если холодный воздух над сушей отделен от теплого воздуха над водой невысоким хребтом. Холодный воздух постепенно скапливается перед хребтом и с большой скоростью скатывается вниз к морю. Опускаясь, он адиабатически нагревается, но разность температур холодного и теплого воздуха все равно остается большой. В результате температура на побережье резко понижается.

Хорошо изучена новороссийская бора. Через Мархотский перевал (450 м) на хребте Варада к Черному морю со стороны суши устремляется масса холодного воздуха. Скорость ветра достигает 40 м/сек, в отдельных случаях — 60 м1сек. Температура на берегу моря иногда понижается до — 20,—25°. Брызги воды, вызванные ветром, замерзают, и слой льда мощностью до 4 м быстро покрывает набережную, различные предметы на берегу и суда в море. Так как бора проявляется в море на расстоянии не более 3—5 км, суда спешат уйти из бухты.

Бора наблюдается на западном берегу Байкала (сарма), на Новой Земле (горная), в Провансе (мистраль), в Техасе (норзер), на побережье Антарктиды и в других местах.

ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ

Неравномерное нагревание подстилающей поверхности при участии отклоняющей силы вращения Земли может вызвать образование атмосферных вихрей.

Допустим, что замкнутый участок поверхности нагревается значительно сильнее, чем остальная поверхность. Очевидно, над таким участком возникнет восходящее движение воздуха, сопровождающееся растеканием (расходимостью) его наверху в стороны. Это приведет к появлению у поверхности замкнутой области пониженного давления с вихреобразным перемещением воздуха от периферии к центру. Вихревое поднятие в центре и растекание воздуха наверху обеспечивают отток приходящего с периферии воздуха и поддерживают низкое давление. Возникает  восходящий атмосферный вихрь, существование которого возможно до тех пор, пока сохраняются причины, обеспечивающие отток воздуха наверху в стороны. Если отток прекращается, происходит заполнение воздухом области пониженного давления и выравнивание давления.

Можно также представить положение, при котором менее нагретьый (охлаждающийся) участок окажется среди сравнительно теплой поверхности. В этом случае произойдет уплотнение воздуха, вызванный этим приток его наверху к центру и, как следствие, возникновение у поверхности замкнутой области повышенного давления с вихревым движением воздуха от центра к периферии (растекание). Место воздуха ушедшего от центра, занимает воздух, опускающийся сверху. Возникает вихрь с нисходящим движением в центре. Если приток воздуха наверху прекращается, исчезают условия существования нисходящего вихря. Атмосферные вихри, обусловленные неравномерным нагреванием подстилающей поверхности — явление не редкое, но, как правило, они имеют незначительные размеры и существуют недолго.

В атмосфере постоянно возникают, развиваются и исчезают вихри очень больших масштабов (диаметром от сотен до 2 тыс. км и более) называемые циклонами и антициклонами. Роль этих вихрей в атмосферных процессах очень велика.

Циклоны — восходящие атмосферные вихри с сильно наклонной осью вращения, проявляющиеся у поверхности Земли замкнутой областью пониженного давления (барическим минимумом) с соответствующей системой ветров от периферии к центру (против часовой стрелки в северном полушарии).

Антициклоны — нисходящие атмосферные вихри с наклонной осью вращения проявляющиеся у поверхности Земли замкнутой областью повышенного давления (барическим максимумом) с соответствующей системой ветров от центра к периферии (по часовой стрелке в северном полушарии). Вихри, образующиеся над неравномерно нагретой поверхностью, могут дать только первое представление о циклонах и антициклонах. В действительности структура  циклонов и антициклонов значительно более сложная, а  причины их образования еще окончательно не выяснены.

Формирование циклонов и антициклонов объясняют волновыми движениями потоков воздуха в средних слоях тропосферы.

При отсутствии причин, нарушающих геострофическое равновесие (равенство сил барического градиента и отклоняющего действия вращения Земли), воздух на высоте двигается вдоль изобар в северном полушарии вправо от направления барического градиента. Нарушение условий геострофического равновесия, постоянно наблюдающееся в природе (влияние подстилающей поверхности), вызывает отклонение потоков воздуха от направления изобар. Отклоняясь, поток создает избыток воздуха по одну сторону изобар и недостаток — по другую. В том месте, куда поток принес воздух, давление повышается и изобары, отклоняясь в сторону пониженного давления, очерчивают гребни высокого давления. В том месте, где возникает недостаток воздуха (следствие отклонения потока), изобары, отклоняясь в сторону повышенного давления, оконтуривают ложбины низкого давления. Направление изобар приобретает волнообразный характер. Смещение изобар в сторону пониженного давления выражено сильнее, и поэтому на гребнях изобары расходятся, а в ложбинах сближаются. Следуя по направлению изобар, поток двигается также волнообразно (подобно извивающемуся водному потоку). При незначительной скорости движения он или обтекает гребни и ложбины, или двигается вместе с ними. Быстро двигающийся поток воздуха, сохраняя скорость, по инерции растекается в той части волны, где изобары расходятся, и сжимается в той части, где изобары сближаются.

Все изменения, происходящие в потоке воздуха на высоте, заметно отражаются на изменении давления у поверхности. Под областью растекания воздуха (расходимости) давление на поверхность резко ослабевает, возникает замкнутая область пониженного давления с вихреобразным движением воздуха к центру. В центре области низкого давления воздух поднимается, компенсируя недостаток его наверху, вызванный растеканием. Так образуется в нижнем слое тропосферы циклон.

Под областью сходимости потока давление резко повышается, и здесь формируется замкнутая область повышенного давления, в которой воздух растекается от центра к периферии. Отток воздуха компенсируется его опусканием в центре из области сходимости воздушного потока наверху. Таким образом формируется антициклон.

Возникшие в приземном слое тропосферы циклоны и антициклоны продолжают существовать только до тех пор, пока наверху процессы оттока воздуха от области расходимости и притока в область сходимости изобар оказываются интенсивнее процессов оттока и притока воздуха в центрах вихрей внизу.

Развитие гребней высокого давления может привести к их обособлению и к превращению в замкнутую область высокого давления — высотный антициклон. В результате развития ложбин низкого давления могут сформироваться высотные циклоны.

Высотные антициклоны и циклоны не располагаются непосредственно над приземными. Но в результате того, что, двигаясь в одну сторону с ними при отсутствии трения, они обладают большей скоростью, через некоторое время происходит их смыкание. Приземный антициклон смыкается с располагающимся над ним высотным антициклоном, приземный циклон — с высотным циклоном. Высотные зоны сходимости и расходимости исчезают, вместе с тем исчезают и условия для существования приземных циклонов и антициклонов, и они постепенно ликвидируются.

Наиболее благоприятные условия возникновения волнового движения существуют в зоне атмосферного фронта, т. е. там, где на коротком расстоянии быстро изменяются температура и давление. Поэтому и образование циклонов и антициклонов приурочено к фронтальной зоне, к климатическим фронтам. В циклоне стекание воздуха с разных сторон к центру приводит к сближению теплых и холодных потоков и создает условия для сохранения и развития фронта, проходящего через центр циклона. Циклоны, за редким исключением (возникновение в результате местного перегрева), имеют фронтальную структуру. На схеме развития фронтального циклона  в верхней из трех горизонтальных частей рисунка (а) показаны распределение давления и часть волны воздушного потока на высоте 4—6 км над земной поверхностью. В средней части рисунка (б) можно видеть соответствующее распределение давления, ветров, воздушных масс и разделяющих их фронтов вблизи земной поверхности. Нижняя часть рисунка (в) —вертикальный разрез по линии А — А через область развития циклона.

На первой (1) из пяти вертикальных частей рисунка мы видим положение, предшествующее появлению приземного циклона. Наверху — часть волны с расходящимся потоком. У земной поверхности — стационарный фронт, разделяющий холодный и теплый воздух.

Фронтальная плоскость наклонна в сторону холодного воздуха; на рисунке видно, что холодный воздух течет под теплым.

Возникновение приземного циклона (2) под областью расходимости воздушного потока вызывает изменение в приземном движении воздуха, направляющегося теперь к центру циклона (2, б). В результате фронт изгибается, причем изгиб начинает перемещаться вдоль линии фронта в направлении движения верхнего воздушного потока. Участок фронта в передней части изгиба (волны) становится теплым фронтом (он перемещается в сторону холодного воздуха), в тыловой части — холодным фронтом (перемещается в сторону теплого воздуха). Переход холодного фронта в теплый совпадает с центром циклона (это положение отображено на рис. 2, в).

В начальной (волновой) стадии развития циклон обрисовывается у поверхности одной изобарой. В дальнейшем идет расширение циклона, увеличение занятой им площади и вовлечение в циклоническое вращательное движение более высоких слоев — до 2—3 км— во второй стадии развития циклона. Это стадия типичного молодого циклона (3, а, б, в), характеризующегося хорошо выраженным теплым сектором, ограниченным сходящимися под острым углом в центре циклона теплым и холодным участками фронта. Происходит постепенное сближение теплого и холодного фронтов в результате более быстрого продвижения последнего (холодный фронт догоняет теплый).

В следующей стадии (4, а, б, в) — стадии окклюзии— циклон достигает максимального развития, перед тем как начинает постепенно заполняться. Наверху оформляется центр низкого давления, смещенный по отношению к приземному центру несколько в сторону холодного воздуха. Холодный фронт все более приближается к теплому и наконец смыкается с ним (4, в), образуя сложный фронт окклюзии. Процесс этот начинается от центра, и теплый сектор постепенно сокращается. Теплый воздух, выжимаемый наверх холодным, уже не соприкасается с поверхностью. Циклон оказывается полностью в холодном воздухе (становится термически симметричным). Некоторое время после окклюцирования он еще может углубляться, а затем начинает заполняться. В последней стадии развития — стадии заполняющегося старого циклона — циклон становится холодным образованием, захватывающим значительную толщу атмосферы (до 2—б км и более). Циклоническая циркуляция распространяется часто на высоту всей тропосферы. Отток воздуха наверху прекращается, падение давления приостанавливается, и циклон ликвидируется (5). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь чаще с запада на восток с некоторым отклонением к северу. Скорость движения циклонов разнообразна, обычно 20—40 км в час (около 700 км в сутки), в отдельных случаях — более 2000 км в сутки. В начале развития циклон движется быстрее, затем движение замедляется и он становится малоподвижным.

Иногда циклон, прошедший вce стадии развития, не заполняется окончательно, а начинает снова углубляться (регенерирует). Это происходит в том случае, если в область старого циклона вторгаются новые порции холодного или теплого воздуха, создавая резкие температурные контрасты. Особенно благоприятно для регенерации циклона встречное движение теплого и холодного воздуха.

На периферии старых, уже заполняющихся циклонов на участке холодного фронта нередко возникают новые циклоны (называемые частными), перемещающиеся в том же направлении, в каком перемещается первоначальный циклон, но только несколько южнее. Новый циклон проходит те же стадии развития, что и первоначальный, но, конечно, отстает от него, т. е. является более молодым. На холодном фронте этого циклона может появиться еще один частный циклон, расположенный южнее. Так, на одном общем фронте последовательно возникает до трех-четырех циклонов. Такая взаимосвязанная и последовательно развивающаяся группа циклонов называется серией или семейством циклонов. Прохождение циклонической серии занимает в среднем 5—6 суток, но в отдельных случаях может продолжаться и значительно дольше (до 12 суток).

Сотни фронтальных циклонов существуют одновременно в каждом из полушарий, оказывая огромное влияние на погоду внетропических широт. В тропических широтах также возникают циклонические вихри, но совершенно иной структуры — тропические циклоны.

Между циклонами возникают подвижные антициклоны, перемещающиеся с циклонами в направлении движения ведущего потока.

В первой стадии развития молодой антициклон представляет собой сравнительно небольшой вихрь, обнаруживающийся до высоты 2—3 км. Во второй стадии — стадии максимального развития — в антициклоническое движение включаются все более и более высокие слои — до высоты 8—12 км. В третьей стадии — стадии разрушения — антициклон становится малоподвижным, происходит сближение нижней и верхней областей высокого давления, вызывающее разрушение антициклона.

Фронта в антициклоне нет, воздушные течения, направляющиеся от центра, относят фронт на периферию. Обычно фронт окаймляет антициклон почти с трех сторон (это характерно для антициклона, лежащего между двумя циклонами). Фронтальная поверхность может прослеживаться на некоторой высоте и в центральной части антициклона в виде слабовыраженного инверсионного слоя  (фронтальная инверсия). В центре антициклона у земной поверхности обычны штили, на периферии могут быть ветры значительной силы.

Тропические циклоны — вихри, образующиеся вокруг центров пониженного давления в тропических широтах, между 5 и 20° в каждом полушарии. В экваториальной зоне, под широтами ниже 5° северной и южной широты, циклоническая циркуляция почти не возникает из-за слишком малого влияния отклоняющей силы вращения Земли. От циклонов вне тропических широт тропические циклоны отличаются меньшими размерами (диаметр при наибольшем развитии их не превосходит 1000 км) и значительно большей (от 50 до 120 м/сек) скоростью ветра. Скорость перемещения тропического циклона — 10—12 км в час.

Тропические циклоны захватывают всю тропосферу, распространяясь до высоты 15—18 км. Причины возникновения тропических циклонов еще недостаточно выяснены. Считают, что они могут образовываться в связи с термической неустойчивостью воздуха, богатого влагой. Быстрое поднятие такого воздуха сопровождается бурной конденсацией влаги и выделением огромного количества тепловой энергии. Быстрому поднятию воздуха способствует также центробежное выбрасывание его из центральной части циклона при малом притоке в приземном слое.

Подсчитано, что количество энергии, выделяющееся в тропическом циклоне диаметром около 700 км, составляет 150- 1018 эргов в секунду. Столько же энергии выделится при взрыве 5 таких атомных бомб, какая была сброшена на Хиросиму. За один час существования подобного циклона выделяется энергия, равная энергии 36 водородных бомб средней мощности.

Интересно, что во всей системе тропического циклона воздух поднимается и только в центре его существует нисходящее движение. Этим объясняется тот факт, что в центре тропического циклона («глаз бури» диаметром 18—55 км) тихо и можно видеть чистое небо, тогда как для всей системы типична ненастная погода с ураганными ветрами, сильными ливнями и грозами. Особенно характерны сильные ветры и ливневые осадки для зоны, непосредственно примыкающей к «глазу бури».

Существует несколько очагов наиболее частого зарождения тропических циклонов: в Атлантическом океане — Карибское море и Мексиканский залив, в Тихом океане — район Филиппинских островов и Южно-Китайского моря, в Индийском океане — Аравийское море, Бенгальский залив, район острова Маврикия.

Больше всего тропических циклонов возникает над Тихим океаном; у юго-восточных берегов Азии возникает в среднем 20 циклонов в год. Здесь их называют тайфунами («чрезвычайным ветром»). На втором месте по количеству тропических циклонов — Атлантический океан (местное название их на Антильских островах — ураганы) и на третьем— Индийский океан (местное название — орканы).

Образовавшиеся тропические циклоны в северном полушарии движутся сначала на северо-запад, затем, на широте 25—30°, поворачивают на северо-восток. Переходя в умеренные широты, тропические циклоны или затухают, или превращаются в мощные внетропические циклоны.

Разрушительная сила тропических циклонов огромна. В сентябре 1961 г.  циклон «Ненси» (тропическим циклонам дают женские имена), возникший вблизи  Маршалловых  островов, прошел вдоль Японских островов. Скорость ветра превышала 300 км/час, шли ливневые дожди. На своем пути тайфун разрушил более 450 тыс. домов, 400 мостов и дамб, погибло более 1500 и тяжело ранено свыше 2000 человек. Прибрежные районы были затоплены океанскими волнами. От Японских островов тайфун прошел в Охотском море и произвел разрушения на Южном Сахалине. «Ненси»— один из самых сильных тайфунов. Тропические циклоны меньшей силы наблюдаются ежегодно.

Смерчи, тромбы (маломасштабные вихри) — вихри с осью, близкой к вертикальной, диаметром от нескольких десятков метров (над водой) до 'нескольких сотен метров (над сушей). Воздух в таком вихре быстро вращается (со скоростью 50—100 м/сек), и одновременно весь вихрь перемещается со скоростью около 10—20 м/сек.

Вихрь может образовываться и над морем — смерч, и над сушей — тромб. Возникают смерчи (тромбы) при неустойчивом вертикальном равновесии атмосферы над перегретой поверхностью перед наступающим холодным воздухом в результате резкого поднятия теплого воздуха и сильного падения давления на некоторой высоте над земной поверхностью. В появившуюся разреженную область с очень низким давлением засасываются: сверху— облако, образовавшееся при быстром поднятии воздуха, снизу — вода, пыль и пар. В атмосфере видны две «воронки», соединенные узкими концами на некоторой высоте над Землей. У поверхности Земли в центре вихря давление очень низкое.

Маломасштабные вихри обладают большой разрушительной силой. Они способны вырывать с корнями деревья, разрушать здания. Налетевший вихрь может «высосать» водоем вместе со всем его «населением», а затем где-то выпадут удивительные «осадки» из водорослей, рыб, лягушек. При прохождении вихря давление падает так быстро, что в зданиях могут вылететь стекла. Известны случаи, когда здание при этом полностью разрушалось. В Северной Америке, где тромбы очень часты, их называют торнадо. За год в США наблюдается в среднем около 150 торнадо, в некоторые годы количество их достигает 900. В Европе тромбы сравнительно редки.

ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ

Общая циркуляция атмосферы — сложная система воздушных течений, охватывающая всю атмосферу. Наиболее важными по их влиянию на процессы, происходящие у земной поверхности, и вместе с тем наиболее изученными являются воздушные течения тропосферы.

Общую циркуляцию атмосферы необходимо изучать для того, чтобы понять причины изменения погоды  и условия формирования климата.

Предположим, что Земля имеет однородную поверхность, освещается солнечными лучами со всех сторон и не испытывает отклоняющего действия осевого вращения. При этих условиях схема общей циркуляции атмосферы окажется очень простой (см. термическую циркуляцию воздуха, стр. 149). Над экватором вследствие сильного нагревания воздух будет подниматься, и это приведет к возникновению наверху области высокого давления. Над полюсами (наверху) появляется область пониженного давления (результат охлаждения воздуха от поверхности). Изобарические поверхности в тропосфере получат наклон в сторону полюсов. В этом направлении возникает движение воздуха. Отток воздуха наверху от экватора приведет к образованию у поверхности экваториальной депрессии. Приток добавочного количества воздуха наверху вызовет у полюсов возникновение приземной области повышенного давления. В соответствии с распределением давления в нижнем слое тропосферы воздух начнет двигаться от полюсов к экватору, т. е. возникнет его меридиональный перенос.

Если, сохранив предположение об однородности земной поверхности, учесть отклоняющее действие вращения Земли, общая картина циркуляции усложнится. Поднимающийся над экватором воздух, направляясь к полюсам, с увеличением широты под влиянием отклоняющего действия вращения Земли будет все больше отклоняться от направления меридианов вправо в северном полушарии и влево в южном. Около 30° широты движение воздуха приобретает направление вдоль параллелей с запада на восток. Продолжающий поступать к этим широтам от экватора воздух, накапливаясь, должен создать в нижнем слое тропосферы высокое давление (субтропический пояс). От субтропического пояса высокого давления у поверхности Земли воздух начнет растекаться в сторону экваториальной депрессии и к умеренным широтам. Между экватором и широтами ,30° образуется замкнутое кольцо — тропическая циркуляция.

Приземный поток воздуха в этом кольце, направляясь к экватору, отклонится от направления барического градиента в северном полушарии вправо и образует северо-восточный ветер — пассат (2). В южном полушарии пассат соответственно имеет юго-восточное направление. Предполагаемый верхний поток воздуха в тропическом кольце, противоположный пассатам, получил название антипассатов. Граница между пассатами и антипассатами проводилась на высоте 10 км над экватором и 2—5 км над тропическими широтами.

Приток воздуха наверху к полюсам должен привести, с одной стороны, к повышению давления у поверхности Земли в высоких широтах, с другой — к понижению давления в соседних, умеренных широтах (вследствие оттока воздуха). В результате у поверхности воздух будет перемещаться от полюсов к умеренным широтам (4), а наверху (от 4 до 10/си), наоборот, от умеренных широт к полюсам (5).

В зону пониженного давления в умеренных широтах устремится также воздух из субтропической зоны высокого давления (3). Но под влиянием вращения Земли он отклонится к востоку, создавая западно-восточный перенос между этими широтами. Встречаясь в умеренных широтах с воздухом, идущим от полюсов (4), и этот воздух поднимется и вместе с воздушным течением от умеренных широт (5) направится к полюсам.

Рассмотренная схема циркуляции воздуха в тропосфере с учетом усложнений, вносимых влиянием неоднородной подстилающей поверхности, долгое время была общепринятой. Она хорошо объясняет схему распространения атмосферного давления на поверхность Земли и господствующие в нижних слоях тропосферы ветры (рис. 47 и 48). Исследования атмосферы, проводившиеся в последние десятилетия с помощью новейших методов и техники, внесли существенные изменения в представления о ее циркуляции.

Постепенное падение давления от экватора к полюсам в среднем для длительного периода времени действительно обнаруживается в слоях атмосферы выше 10 км над экватором и выше 2—4 км на пространстве между тропиками и полюсами. Такое распределение давления, выражающееся в совпадении направления изобар с параллелями, вызывает движение воздуха вдоль изобар с запада на восток (см. геострофический ветер, стр. 143) — западный (широтный) перенос воздуха в тропосфере, охватывающий всю Землю.

Отклонение воздушных потоков от направления изобар приводит к образованию воздушных волн и к формированию приземных и высотных циклонов и антициклонов (см. стр. 152). В этом процессе большую роль играет меридиональный перенос тепла и холода в соответствующих частях волн. Гребни высокого давления, очерчиваемые изобарами и обтекаемые воздушным потоком, обращены к полюсам (к низкому давлению), ложбины— к экватору (к высокому давлению). Поток воздуха, двигаясь волнообразно, приносит к оси гребня тепло из более низких * широт, а к оси ложбины — холод из более высоких широт. Приток тепла к гребню способствует его развитию и образованию высотного теплого антициклона. Приток холода к ложбине способствует формированию высотного холодного циклона. В то же время приземные циклоны, под областью расходимости потока воздуха, пришедшего со стороны экватора (к западу от оси гребня), оказываются теплыми, приземные антициклоны, под областью сходимости потоков воздуха, идущего от полюсов (к западу от оси ложбины),— холодными. Перемещаясь в общем западном переносе на восток, высотные циклоны и антициклоны смыкаются с приземными циклонами и антициклонами, и атмосфера оказывается разделенной па ряд огромных мощных вихрей, в одних местах постепенно исчезающих, в других — снова формирующихся.

Перемещаясь на восток, циклоны отклоняются к полюсам, антициклоны — к экватору. Причина такого отклонения — действие осевого вращения Земли, возрастающее с увеличением широты. И в циклонах и в антициклонах отклоняющая сила больше в той части вихря, которая ближе к полюсу. Но так как при этом в циклонах она направлена от центра (противоположна барическому градиенту), циклоны одновременно с перемещением на восток постепенно смещаются к северу. Около 65° широты в северном и южном полушариях циклоны задерживаются под влиянием повышенного давления в полярных районах и образуют зону пониженного давления.

В антициклонах, при направлении барического градиента от центра, отклоняющая сила вращения Земли направлена, наоборот, к центру, и поэтому антициклоны смещаются к экватору. В результате ослабления отклоняющей силы в низких широтах (около 25—30°) северного и южного полушария антициклоны скапливаются, создавая почти непрерывные зоны высокого давления. Они особенно концентрируются над Океаном, образуя так называемые субтропические максимумы, сильно вытянутые по широте (см., например, Азорский максимум).

Между областью скопления высотных холодных циклонов близ полярного круга и областью скопления высотных теплых антициклонов около субтропиков в умеренных широтах образуется зона резких изменений температуры и давления — высотная фронтальная зона. Скорости ветра в этой зоне очень велики, здесь возникают струйные течения, формируются атмосферные фронты. Под фронтальной зоной образуется большинство приземных циклонов и антициклонов.

Струйные течения — воздушные потоки со скоростью движения примерно 150 — 300  км  в  час.  Протяженность  струйных  потоков — тысячи  километров, ширина — несколько сотен (300—400), высота — несколько (2—4)   километров.  Образуются струйные течения  в зонах сближения  холодных  и теплых  масс воздуха,  в  верхней  тропосфере  (9—12 км)  и в нижней стратосфере  (25—30 км). Летом струйные течения чаще проявляются в умеренных и высоких широтах, зимой они ослабевают.  В этот период струйные течения лучше выражены в широтах ниже 40°.

Роль циклонов и антициклонов в общей циркуляции атмосферы очень велика. Отклоняющая сила вращения Земли, препятствуя меридиональному переносу, превращает меридиональные воздушные потоки в широтные. Перенос воздуха, обмен теплом между низкими и высокими широтами осуществляют прежде всего циклоны и антициклоны. В общей циркуляции тропосферы преобладает западный перенос (рис. 64). Однако в нижнем ее слое вследствие существования зональных областей высокого и низкого давления 3 возникают зоны господствующих ветров, направление которых не совпадает с западным переносом. Зональные области высокого давления: Экватор — зона  низкого  давления,  причина — поднятие и растекание  воздуха: субтропические широты — зоны высокого давления, причина — скопление антициклонов; умеренные широты — зоны низкого давления, причина — скопление циклонов; полярные широты — зоны   высокого   давления,   причины — охлаждение   воздуха, приток его наверху. Западные ветры у поверхности преобладают лишь в умеренных (средних) широтах (между 65 и 25—30°). В полярных (высоких) широтах (выше 65°) господствуют ветры с восточной составляющей (В, СВ). В тропических широтах (от 25—30° до экватора) устойчивые северо-восточные (в северном полушарии) и юго-восточные (в южном полушарии) ветры умерен¬ной скорости — пассаты. Пассаты — самое сильное нарушение западного переноса в тропосфере.  На направление пассатов влияют субтропические максимумы, вызывая их отклонения (рис. 47 и 48). Так как пассаты, перемещаясь к экватору, двигаются над Океаном с менее нагретой на более нагретую поверхность, в них возникает сильная конвекция, развивающаяся лишь в нижнем слое. На высоте 1200—2000 ж в пассатах лежит слой инверсии толшиной  несколько  сотен метров. Причина пассатной инверсии — оседание воздуха, характерное для антициклонов. Инверсия мешает развитию конвекции, и поэтому в области пассатов осадков мало (или совсем нет). Пассаты противоположных полушарий, направляясь навстречу друг другу, встречаются у экватора. В области сходимости пассатов возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются мощные кучевые и кучево-дождевые облака, выпадают обильные ливневые осадки.

Общую циркуляцию тропосферы можно представить как несколько взаимосвязанных зональных звеньев:

Высокоширотное звено (полярное), ограниченное широтой 65°. До высоты 2—3 км преобладают восточные ветры, выше — западный перенос с некоторым (непостоянным) отклонением в сторону низкого давления над полюсом.

Среднеширотное звено (умеренное), расположенное между 65 и 25— 30° широты. Отличается западным переносом, усиливающимся с высотой. Межширотный перенос тепла и холода в этом поясе осуществляют циклоны и антициклоны.

Низкоширотное (тропическое) звено, находящееся между 25—30е и экватором. Здесь господствуют пассаты. Общее направление движения воздуха до высоты 1—2 км у тропиков и до верхней границы тропосферы у экватора — с востока на запад. Особого, противоположного пассатам — антипассатного — воздушного течения выше границы пассатов не обнаружено. Над пассатами дуют западные ветры, такие же, как и в более высоких широтах; меридиональные составляющие в них очень невелики и различны по направлению. Некоторый отток воздуха от экватора эти ветры все же обеспечивают.

Все звенья общей циркуляции тропосферы тесно взаимосвязаны и. вместе охватывают всю тропосферу. В стратосфере температура над экватором ниже, чем над полюсом, соответственно распределяется и давление: оно падает от полюсов к экватору. Западный перенос, господствующий в тропосфере, постепенно сменяется восточным.

До сих пор мы рассматривали схему общей циркуляции атмосферы без учета влияния подстилающей поверхности. Значительное усложнение в циркуляцию атмосферы вносит распределение материков и океанов. Летом материки теплее, чем океаны. Перемещающийся над ними с запада на восток поток воздуха постепенно нагревается, расширяется, давление наверху повышается, и изобары изгибаются к полюсам, очерчивая над восточной частью материка гребни высокого давления. Внизу, под зоной расходимости (к западу от оси гребня), возникают циклоны. Переходя на Океан, воздух начинает охлаждаться, сжимается, давление наверху понижается, изобары очерчивают ложбины над восточной частью Океана, а внизу, под зоной сходимости (к западу от оси ложбины), формируется антициклон.

Зимой картина обратная. Гребни высокого давления и зоны расходимости возникают наверху над теплым Океаном в его восточной части, создавая условия для образования приземных циклонов. Над материками формируются глубокие ложбины и зоны сходимости, что приводит к появлению приземных антициклонов (рис. 67).

В результате в умеренных широтах над восточной частью материков формируются зимние барические максимумы (антициклоны), например Азиатский, Канадский, и летние минимумы (циклоны), например Азиатский. Над океанами зимой усиливаются или возникают барические минимумы (циклоны), например Исландский, ослабевающие или сливающиеся в одну зону пониженного давления летом (рис. 47 и 48).

Сохранение антициклонального режима над тем или иным районом не означает сохранения в течение всего сезона одного и того же антициклона. Ряд антициклонов, последовательно сменяя друг друга, преобладают над циклонами, появление которых не исключается. То же относится и к областям с циклональным режимом.

Над Арктикой влияние Океана приводит к значительному ослабле¬нию давления, и, в результате туда проникают циклоны, особенно летом. Над материком Антарктиды барический максимум резко выражен.

В субтропических широтах, над нагретыми материками, давление всегда несколько ослаблено, и приходящие из более высоких широт антициклоны сосредоточиваются главным образом над океанами (например, Азорский максимум). При этом в летний период давление в субтропических антициклонах увеличивается.

В результате неравномерного нагревания и охлаждения материков и океанов возникают муссоны — устойчивые воздушные течения сезонного характера, меняющие свое направление от зимы к лету и от лета к зиме почти па противоположное (В Китае и Индии муссоном называют только летнее перемещение воздуха на материк). В переходные сезоны — весной и осенью — устойчивость режима ветра нарушается. Муссоны возникают в пограничной зоне между материками и океанами. Зимой над восточной частью материков в умеренных широтах устанавливается высокое давление; над океанами в это время оно более низкое. Ветер (зимний муссон) дует с материка на Океан. Он приносит сухую, малооблачную погоду. Летом давление над материком ниже, чем над соседними частями океанов, и ветер (летний муссон) направляется с Океана на материк. С этим ветром на материке связана влажная, дождливая погода.

Направление муссона, как и всякого ветра, определяется барическим градиентом, отклоняющей силой вращения Земли и трением. Зимой в умеренных широтах направление его в общем западное, летом — восточное.

Муссонное течение охватывает лишь самый нижний слой тропосферы. Воздушного противотечения («антимуссона») над муссонами нет.

Муссоны — проявление циклонической и антициклонической деятельности в атмосфере. Они наблюдаются там, где циклоны и антициклоны обладают устойчивостью и резким сезонным преобладанием одних над другими. Благодаря тому, что зимние устойчивые антициклоны и летние циклоны устанавливаются над восточными частями больших участков суши, в умеренных широтах муссоны развиты по восточным окраинам материков. Область распределения муссонов не ограничена умеренными широтами. Они отчетливо выражены и в тропических широтах, особенно там, где сказывается влияние суши, расположенной по соседству, но в более высоких широтах.

Причина возникновения тропических муссонов — сезонное смещение экваториальной депрессии и субтропической области высокого давления (субтропических антициклонов) к северу — в июле и к югу — в январе. В июле экваториальная депрессия и субтропические антициклоны занимают крайнее северное положение. Область распространения пассатов сдвигается к северу. В это время в полосе, примыкающей с юга к депрессии, место пассатов занимают ветры, близкие по направлению к противоположным: воздух направляется от экватора к сместившейся на север экваториальной депрессии. К январю, постепенно смещаясь на юг, экваториальная депрессия и субтропические антициклоны занимают крайнее южное положение (при этом депрессия только местами заметно смещается к югу от экватора). Пассаты в северном полушарии доходят до экватора, сменяя господствовавшие в приэкваториальной полосе в июле противоположные ветры. Таким образом возникает область смены ветров по сезонам на противоположные — области тропических (экваториальных) муссонов. Летний муссон дует от экватора и приносит влажную, с осадками погоду. Зимний муссон — это пассат соответствующего полушария, и погода, связанная с ним, отличается отсутствием (или малым количеством) осадков. Там, где встречаются пассаты и противоположные им ветры, дующие от экватора, располагается тропический фронт, непрерывно перемещающийся то к северу, то к югу (в зависимости от сезона).

Над Океаном, вне влияния суши, сезонные смещения экваториальной депрессии и субтропических областей высокого давления невелики. Изменения давления в течение года над сушей значительно увеличивают масштабы этих смещений, и в результате область распространения тропических муссонов охватывает большие пространства. Классический пример — влияние Евразии и Африки на смещение областей давления в бассейне Индийского океана. Таким образом, распространение тропических муссонов непосредственно связано с распределением материков и океанов и их влиянием на циркуляцию атмосферы.

ПОГОДА

Физическое состояние атмосферы в данной местности в определенный момент или за небольшой отрезок времени называют погодой. Погода представляет собой внешнее проявление процессов, происходящих в атмосфере при ее взаимодействии с подстилающей поверхностью, и характеризуется комплексом метеорологических элементов и явлений: температурой, влажностью, давлением, ветром, облачностью, осадками и т. д.

Типы погоды. Факторы, определяющие погоду, очень многочисленны и изменчивы, поэтому погода очень разнообразна и в деталях редко повторяется, но сходных погод много; их можно объединить в несколько типов: ясная или малооблачная погода без осадков; облачная с прояснениями погода с кратковременными ливневыми осадками; пасмурная погода с низкой облачностью; ненастная погода с обложными осадками.

Формирование разных типов погоды зависит от развития атмосферных процессов, от состояния и перемещения воздушных масс, фронтов, циклонов и антициклонов.

Ясная или малооблачная погода без осадков характерна для антициклонов. Зимой ее установлению предшествуют резкое похолодание и постепенное ослабление ветра. Летом такой тип погоды наблюдается в условиях сильного прогревания воздуха при малом испарении. В антициклоне этому способствуют адиабатическое нагревание опускающегося воздуха и связанная с этим инверсия температуры. При очень малом влагосодержании воздуха ясная или малооблачная погода может быть и в циклонах: например, зимой — в Восточной Сибири при очень низких температурах, летом — в Средней Азии при очень малой относительной влажности воздуха.

Наступление ясной или малооблачной погоды без осадков отмечается ослаблением ветра, уменьшением облачности и прекращением осадков. Температура зимой понижается, летом повышается. Атмосферное давление обычно медленно возрастает. Чем медленнее происходит смена погоды, тем больше вероятность сохранения наступившей погоды. Объясняется это тем, что малоразвитые циклоны и антициклоны быстро сменяют друг друга, при этом быстро изменяется и погода. Глубокий же мощный циклон сменяется мощным, часто малоподвижным антициклоном.

При сохранении ясной погоды хорошо выражен суточный ход температуры, влажности, ветра. Особенно резко проявляется это летом и значительно слабее — зимой. Большие суточные амплитуды колебания температуры вызывают образование ночью росы (летом) и инея (зимой). Весной и осенью возможны заморозки. В низинах часто возникают ночные туманы. После восхода Солнца развивается конвекция, ночью устанавливается инверсия. Конвекция сопровождается образованием кучевых облаков, растекающихся и постепенно исчезающих к вечеру. Днем при неравномерном нагревании поверхности появляется слабопорывистый ветер, ночью — тихо. Хорошо выражены местные ветры, вызванные термической циркуляцией (бриз, горно-долинный).

При ясной, сухой погоде, установившейся после вторжения малозапыленных воздушных масс из более высоких широт, небо утром голубое, днем белесоватое, вечерняя заря золотистая или оранжевая, переходящая в зеленовато-желтую.

Облачная с прояснениями погода с кратковременными ливневыми осадками связана с неустойчивым состоянием воздуха. Холодный воздух, перемещаясь на теплую поверхность, нагревается и теряет устойчивость. В нем возникают конвективные вертикальные токи, образуются кучевые и кучево-дождевые облака, достигающие большой мощности, выпадают ливневые дожди (летом) и снег (зимой).

Чем больше вертикальная мощность облаков, тем сильнее может быть ливень и тем больше вероятность выпадения града. О возможности ливней и гроз свидетельствует также высокое влагосодержание в воздухе. Неустойчивая погода — погода холодного фронта, прохождение которого обычно сопровождается понижением температуры и резким переходом от ясной погоды к облачной с ливнями и с быстрым прояснением.

Неустойчивая погода наблюдается над материком в средних широтах летом, а весной и осенью иногда и в более высоких широтах. Зимой неустойчивая погода над материком может быть на широтах 30—40°, где в это время воздух интенсивно нагревается. Ливневые осадки зимой выпадают чаще всего над Океаном, куда приходит холодный воздух с материка.

Пасмурная погода с низкой облачностью и частыми, но слабыми, моросящими осадками вызывается охлаждением теплого и влажного воздуха, приходящего на холодную поверхность. Она может быть связана также с размытыми, слабо выраженными атмосферными фронтами. Высота и мощность облаков невелики, так как формирование их происходит при слабом вертикальном подъеме воздуха, охватывающем только нижний слой тропосферы, облака слоистые. Такая погода наблюдается обычно зимой.

При сохранении пасмурной погоды температура отличается небольшим суточным ходом. Направление и скорость ветра изменяются очень мало. Давление воздуха остается почти постоянным. Слоистые облака иногда снижаются до земной поверхности и образуют туман, который может продержаться несколько суток.

Ненастная погода с обложными осадками типична для циклонов и связана с системой атмосферных фронтов в развивающемся циклоне. В таких циклонах происходят интенсивное поднятие воздуха, облакообразование и выпадение осадков. Характерные порывистые ветры, сильные и умеренные, зимой — метели.

Ненастная погода с обложными осадками сохраняется весь период прохождения циклона через данный пункт. О наступлении ненастной погоды свидетельствует нарушение хода метеорологических элементов. Летом температура снижается, зимой повышается. Увеличивается влажность воздуха, падает давление. В связи с приближением теплого фронта сменяются формы облаков (см. стр. 126). Прежде всего появляются перистые облака, хорошо различимые при заходе Солнца. Они движутся с одной стороны горизонта. Чем больше скорость их движения, тем быстрее ухудшается погода. Постепенно перистые облака уплотняются и сменяются перисто-слоистыми. Вокруг Солнца и Луны возникают гало. При появлении высокослоистых облаков среднего яруса гало исчезают, а более плотные слоисто-дождевые облака приносят осадки. Появление фронтальных перистых облаков может не сопровождаться ухудшением погоды, если циклон изменил направление движения или если фронт оказался размытым.

Приближение холодного фронта отличается медленным понижением давления. При прохождении холодного фронта давление резко повышается, а температура падает. Облака всех ярусов появляются почти одновременно, ветер усиливается. Обычно ненастная погода, наступившая при прохождении холодного фронта, продолжается сравнительно недолго.

В районе прохождения циклона наблюдается усиление ветра и последовательная смена его направления. Если циклон проходит через пункт наблюдения южной частью, ветер меняется от южного на юго-западный и северо-западный. Если же циклон проходит северной частью, ветер изменяется от юго-восточного на восточный, северо-восточный и северный (рис. 61).

Преобладание в том или ином месте одного из типов погоды, быстрота их смены и последовательность зависят от количества и режима поступления солнечного тепла, от условий циркуляции атмосферы, от характера подстилающей поверхности. Погода изменчива во времени и может значительно различаться в одно и то же время на сравнительно небольшом пространстве. Наибольшим постоянством отличаются условия погоды в экваториальной зоне, где смена ее в течение года вообще не выражена, а в течение суток происходит с удивительной правильностью. Наименее устойчива погода в средних и высоких широтах, она зависит от размещения и состояния циклонов и антициклонов, сменяющих друг друга.

ПРЕДСКАЗАНИЯ ПОГОДЫ

Изучение погоды имеет огромное практическое значение. Прогнозы ее нужны почти всем отраслям народного хозяйства. Прогнозированием погоды занимается раздел метеорологии, называемый синоптической метеорологией '.

Предсказания погоды возможны на основании систематических наблюдений, производимых одновременно обширной сетью метеорологических и аэрологических станций. Учреждения, занимающиеся получением сведений о погоде, составлением прогнозов и доведением их до сведения заинтересованных организаций и населения, объединяются в Службу погоды. Служба погоды имеется почти во всех странах. Создаются карты погоды — синоптические. Синоптическая карта позволяет видеть одновременное состояние атмосферы на обширных пространствах и на всей Земле.

По данным наземных метеорологических станций составляют карты погоды, наблюдавшейся у земной поверхности. Наблюдения, проводимые в свободной атмосфере с помощью шаров-зондов, радиозондов, самолетов и специальных ракет, позволяют составить карты абсолютной и относительной топографии. Первые составляют для различных уровней — от 1,5 до 18 км, вторые — для слоя атмосферы между 500 и 1000 мб (приблизительно для слоя атмосферы до высоты 5 км над поверхностью Земли).

Основные приземные синоптические карты составляют через каждые 6 часов, карты барической топографии — от 1 до 4 карт в сутки. Синоптические карты — основной материал для предсказания погоды. Дополнительно к ним составляют вспомогательные карты (приземные карты погоды через 2—3 часа, карты изменения давления, осадков, влажности и т. д.), аэрологические диаграммы и графики (например, диаграмма изменений температуры и влажности с высотой), вертикальные разрезы атмосферы и т. п.

Анализ и сопоставление синоптических карт и дополнительных материалов за ряд сроков позволяют установить структуру, положение и перемещение циклонов и антициклонов, воздушных масс, фронтальных зон и других атмосферных образований, имеющих значение для формирования погоды.

Для составления краткосрочных прогнозов (на 1—2 дня) выявляют причины, обусловившие предшествующее развитие атмосферных процессов. Затем на основании закономерностей, известных из теории и практики, определяют наиболее вероятное направление их развития в ближайшее время. Строят приземные и высотные карты будущего поля давления с изображением возможного положения фронтов, барических образований, зон облачности и осадков.

Прогнозы сравнительно легко составляются и имеют высокую оправдываемость в тех случаях, когда в развитии атмосферных процессов не происходит быстрых изменений. Неудачные прогнозы погоды связаны большей частью с трудностями определения быстрой перестройки синоптических процессов, с изменением скорости и направления атмосферных объектов. Большей точностью отличаются специализированные прогнозы (для авиации, флота, сельского хозяйства и т. д.), менее точны общие прогнозы. Чем больше срок прогноза, тем меньше его оправдываемость.

Долгосрочные прогнозы погоды подразделяются на прогнозы малой заблаговременности (3—10 дней) и большой заблаговременности (месяц, сезон). Они содержат лишь общую характеристику погоды и приблизительные даты резких ее изменений. Задача составления долгосрочных предсказаний погоды очень сложна, и точность их меньше точности краткосрочных прогнозов.

Систематическое составление долгосрочных прогнозов началось в СССР в 1922 г. по методу, предложенному Б. П. Мультановским и развитому другими советскими учеными. На основании изучения синоптических карт за длительный период времени было установлено, что за период в 5—7 суток («естественный синоптический период») на сравнительно большой территории в общих чертах сохраняются основные системы барического поля и господствующий перенос воздушных масс, сохраняется и общий характер погоды — неожиданных скачков не бывает. Зная направление развития атмосферных процессов в начале периода, можно судить о погоде в остальные его дни.

Выяснилось, что циклоны и антициклоны имеют «излюбленные» направления движения и перемещаются от центров действия атмосферы но осям (нордкапская, венгерская, карская и т. д.). Были выделены «синоптические сезоны», в течение которых сохраняется определенное сочетание осей. Метеорологи считают, что в году имеется шесть таких «сезонов»: весенний (с 12 марта), первой половины лета (с 7 мая), второй половины лета (с 30 июня), осенний (с 22 августа), призимье (с 15 октября) и зимний (с 21 декабря). Даты начала «синоптических сезонов» взяты средние из многолетних наблюдений. В конкретном году могут быть отклонения на 20—40 дней. Это, естественно, затрудняет предсказания погоды.

Мультановский предположил, что погода зависит от состояния центров действия атмосферы, например в северном полушарии — Алеутского и Исландского минимумов, Азорского, Гавайского максимумов давления. Составленные на основании многолетних наблюдений карты траекторий и повторяемости циклонов и антициклонов указали на связь их с этими центрами.

Составляя прогноз погоды на месяц, на сезон, тщательно изучают синоптическую обстановку предшествовавших месяцев текущего года и ряда прошедших лет, подбирают аналогичные синоптические положения и, предполагая, что процессы развиваются сходно, предсказывают погоду.

Статистическим способом установили, что метеорологические процессы каждого месяца имеют аналогов среди других месяцев года, например атмосферные процессы октября в 73% случаев аналогичны процессам, происходящим в январе. Эта зависимость также используется при прогнозах погоды.

Окончательный прогноз составляется на основании ряда частных прогнозов с учетом того, насколько оправдываются различные способы прогнозирования.

Проблема сверхсрочных прогнозов (на год и более) вообще еще не решена.

Прогнозы погоды делятся по типам в зависимости от целей, для которых они разработаны:

прогнозы общего пользования (публикуемые в СМИ и на интернет-сайтах) содержат краткую информацию об облачности, атмосферных осадках, явлениях погоды, ветре, температуре и влажности воздуха, атмосферном давлении;

авиационные прогнозы содержат детальную характеристику ветра, видимости, явлений погоды, облачности;

морские и речные прогнозы содержат детальную характеристику ветра, волнения, явлений погоды, температуры воздуха;

сельскохозяйственные (агрометеорологические) прогнозы содержат детальную характеристику атмосферных осадков и температуры воздуха.

С развитием науки и применением новых технических средств становится возможна полная автоматизация прогнозирования и количественные оценки характеристик погоды.

Для предсказаний погоды в определенном пункте на короткий срок используют местные признаки погоды (см. табл. в приложении «Местные признаки погоды»). Они хорошо известны населению, занимающемуся, например, сельским хозяйством, и взяты из опыта многих поколений. Местные признаки погоды имеют физическое обоснование и ценны своей доступностью.

При предсказании погоды по местным признакам пользуются следующим правилом: если погода сегодня такая же, как и вчера, и если нет признаков ее изменения, то завтра она будет примерно такой же, как и сегодня. Если наблюдаются признаки изменения погоды, используется их совокупность.

КЛИМАТ

Как ни изменчива погода, многолетние наблюдения позволяют установить в смене погод закономерную последовательность — определенный режим, типичный для данного места.

Состояние атмосферы, типичное для данного места и выражающееся в определенном режиме погоды, называется климатом.

Понятие «климат» не всегда трактовалось одинаково и не всеми одинаково трактуется в настоящее время.

Слово «климат» греческое и в переводе на русский язык означает «наклонение» (klima—наклон). Древние греки делили поверхность Земли в зависимости от угла падения на нее солнечных лучей (от наклона поверхности по отношению к лучам) и от продолжительности освещения (длины дня) на широтные пояса — «климаты» — климатические пояса. Позднее климатом называли температуру, свойственную различным климатическим поясам.

Длительное время под климатом понимали среднее состояние атмосферы. Климат характеризовался средними величинами значений метеорологических элементов, выведенными на основании многолетних наблюдений за погодой. Вычислялись средние суточные, средние месячные, средние годовые и средние многолетние значения температуры, количества осадков и т. д. Средние многолетние величины считались климатическими показателями (нормами климата). Кроме средних, вычислялись также крайние значения метеорологических элементов (наибольшие и наименьшие), определяющие пределы, в которых возможны отклонения от среднего состояния. Все климатические показатели получались путем подсчета — статистическим методом. Этот метод долго оставался единственным в так называемой классической климатологии. Его применение позволило обработать очень большой материал метеорологических наблюдений, создать климатические справочники, атласы, сделало возможными сравнительные характеристики и классификацию климатов. Статистический метод в климатологии не потерял практического значения и в настоящее время.

Однако механическое деление погоды на ряд метеорологических элементов мешало изучению (реального состояния атмосферы. Сочетания отдельно вычисленных значений метеорологических элементов оказывались искусственными, крайне редко встречающимися в природе. Развитию климатологии способствовало применение нового, комплексного метода, предложенного впервые Е. Е. Федоровым, основателем комплексной климатологии. Комплексная климатология рассматривает климат как многолетний режим погоды, проявляющийся в закономерной последовательности всех наблюдаемых в данной местности погод.

Сущность комплексного метода заключается в том, что климат характеризуется не отдельно взятыми осредненными метеорологическими элементами, а комплексами этих элементов, отражающими реальную погоду в конкретный период времени, — комплексными типами погоды. Каждый комплексный тип характеризует погоду отдельных суток. Один и тот же тип погоды может повторяться в одном месте и может встречаться в разных районах.

Комплексных типов погоды очень много. Все они группируются в 16 классов и в 3 большие группы: 1) безморозные, 2) с переходом температуры воздуха через 0° и 3) морозные. На каждые сутки заполняется специальная карточка погоды. Из таких карточек составляется каталог погод. Чем длиннее ряд лет, для которого составлен каталог, тем точнее характеристика климата.

В комплексной климатологии применяется графическое изображение структуры климата в погодах. Графики хорошо передают особенности климата того или иного района. На рисунке 69 по горизонтальной оси отложены месяцы, по вертикальной — повторяемость классов погоды. Графики структуры климата в погодах дополняются кривыми хода средних месячных температур и крайних температур воздуха, а также диаграммами годового хода осадков. Используются данные по радиационному и тепловому балансу. Для больших территорий составляются карты повторяемости различных классов погод. Комплексный метод имеет недостатки: типы погод выделяются по внешним признакам, графики структуры климата в погодах не отражают динамики процесса.

Одновременно с комплексной климатологией развивалась динамическая климатология, определяющая климат как закономерную последовательность метеорологических  процессов. Синоптико-динамический метод — метод динамической климатологии — позволяет с помощью синоптических карт раскрыть конкретные процессы, обусловливающие климат данной местности.

Первостепенное значение в формировании климата придается движению воздушных масс, их трансформации, процессам, связанным с фронтами, с циклонами и антициклонами. Но синоптико-динамический метод не дает возможности получить числовые показатели, особенно важные для специалистов-практиков.

В настоящее время успешно разрабатывается комплексно-динамический метод, сочетающий методы комплексной и динамической климатологии.

ФАКТОРЫ КЛИМАТООБРАЗОВАНИЯ

Типичное состояние атмосферы — многолетний режим погоды — определяется сложным сочетанием ряда факторов, среди которых главное место принадлежит радиационному балансу, циркуляции атмосферы и характеру подстилающей поверхности.

На Земле при условии однородной, достаточно влажной поверхности различия в климате зависели бы от двух первых факторов и изменение его в пространстве было бы строго зональным, т. е. были бы идеально выражены климатические пояса.

В экваториальном поясе много тепла, равномерно распределяющегося в течение года. Годовые амплитуды колебания температуры меньше суточных. Влагосодержание воздуха велико, относительная влажность большая. Постоянные ветры отсутствуют. Преобладает поднятие воздуха, сопровождающееся образованием облаков и выпадением ливневых осадков. В этой зоне формируется экваториальная воздушная масса.

В тропическом поясе солнечного тепла поступает летом больше, чем зимой, но зима теплая. Господствуют антициклоны и пассатные ветры, поэтому осадков мало. Тропическая зона — место формирования тропического воздуха.

В умеренном поясе тепло распределено в течение года очень неравномерно. Резко выражены термические сезоны. Циркуляция атмосферы сложная, преобладают западные ветры. Характерна циклоническая деятельность. В связи с этим осадки выпадают часто, причем зимой в виде снега. В умеренных широтах находится очаг формирования умеренной воздушной массы.

В- арктическом (антарктическом) поясе тепла мало. Годовые колебания температуры значительны, суточные — очень небольшие. Преобладает антициклоническая деятельность. Осадков мало. Формируется арктический (антарктический) воздух.

Сезонные смещения четырех описанных климатических поясов создают три промежуточных пояса, в которых процессы летом идут так, как в поясе, соседнем со стороны экватора, а зимой так, как в поясе, соседнем со стороны полюса. Это пояса переменного господства двух разных географических типов воздушных масс. Между экваториальным и тропическим поясами находится субэкваториальный пояс, отличающийся влажным летом и сухой зимой. Летом в нем господствует экваториальный воздух, зимой — тропический. Между тропическими и умеренными поясами лежит субтропический пояс с сухим летом и влажной зимой. Воздушные массы летом тропические, зимой — умеренных широт. Между поясами умеренным и арктическим (антарктическим) выделяется субарктический (субантарктический) пояс с господством арктического (антарктического)  воздуха зимой и воздуха умеренных широт летом.

В реальных условиях огромное климатообразующее значение имеет подстилающая поверхность, распределение суши и воды, течения, рельеф, цвет поверхности и т. д. Характер подстилающей поверхности оказывает влияние на составляющие радиационного баланса и на циркуляцию атмосферы.

Наличие водной поверхности и суши объясняет существование почти во всех климатических поясах двух разных климатов — морского и континентального. При поглощении одинакового количества тепла вода нагревается в 2—3 раза медленнее, чем суша, но и охлаждается она медленнее. Средняя величина альбедо водной поверхности на 10—20% ниже альбедо суши (без снега), поэтому при одинаковых условиях вода поглощает больше тепла. На нагревание воздуха, соприкасающегося с водой, последняя расходует всего около 0,4% поглощенной радиации. Излучение воды и суши почти одинаково. В общем радиационный баланс водной поверхности в умеренных широтах больше, чем баланс поверхности суши, и температура ее в среднем (без учета влияния течений) выше. В низких широтах такого положения нет, так как Океан отдает много тепла на испарение, а суша получает много тепла. Суточные амплитуды колебания температуры над Океаном очень малы (до 1°), годовые — больше суточных, но меньше, чем амплитуды колебания температуры на суше. Они увеличиваются за счет проникновения континентального воздуха с суши. Годовые максимумы и минимумы температуры запаздывают на 1—2 месяца. Поэтому весна" над Океаном холоднее осени.

Различный термический режим поверхности воды и суши определяет противоположный годовой ход давления: в умеренных широтах зимой происходят углубление барических минимумов над Океаном и усиление максимумов над сушей, летом — наоборот. Как следствие изменений давления по сезонам над 'материками и океанами возникает муссонная циркуляция.

Относительная влажность воздуха над Океаном обычно выше, что особенно заметно летом; облачность больше, чаще туманы; меньше продолжительность солнечного сияния.

Над Океаном и на суше, попадающей под влияние масс морского воздуха, осадки выпадают чаще, чем вдали от Океана.

Огромное влияние на формирование климата над Океаном и над омываемыми им частями материков оказывают океанские течения.

Теплые течения способствуют неустойчивости воздуха, развитию конвекции, выпадению осадков. Холодные течения уменьшают устойчивую стратификацию и ослабляют вертикальный обмен воздуха и водяного пара. Испарение влаги над теплым течением интенсивнее, чем над холодным. В Атлантическом океане в умеренных широтах (50° с. ш.) над теплым течением испаряется слой до 130 см воды в год, над холодным — около 63 см. В тропических и субтропических поясах испарение над теплыми течениями местами достигает 2000 см в год. Над холодным течением очень часто возникают туманы.

Во всех океанах, кроме Северного Ледовитого, существует система течений, в результате которой у восточных берегов материков в тропических широтах проходят теплые течения, в умеренных — холодные. У западных берегов, наоборот, в тропических широтах течения холодные, в умеренных теплые. Таким образом, теплые и холодные течения во всех климатических поясах поддерживают температурные  различия между западными и восточными частями Океана, вызывая нарушение в зональном распределении идеальных климатических поясов.

Велико и разнообразно влияние на климат рельефа. Особенно сильно проявляется оно в горах, где изменение с высотой всех метеорологических элементов приводит к образованию вертикальных климатических поясов.

С увеличением высоты радиационный баланс постепенно уменьшается.  Возрастающая  интенсивность солнечной радиации не покрывает излучения, увеличивающегося еще интенсивнее. При поднятии на 100м наблюдается  понижение температуры  в среднем на 0,6°. Зимой и в ночные часы летом, когда холодный воздух стекает в понижения, возникает инверсия. Этим объясняется тот факт, что в Верхоянске, на высоте 120 и над уровнем моря, средняя температура февраля — 48,8°, а на Верхоянском хребте (Семеновский рудник), на высоте 1020 м, на 18° выше.

Количество осадков с высотой возрастает до известного предела, выше которого оно начинает уменьшаться. В Гималаях такой предел находится на высоте 1000—1500 м, в Центральном Кавказе — на высоте 2500 м, в горах Средней Азии — на высоте 3000 м зимой и 4000 и летом.

На больших высотах выпадает снег. Там, где в течение теплого периода снег не успевает стаивать, образуются ледники.

Большие различия в климате вызываются экспозицией и крутизной склонов, а также характером форм рельефа, усложняющим условия радиационного и ветрового режима.

Горные хребты деформируют воздушные течения, как местные, так и общей циркуляции атмосферы. Даже невысокие плоские горы, расположенные на равнине, оказывают влияние на линии воздушных токов в средней тропосфере. Как правило, хребты активизируют циклоническую деятельность и вызывают увеличение облачности и осадков на наветренных склонах. Нередко они являются естественной границей между разными массами воздуха. Перемещаясь, холодный воздух растекается слоем сравнительно небольшой мощности, и хребты задерживают его распространение. Благодаря этому на Крымском и Кавказском побережьях Черного моря зимой сохраняется теплая погода.

Климат отражает все разнообразие характера подстилающей поверхности; на его формирование влияют снег и лед, покрывающие поверхность, почвенный и растительный ее покровы и т. д.

Под влиянием подстилающей поверхности нарушается однородность климатических поясов, что проявляется в различиях климатов, формирующихся в пределах пояса, в отклонении границ последнего от широтных и в появлении климатов с незональными признаками.

Крупные различия в характере поверхности (например, распределение суши и воды) сказываются в слое атмосферы мощностью несколько тысяч метров и приводят к формированию различных климатов над большими участками поверхности — к формированию макроклиматов.

Менее крупные, местные различия характера поверхности (например, распределение лесных массивов и полей) оказывают воздействие на слой тропосферы высотой несколько сотен (300—500) метров и объясняют формирование местных климатов, проявляющихся всегда на фоне макроклиматов.

КЛАССИФИКАЦИЯ МАКРОКЛИМАТОВ

Факторы климатообразования, действуя в разнообразных сочетаниях, создают такое многообразие климатов, в котором невозможно разобраться без их классификации. Трудно найти два совершенно одинаковых климата, но, выявив основные черты сходства и различий, можно сгруппировать их по одному или по нескольким ведущим признакам.

Первые классификации климатов появились в 70-х годах XIX в. л имели описательный характер. Выделенные климатические провинции назывались по географическому названию мест их расположения (Капская, Калифорнийская и т. д.). Количество провинций в классификации, предложенной А. Зупаном, достигает 103.

Широкое применение во всех странах получила классификация климатов, созданная В. П. Кеппемом в период 1900—1936 гг. В основу классификации климатов Кеппен положил различия в температуре и увлажнении, считая главным не одинаковую среднюю годовую температуру, а наличие или отсутствие ясно выраженной смены времен года. Кеппен выделяет пять климатических поясов: А — жаркий, В — сухой, С — умеренно-теплый, Д — умеренно-холодный, Е — холодный.

Пояса В, С, Д и Е повторяются по одному в каждом полушарии.

Пояс А. Средняя температура самого холодного месяца не ниже +18°. Годовая сумма осадков не менее 75 см. Границы пояса: июльская изотерма +18° на севере и январская изотерма +18° на юге.

Пояс В. Границы определяются соотношениями средней годовой температуры (t) и годового количества осадков (г), при этом учитывается характер распределения осадков в течение года: 1) при преобладании зимних осадков г≤2t; 2) при преобладании летних осадков ≤г2(t+14); 3)  при равномерном увлажнении r≤2 (t + 7).

Формулы соотношения t и г выведены Кеппеном эмпирически.                     ≥

В поясе В выделяются климат степей BS и климат пустынь BW. В пустынях предел засушливости в 2 раза меньше, чем в степях, и соотношение годового количества осадков и температуры соответственно изменяется: 1) г≤t, 2) r≤t+ 14, 3) г≤t+7.

Пояс С. Средняя температура самого холодного месяца ниже + 18°, но не ниже —3°. Может выпадать снег, но устойчивого покрова не образуется. Количество осадков-—менее предела засушливости (см. пояс В). Граница пояса со стороны экватора—изотерма +18° самого холодного месяца, со стороны полюса изотерма —3° самого холодного месяца.

Пояс Д. Средняя температура самого холодного месяца ниже—3°. Средняя температура самого теплого месяца не ниже +10°. Годовое количество осадков больше предела засушливости; образуется устойчивый снежный покров. Пояс ограничен со стороны экватора изотермой — 3° самого холодного месяца, со стороны полюса изотермой +10° самого теплого месяца.

Пояс Е. Средняя температура самого теплого месяца ниже +10°. Граница пояса — изотерма +10° самого теплого месяца — граница распространения леса. Климат холодного пояса делится на климат тундры (ЕТ) и климат мороза (EF). Граница между ними — изотерма 0° самого теплого месяца.

В поясах А, С, Д различаются климаты с сухой зимой (w), с сухим летом (s) и с равномерным увлажнением (f).

Кеппен выделил всего одиннадцать основных типов климата:

Af —влажных тропических лесов;  Cf   —умеренно-теплый, влажный;

Aw — саванн;   Dw — забайкальский;

BS —степей;   Df —холодных влажных зим;

BW—пустынь;   ЕТ —тундры;

Cs —■ средиземноморский;   EF —снегов.

Cw — китайский;

Буквенное обозначение — формулу климата — Кеппен считал главным и не придавал большого значения названиям. Буквы в климатической формуле ставят в порядке важности обозначаемых ими черт климата. Формула может состоять из трех букв, например: Cfa, Cfb, Cfc. Буква а показывает, что средняя температура самого теплого месяца выше 22°; b обозначает, что по крайней мере 4 месяца в году имеют среднюю температуру выше +10°; если количество месяцев со средней температурой +10° от одного до трех, то ставится буква с. Буквой d пользуются, когда нужно показать, что температура самого холодного месяца ниже —38°, например Dwd.

Классификация климатов, разработанная Кеппеном, отличается большой стройностью, четкостью и удобна для пользования. К недостаткам ее относят искусственное выделение предела засушливости (см. климат В) и употребление одних и тех же показателей для обозначения климатов гор и низменностей.

С классификацией Кеппена во многом сходна классификация, созданная Л. С. Бергом (1924), но последняя более географична: в ней учтена тесная взаимосвязь климата с рельефом, с почвенным и растительным .покровом.

Берг выделяет: климат низин, подразделяющийся на климат океанов и суши, и климат возвышенностей, подразделяющийся на климат нагорий и плато, климат горных стран и отдельных гор.

В климате низин (и океанов, и суши) по направлению от полюсов к экватору различаются 11 климатических поясов (зон), соответствующих 11 типам климата: климат тундры; тайги; лиственных лесов умеренной зоны; муссонов умеренной зоны; степей; пустынь внетропических; средиземноморский; лесов субтропических; пустынь тропических; саванн; влажных тропических лесов.

Учитывается, что над Океаном эти климаты выражены в более умеренной (смягченной влиянием Океана) форме.

На плато и в горах в общем повторяются те же типы климата, что и в низинах. Выше снеговой линии (выше нулевой изотермы самого теплого месяца) выделяется 12-й тип климата — климат вечного мороза.

Классификации климатов Кеппена и Берга основаны на внешних качествах и особенностях климатов и не вскрывают причин их образования.

КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ (описание дается по Алисову)

Климаты экваториального пояса. Количество суммарной солнечной радиации—140—150 ккал/см2 в год. Радиационный баланс на материке— 80 ккал/см2 в год, на Океане—100—120 ккал/см2 в год. Преобладают пониженное давление, слабые, неустойчивые ветры, благоприятствующие развитию термической конвекции.

Испарение одинаково велико как над Океаном, так и над материком, покрытым густой растительностью. Абсолютная влажность воздуха более 30 г/м3 над сушей, относительная влажность — 70% даже в наиболее сухих местах. Среднемесячная температура воздуха колеблется от 24 до 28°. Количество осадков почти всюду превышает возможное испарение и достигает в среднем 2000 мм в год. Наибольшее количестве осадков приходится в общем на периоды равноденствия, но эта закономерность не везде выдерживается.

Континентальный и океанский типы экваториального климата различаются очень мало.

В высокогорном экваториальном климате температура несколько ниже, количество осадков меньше (в связи с уменьшением с высотой влагосодержания). На высоте 4500 м лежит граница пояса вечных снегов.

Климаты субэкваториальных поясов (поясов тропических муссонов). Этот климат слагается как бы из двух климатических режимов: в летнем полушарии экваториальный муссон направляется от экватора и приносит влагу; в зимнем полушарии муссон дует к экватору от тропиков, влажность воздуха при этом падает.

Континентальный субэкваториальный климат формируется на всех континентах. Граница экваториальных муссонов во внутренних частях континентов лежит в среднем около 18° с. ш. Особенно далеко от экватора граница заходит в Азии (Индостан, Индокитай).

Континентальный субэкваториальный климат характеризуется влажным летом, сухой зимой и засушливой жаркой весной. На равнинах по мере удаления от экватора количество осадков уменьшается. Годовой ход температуры имеет два минимума (зимой и летом) и два максимума (весной и осенью). Некоторое понижение температуры летом вызывается воздействием экваториального воздуха, который в это время холоднее тропического на несколько (до 5) градусов. Количество осадков редко превышает 2000 мм в год.

В горных районах температура с высотой понижается, но характер годового хода метеорологических элементов сохраняется. На склонах, принимающих на себя экваториальные муссоны, количество осадков очень резко увеличивается, достигая предельного количества (Черра-пунджа).

Океанский субэкваториальный климат наблюдается на всех океанах в северном полушарии, в южном — над Индийским и западными частями Тихого и Атлантического океанов. Граница его распространения лежит в среднем около 12° широты. Вблизи этой границы чаще возникают тропические циклоны.

Лето в океанском субэкваториальном климате более влажное и более (на 2—3°) теплое, чем зима. От континентальной разновидности этого климата он отличается большей влажностью воздуха и менее высокой температурой.

Климаты тропических поясов. Годовое количество суммарной радиации вследствие малой облачности в тропическом поясе больше, чем в экваториальном: на материке—180—200 ккал1см2 в год, на Океане — 160 ккал/см2 в год. Однако, в связи с тем что эффективное излучение тоже очень велико, радиационный баланс составляет всего 60 ккал/см2 в год на материке и 80—100 ккал/см2 в год на Океане.

В антициклонах над океанами и в барических депрессиях термического происхождения над материками формируется тропический воздух, отличающийся от воздуха на экваторе меньшей влажностью. Для континентального тропического воздуха это объясняется очень малым испарением, для морского — устойчивой стратификацией пассатов (пассатной инверсией), мешающей вертикальному обмену и переносу влаги в более высокие слои тропосферы.

Континентальный тропический климат очень сухой и жаркий, с большими суточными амплитудами колебания температуры воздуха (до 40°). Средняя годовая амплитуда температуры воздуха около 20°. Относительная влажность летом около 30%. Этот климат характерен для внутриматериковых пустынь тропического пояса.

С высотой температура воздуха падает, количество осадков возрастает. Снеговая линия располагается примерно на высоте 5300 м, в особо защищенных областях поднимаясь до 6000 м.

Океанский тропический климат сходен с экваториальным, так как суточные и годовые амплитуды колебания температуры над Океаном сравнительно невелики, отличается от экваториального меньшей облачностью и устойчивыми ветрами.

Тропический климат западных побережий континентов очень своеобразен. Он характеризуется сравнительно низкой температурой воздуха (18—20°) и малым количеством осадков (менее 100 мм в год) при большой влажности воздуха (80—90%). Это климат прибрежных пустынь (Западная Сахара, Намиб, Атакама, Калифорнийская).

На формирование климата западного побережья материков в тропическом поясе оказывают влияние холодные течения и приток воздуха в восточной части субтропического максимума (антициклона) со стороны умеренных широт, усиливающие инверсию, существующую в пассатах. В результате граница температурной инверсии располагается ниже границы конденсаций и конвекция не развивается, а следовательно, не образуются облака и не выпадают осадки. Годовой ход температуры такой же, как в океанском типе. Очень часты туманы, развиты бризы.

С высотой температура воздуха сначала несколько возрастает (так как влияние холодного течения уменьшается), затем понижается; количество осадков не увеличивается.

Тропический климат восточных побережий континентов отличается от климата западных побережий более высокой температурой и большим количеством осадков. Благодаря влиянию теплого течения и воздуха, приносимого в западной части антициклона от экватора, пассатная инверсия ослаблена и не препятствует конвекции.

В горах на наветренных склонах осадков больше, но с высотой их количество не возрастает, так как пассаты влажны только в нижнем слое. На подветренных склонах осадков мало.

Климаты субтропических поясов. Зимой радиационный режим и характер циркуляции складываются почти так же, как и в умеренном поясе, летом — так же, как и в тропическом поясе.

По сравнению с тропическим поясом годовое количество солнечной радиации уменьшается примерно на 20%, ее сезонные колебания делаются более заметными.

Летом над океанами хорошо выражены антициклоны, над материками — области пониженного давления. Зимой в субтропическом поясе преобладает циклоническая деятельность.

Континентальный субтропический климат. Лето жаркое, сухое. Средняя температура летних месяцев 30° и выше, максимальная более 50°. Зима относительно холодная, с осадками. Годовое количество осадков около 500 мм, а на наветренных склонах гор — в четыре-пять раз больше. Зимой выпадает снег, но устойчивый снежный покров не образуется. С высотой количество осадков увеличивается. Температура воздуха понижается, и выше 2000 м над уровнем моря зимой короткое время сохраняется снежный покров.

Океанский субтропический климат отличается от континентального субтропического более равномерным годовым ходом температуры воздуха. Средняя температура наиболее теплого месяца около 20°, наиболее холодного около 12°.

Субтропический климат западных побережий материков (средиземноморский) . Лето нежаркое, сухое. Зима относительно теплая, дождливая. Летом побережье попадает под влияние восточной периферии субтропического антициклона (см. климат западных побережий тропического пояса). Зимой здесь  господствует  циклоническая   деятельность.

Субтропический климат восточных побережий имеет муссонный характер. Зима сравнительно с другими климатами этого пояса холодная и сухая, лето жаркое и влажное. Этот климат хорошо выражен только в северном полушарии, и особенно на восточном побережье Азии.

Климаты умеренных поясов. Радиационный баланс в среднем за год в два раза меньше, чем в тропическом поясе, что в значительной степени зависит от облачности. При этом летом он немногим отличается от радиацинного баланса тропического пояса, зимой же на материке радиационный баланс отрицательный. Развитие циклонической деятельности обеспечивает меридиональный перенос воздуха. Осадки связаны в основном с прохождением циклонов.

Континентальный умеренный климат — климат материков северного полушария. Лето теплое (может быть жарким), зима холодная с устойчивым снежным покровом.

Радиационный баланс в среднем за год 20—30 ккал/см2, в летние месяцы он мало отличается от тропического (6 ккал/см2 в мес), а в зимние составляет отрицательную величину (—1 ккал/см2 в мес).

Летом над материками происходит интенсивная трансформация воздушных масс, приходящих с океанов и с севера. Воздух нагревается, дополнительно увлажняется за счет влаги, испарившейся с поверхности материка. Зимой воздух охлаждается в антициклонах. Температура падает ниже — 30°. Осадков больше летом, но длительная трансформация воздуха может привести к засухе.

В горах летом значительно холоднее, чем на равнине, а зимой на равнине (в результате вхождения холодных масс воздуха) часто холод* нее, чем в горах. На склонах гор, особенно на западных, обращенных навстречу господствующим ветрам, осадков больше, чем на равнине.

Океанский умеренный климат. Радиационный баланс поверхности океанов в среднем за год в 1,5 раза больше, чем на материках. Теплые течения приносят в умеренные широты почти столько же тепла, сколько обеспечивает радиационный баланс. Около 2/3 тепла тратится на испарение, остальное идет на нагревание атмосферы (турбулентный теплообмен) зимой.

Зима над океанами значительно теплее, чем над материками, лето прохладнее. Весь год развита циклоническая деятельность.

Умеренный климат западных побережий материков формируется под воздействием западного переноса воздуха с Океана на материк; отличается от континентального меньшими годовыми колебаниями температуры. Осадки выпадают довольно равномерно во все сезоны.

Умеренный климат восточных побережий материков обусловлен перемещением воздуха летом с Океана на материк, зимой —с материка на Океан. Лето дождливое, зима сухая, холодная. Холодные течения понижают летнюю температуру воздуха, весной и в начале лета они способствуют образованию туманов.

Климаты субарктического и субантарктического поясов. Континентальный субарктический климат формируется только в северном полушарии. Радиационный баланс 10—12 ккал/см2 в год. Лето относительно теплое, короткое, зима суровая. Годовая амплитуда колебания температуры очень велика. Осадков мало (менее 200 мм в год). Летом преобладают ветры северных направлений. Приходящий с севера и трансформирующийся над материком воздух приближается по своим качествам к арктическому.

В горах зимой наблюдается мощная инверсия. Очень велики различия между летней и зимней температурами в понижениях рельефа, где обмен воздуха ослаблен.

Океанский субарктический и субантарктический климат не имеет резких различий между температурой зимы и лета. Годовая амплитуда температуры не больше 20°. Весь год развита циклоническая деятельность.

Климаты арктического и антарктического поясов. Радиационный баланс за год в среднем близок к нулю. Снежный покров не стаивает весь год. Большая отражательная способность снега приводит к тому, что даже летом радиационный баланс очень мал. Так, на ст. Пионерская (70э ю. ш.) при суммарной радиации в декабре 24 ккал/см2 в мес. радиационный баланс на поверхности снега меньше 2 ккал.

Преобладание антициклонической погоды способствует ПОСТОЯННОМУ охлаждению воздуха в центральных районах Арктики и Антарктики. Осадков мало. Однако осадки и конденсация влаги на холодной поверхности снега вместе превышают испарение.

Континентальный полярный климат хорошо выражен в южном полушарии. Характеризуется очень суровой зимой и холодным летом. Отрицательную среднюю температуру имеют все месяцы. Отмечена минимальная температура — 88,3°.

Океанский полярный климат — климат северных полярных областей, формирующийся над поверхностью Океана, покрытого льдом. В приходе тепла зимой заметную роль играет тепло океанских вод, проникающее через лед. С октября по апрель радиационный баланс отрицательный, с мая по сентябрь—-положительный.

Средняя температура января в центре Арктики {—40°) выше, чем на северо-востоке Азии. Летом в результате потери большого количества тепла на таяние снега и льда и на испарение температура около 0°. Погода летом преимущественно пасмурная. Осадков мало (около 100 мм в год).

МИКРОКЛИМАТ

Результаты взаимодействия атмосферы с подстилающей поверхностью прежде всего и больше всего сказываются в нижнем слое тропосферы. Режим метеорологических элементов в этом слое всегда имеет некоторые особенности, быстро сменяющиеся от места к месту.

Изменения количественных значений метеорологических элементов в разных частях приземного слоя воздуха под влиянием неоднородного характера поверхности не вызывают изменений режима погоды, типичного для данной местности в целом. Но они обусловливают возникновение местных особенностей климата, проявляющихся на незначительном пространстве. Совокупность местных особенностей климата называют микроклиматом.

Состояние поверхности, определяющее микроклиматические условия, сказывается в первую очередь в приземном слое толщиной несколько десятков метров. Теплообмен между воздухом и почвой здесь особенно активен. Днем приземные слои воздуха нагреваются сильнее, чем вышележащие, а ночью сильнее охлаждаются. Поэтому суточные колебания температуры очень велики. Температура с высотой в этом слое днем понижается, ночью часто наблюдается инверсия. Движение воздуха у поверхности замедленно. Это способствует накоплению в нем водяных паров. Особенности нижнего слоя атмосферы хорошо выражены в ясную, безветренную погоду; в пасмурную погоду и при ветре они сглаживаются.

При обычных условиях погоды перемешивание воздуха происходит уже на высоте 1,5—2 м над поверхностью. Поэтому при наблюдении за температурой и влажностью в приземном слое воздуха приборы устанавливают в пределах этого слоя.

На формирование микроклимата оказывают влияние неровности рельефа с колебаниями высот от нескольких сантиметров до нескольких десятков метров (микро- и мезорельеф). Об этом влиянии можно судить по приведенным ниже схематическим рисункам. На рисунке 71 показано распределение тепла вокруг холма при симметричном относительно юга поступлении тепла на его склоны (влияние экспозиции склонов).

На рисунке 72 видно воздействие холма на скорость ветра. Воздух обтекает препятствия, поэтому на наветренной стороне и по бокам холма скорость ветра увеличивается. Движение воздуха влияет на распределение осадков. На подветренной стороне ветер стихает, но здесь могут возникать завихрения воздуха. На наветренном склоне ветер замедляет падение капель, и они уносятся на подветренную сторону холма, где и выпадают. Таким образом, если наветренные склоны гор получают больше осадков, чем подветренные, то для микроформ рельефа наблюдается обратная картина.

Распределение ветра у препятствия сказывается и на распределении снежного покрова. Снежный покров сносится с наветренных склонов и откладывается в местах ослабления ветра.

Местные особенности климата возникают под влиянием растительного покрова. Растительность очень усложняет условия теплообмена и обмена влагой в приземном слое. Травяной покров задерживает солнечную радиацию. Так, например, покров из тимофеевки высотой около 50 см пропускает к поверхности не более 20% радиации, а на ржаном поле до поверхности доходит менее 10%. Но вместе с тем растительность задерживает и тепловое излучение поверхности. Поэтому температура поверхности под травяным покровом понижена, а амплитуды ее колебаний сглажены.

Испарение с общей площади листьев растений, покрывающих участок поверхности, может превышать испарение со свободной водной' поверхности, равной площади этого участка. Большое испарение и слабый обмен объясняют повышенную влажность воздуха среди  растений.

Влияние леса на микроклимат сходно с влиянием травяного покрова, но превосходит его своими масштабами. Густой лес пропускает к поверхности всего 2—7% падающей на него радиации. Продолжительность солнечного сияния в лесу снижена до 5—7 часов в день. При этом спектральный состав радиации изменяется. Лес холоднее поля летом и немного теплее зимой. Зимой лиственный лес оказывает меньшее влияние на суточные амплитуды колебаний температуры, чем хвойный, влияние которого на тепловой режим весь год примерно одинаково. Влажность воздуха в лесу выше, чем в открытом поле'. Ветровой поток, встречая на пути лес, в значительной степени обтекает его сверху, причем скорость ветра над лесом увеличивается (следствие сближения линии воздушных токов). В кронах деревьев ветер стихает, и в лесу, под кронами, он очень слабый. В тихую, ясную погоду можно наблюдать местный ветер, дующий днем внизу от леса к полю, наверху — со стороны поля к кронам деревьев; ночью циркуляция ветра противоположная.

Особый микроклимат возникает в больших населенных пунктах. Причиной являются обилие дыма или пыли над городами, особенности подстилающей поверхности (асфальт, железные крыши) и резкие неровности ее (строения), добавочное тепло, выделяемое при сжигании топлива и в процессе жизнедеятельности человека.

Температура воздуха в городе выше, чем вне его. Увеличение температуры воздуха заметно на высоте до нескольких сотен метров над городом. Влажность воздуха в городе обычно понижена вследствие повышения температуры и уменьшения испарения с поверхности. Скорость ветра в населенных пунктах, как правило, меньше, я а направление ветра сильно влияет планировка города. На большой высоте над городом скорость ветра больше, чем на той же высоте в его окрестностях.

Различие в температуре между городом и его окрестностями может вызвать местный ветер, дующий в сторону города. На улицах возникает циркуляция воздуха, обусловленная неодинаковым нагреванием теневой и солнечной сторон. Условия образования тумана и облаков над городом более благоприятны (ядра конденсации, восходящие воздушные токи), чем в окрестностях.

Воздействуя постоянно на поверхность, люди создают условия для возникновения местных особенностей климата и для их изменения. Учитывать эти особенности и характер изменений, вызываемых деятельностью людей, необходимо, в частности, в сельском хозяйстве, в строительстве при планировании населенных пунктов и т. д.

Изучением микроклимата занимается специальная наука — микроклиматология, имеющая очень большое практическое значение. Микро-климатология тесно связана с географией.

ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА

В связи с тем что факторы, определяющие формирование климата, непрерывно изменяются, соответственно происходит и изменение климата. Об этом изменении судят по данным инструментальных метеорологических наблюдений и по косвенным признакам: ископаемым остаткам животных и растений, показателям геологических процессов прошлого, литературным памятникам и т. д. Инструментальные наблюдения ведутся немногим более 200 лет, и поэтому косвенные данные являются основными при восстановлении картины климатов более отдаленного исторического прошлого и прошлого геологического. Эти данные нельзя считать безусловно достоверными, но, чем больше их количество, тем вероятнее правильность выводов. Вероятность восстановления климатов прошлого увеличивается с развитием знаний о современном климате Земли, а также с применением новых методов изучения косвенных признаков.

В историческое время резких изменений климата не происходило, но медленные его изменения наблюдаются. По подсчетам ученых, средняя температура воздуха на Земле за 50 лет с начала XX в. повысилась на 1°. Повышение температуры проявилось в несколько более раннем вскрытии рек (Западной Двины — на 17 дней, Невы — на 3 недели и т. д.), в некоторой тенденции ледников к отступанию (ледники Альп, Гренландии, Скандинавии, Аляски, Памира, Килиманджаро, Антарктиды). Ледник Федченко (Памир) с 1933 по 1957 г.отступил на 280—300 м, шельфовый ледник Росса (Антарктида) за 30 лет уменьшился на 300 м. Незначительное, казалось бы, повышение температуры привело к заметным последствиям: в Канаде (восточнее о. Виннипег) граница земледелия продвинулась на север, в Лапландии отмечено смещение к северу границы тундры и леса, в Исландии освободилась от льда поверхность, возделывавшаяся 600 лет назад, а затем перекрытая льдом. Никогда в истории суда не проходили так далеко на север в Арктике, гавани на Шпицбергене стали доступны для судов не три, как в 1900 г., а семь месяцев в году. Тают ледниковые острова в Северном Ледовитом океане. Сельдь, предпочитающая холодную воду, уходит от берегов Норвегии к северу. На всех континентах северного полушария отмечается некоторое расширение засушливых районов. Можно привести и другие доказательства изменения климата в сторону потепления за последние десятилетия.

Встает вопрос: как происходит изменение климата, является ли это неуклонным изменением его в одном направлении (в данном случае в сторону потепления), или климат испытывает колебания около какого-то среднего уровня, который, безусловно, также не остается совершенно неизменным?

На основании сопоставления многих полученных разными путями данных можно с уверенностью говорить о колебаниях климата, имеющих различную продолжительность и накладывающихся друг на друга. Колебания климата со сравнительно короткими периодами (менее 100 лет) называют внутривековыми, колебания климата, охватывающие более продолжительные промежутки времени,— сверхвековыми (многовековыми). Установление сверхвековых колебаний, несомненно, более затруднено, чем внутривековых, выявляющихся при непосредственных инструментальных наблюдениях. Не вызывают сомнения колебания климата с периодом в среднем 11 лет. Кроме того, отмечены колебания климата с периодами, кратными 11 годам (А. Дуглас), причем особенно выделяются 100-летние периоды.

Например, изотопный метод позволяет определить температуру воды древних водоемов. Изотопы кислорода О16, О18 и О14 входят в состав осадочных пород обычно в определенной пропорции (3000:5: 1), нарушающейся в зависимости от температуры той воды, в которой образовались отложения.

Изменения климата могут быть вызваны многими причинами, среди которых прежде всего следует учесть изменения положения Земли относительно Солнца и положения Солнечной системы в Галактике, изменения солнечной активности и состава солнечной радиации и изменения земной поверхности.

1. Положение Земли относительно Солнца не остается постоянным.

Наклон земной оси к эклиптике за 40 000 лет изменяется в пределах от 68° до 65О24'. Чем больше этот угол, тем меньше тепла получают летом полярные районы.

Эксцентриситет земной орбиты колеблется с периодом 92 000 лет. Соответственно изменяется расстояние от Земли до Солнца, что отражается на количестве солнечного тепла, получаемого Землей.

Период колебаний климата, связанный с явлением прецессии, равен 26 000 годам.

Изменения, вызванные совокупным действием этих причин, должны сказываться в высоких широтах в большей степени, чем в низких. Так, при увеличении угла наклона оси на 1° годовая величина солнечной радиации на 80е широты возрастает на 4,02%, на 0° — уменьшается всего на 0,35%.

Колебания климата Земли могут вызывать приливообразующие силы. Раз в 1800—1900 лет Солнце, Земля и Луна находятся не только на одной прямой, но и в одной плоскости, приливообразующие силы в это время особенно усиливаются, что должно вызывать интенсивный меридиональный перенос воздуха, сопровождающийся увлажнением климата. Если это так, то за промежуток времени в 1800—1900 лет более влажная и более сухая эпохи должны сменять друг друга. Предполагают, что обращение Солнечной системы вокруг ядра Галактики является причиной изменений климата с периодом ~ 200 млн. лет.

2. Переменной деятельностью Солнца объясняет изменения климата гипотеза Симпсона. Симпсон исходит из того, что при увеличении интенсивности солнечной радиации земная поверхность нагревается в низких широтах сильнее, чем в высоких. В связи с этим возрастает температурный градиент, усиливается циркуляция атмосферы, увеличиваются испарение, интенсивность облакообразования и количество осадков. Большая облачность увеличивает альбедо Земли и в то же время предохраняет земную поверхность от потерь тепла. В низких широтах колебания температуры сглаживаются, климат становится более океанским, дождливым. В высоких широтах средняя годовая температура повышается, облачность увеличивается, возрастает количество осадков, выпадающих преимущественно в виде снега. Снег не успевает стаивать в течение облачного, прохладного лета. Все эти условия способствуют накоплению снега, росту ледников и возникновению ледникового периода. При дальнейшем увеличении интенсивности солнечной радиации и росте температуры снег и лед начинают стаивать. Ледниковый период сменяется теплым межледниковьем. Затем все процессы идут в обратном порядке: уменьшение интенсивности солнечной радиации, некоторое понижение температуры, накопление снега. Постепенное уменьшение количества осадков приведет к исчезновению ледников, к смене ледникового периода холодной и сухой межледниковой эпохой.

Гипотеза П. П. Предтече некого связывает вековые колебания климатов с циклическими колебаниями деятельности Солнца, вызывающими изменения в общей циркуляции атмосферы. Усиление солнечной активности влечет за собой усиление циркуляции атмосферы, причем преобладающей становится меридиональная циркуляция. В результате экваториально-тропическая и полярная зоны расширяются. В первой температура (несколько снижается (влияние облачности), во второй — возрастает (за счет приноса теплых масс воздуха). Умеренная зона сокращается и даже может исчезнуть. Климат во всех зонах становится менее континентальным. Почти исчезают пустыни.

При ослаблении солнечной радиации преобладает западно-восточная циркуляция атмосферы; зоны экваториально-тропическая и полярная сохраняются; расширяется умеренная тона. Температура в экваториальной зоне повышается, в полярной понижается, климат умеренной зоны становится континентальным. Создаются условия для развития пустынь.

В периоды, переходные от максимальной к минимальной активности Солнца, происходит смена циркуляции, сопровождающаяся изменчивостью климатов. Периоды, когда температура в полярных областях понижается, а осадков выпадает еще много, благоприятны для накопления снега и льда. Различные циклы солнечной активности, накладываясь друг на друга, влияют совокупно.

На тепловые процессы в атмосфере, а следовательно, и на климат оказывает влияние изменение качественного состава солнечной радиации. Очень заметные изменения происходят в ультрафиолетовом излучении Солнца. Ультрафиолетовое излучение непосредственно не вызывает изменений теплового состояния тропосферы, но воздействует на климат посредством промежуточных процессов. Молекулы кислорода в высоких слоях атмосферы, под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца, расщепляются, образуются молекулы озона, поглощающие тепловое излучение Земли. Таким образом, увеличение ультрафиолетового излучения Солнца приводит к повышению температуры у земной поверхности. Ультрафиолетовое излучение способствует образованию в верхних слоях тропосферы ядер конденсации — гигроскопичных молекул азотного ангидрида. Конденсация водяного пара сопровождается выделением тепла, водяной пар задерживает тепловое излучение Земли. Таким образом, коротковолновая радиация Солнца переводит потенциальную энергию атмосферы в кинетическую.

Изменения климата объясняют изменением количества углекислого газа в атмосфере. Согласно расчетам Аррениуса, уменьшение в 2 раза содержания углекислого газа в атмосфере вызвало бы понижение средней годовой температуры на 4—5°, а его увеличение в 2 раза подняло бы температуру полярных стран на 8—9°.

По гипотезе Гемфриса, вековые изменения климата могут произойти в результате большего или меньшего помутнения атмосферы от поднявшейся вулканической пыли. Пыль, выброшенная в атмосферу, медленно опускаясь на Землю, оседает только через 1—3 года. Отражая и рассеивая солнечную радиацию, пылинки ослабляют приток ее к Земле. Земное же излучение пылинки задерживают слабо. В геологические эпохи, богатые извержениями, температура должна была быть пониженной.

3. Изменения характера земной поверхности должны привести к изменениям климата; так, увеличение площади суши в высоких широтах (до 40°) вызовет понижение температуры поверхности Земли, тогда как увеличение площади суши в низких широтах даст обратный эффект.

Если бы площадь суши уменьшилась на 10%, то температура на разных широтах изменилась бы следующим образом (по Е. Бруксу):

Антициклоны, возникающие над сушей в высоких широтах, усиливают ее охлаждение. При достаточном количестве осадков и низкой температуре может образоваться ледниковый покров. Лед и снег сильно понижают температуру воздуха, и это приводит к саморазрастанию ледников. Рост ледников задерживается устанавливающимися над ними антициклонами, препятствующими притоку осадков.

Е. Брукс считает, что для возникновения ледникового покрова достаточно первоначального охлаждения всего на 0,3°. Постепенно ледник снизит температуру на 25°.

Изменения климата могут быть связаны с изменением рельефа. Над горами, где атмосфера разреженна, бедна пылью и водяными парами, потери тепла Землей очень велики. Чем больше гор на Земле и чем они выше, тем ниже температура на поверхности Земли. Выравнивание современного рельефа привело бы к повышению температуры на 0,7°.

Если эпохи горообразования совпадают с эпохами расширения площади суши, оба фактора изменения климата складываются. В такие эпохи могут образовываться и расти ледники.

Каждая из рассмотренных причин может влиять на климат в той или иной степени, накладываясь друг на друга, эти влияния значительно осложняют общую картину изменения климата.


 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

85230. Таможенно-тарифное регулирование и обеспечение экономической безопасности страны 117.82 KB
  В условиях происходящей интернационализации и глобализации современное экономическое развитие определяется сочетанием двух противоречивых тенденций: подчинения мировой экономики интересам международной финансовой олигархии и транснационального капитала, с одной стороны, и конкуренции национальных экономических...
85231. Эволюция внешней политики Великобритании в середине XX – начале XXI века 104.44 KB
  Великобритания является одним из ведущих акторов международных отношений, а также членом таких влиятельных международных организаций как ООН, ОБСЕ, совет Европы, ЕС, Содружества Наций. Внешнеполитический курс Великобритании не был однороден на протяжении второй половины XX начала XX века.
85233. Проект организации взаимодействия хозяйствующих субъектов в сетях с разделенными интересами на примере ОАО «РЖД» 11.89 MB
  В результате разработок предложена графоаналитическая модель взаимодействия хозяйствующих субъектов в сетях с разделенными интересами, произведен выбор математического аппарата для формализации, исследовано влияние предоставления «окон» в графике движения поездов на результаты деятельности хозяйствующих субъектов.
85234. ОСОБЕННОСТИ НАСЛЕДОВАНИЯ ОТДЕЛЬНЫХ ВИДОВ ИМУЩЕСТВА ПО ЗАКОНОДАТЕЛЬСТВУ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ 446 KB
  Одним из наиважнейших элементов в системе частного права на котором в большой степени основывается институт права частной собственности выступает наследственное право поскольку даже сама возможность передачи по наследству нажитого направлена на обеспечение стабильности имущественных...
85235. ПУТИ СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ ИНВЕСТИЦИОННОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ НА ПРИМЕРЕ ЗАО «СТРОЙСЕРВИС» 374.5 KB
  Для успешного развития любой отрасли экономики необходимо своевременное воспроизводство капитала посредством инвестиций. Их количественный и качественный состав определяет характер и скорость восполнения экономических ресурсов, потребляемых в процессе производства благ.
85236. Совершенствование регулирования деятельности коммерческих банков Центробанком 724 KB
  Оптимизация стратегии реформирования российской экономики обеспечение стабильного развития и динамичных темпов экономического роста являются в настоящее время без преувеличения первостепенной задачей. Одной из важных задач российской экономической науки сегодня является исследование влияния государства...
85237. Утеплювач для зовнішніх огороджуючих конструкцій 457.06 KB
  Розрахунок тепловтрат зовнішніх огороджуючи конструкцій. Найбільш поширеними системами теплоізоляції є системи фасадної теплоізоляції опоряджені штукатурками та конструкції зовнішніх стін із фасадною теплоізоляцією з вентильованим повітряним прошарком.