ГЛАВНАЯ          НАВЕРХ

1. Происхождение атмосферы. Атмосфера, как компонент географической оболочки.

Первичная гелиево-водородная атмосфера была утеряна Землей при разогреве. Некоторое время Землю обволакивал мощный слой из водяного пара и газов малопроницаемых для солнечных лучей. Вулканические процессы обогатили атмосферу углекислым газом. В конце PZ состав атмосферы в целом уже мало отличался от современного: она стала азотно-кислородной. Состав современной атмосферы как и в ранние геологические эпохи регулируется организмами.

Дифференциация вещества – характернейшая черта эволюции Земли. Выражением ее служит оболочечное строение Земли.Атмосфера составляет структурную часть географической оболочки, а её вещество – её компоненты.

•          Воздействие земной коры на атмосферу. посредством морфологии (рельефа) земной поверхности.            вулканизм.     тепловое воздействие. нарушение термики океанических вод, вызванное землетрясениями .            эоловое (пылевое) загрязнение атмосферы

•          Воздействие гидросферы на атмосферу.   поставщик паров воды.       теплообмен

•          Воздействие атмосферы на другие части географической оболочки.   проникновение посредствам участия в фотосинтезе кислорода атмосферного воздуха. проникновение воздуха в глубокие недра земной коры.   растворение газов в воде мирового океана. процесс выветривания горных пород. образование течений, волн (под действием ветров)

2. Температура воздуха.

Температура - физическая величина, характеризующая состояние термодинамического равновесия системы. Более высокой температурой обладают те тела, у которых средняя кинетическая энергия молекул (атомов) выше.

Кроме того, в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. Температура в метеорологии в большинстве стран измеряется в единицах СИ, т. е, в градусах Цельсия (°С)., или шкала Кельвина. В некоторых странах используется температурная шкала Фаренгейта. Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы. Теплообмен осуществляется, радиационным путем, путем испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара. Изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. (изменениями атмосферного давления), теплопроводности, а затем - турбулентности. Для высоких слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение. Изменения температуры, связанные с адвекцией— с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвентивными. о притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла;

З. Суточный и годовой ход температур.

1.         поверхности почвы.

Минимум через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации

в13—14 ч достигает максимума в суточном ходе. Отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит путем эффективного излучения, и путем увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе т.к. днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух. Ночью температура почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. Суточная амплитуда температуры. Температура поверхности почвы, конечно, меняется ив годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой.

2.         Поверхности водоемов

3.         Нагревание и охлаждение распространяются в водоемах на более толстый и обладающий большей теплоемкостью слой, чем в почве. Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды незначительны. Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана значительно больше, чем суточная, но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. В тропиках она порядка 2—3°С, под 40° с.ш. около 10°С.

На внутренних морях и значительно большие годовые амплитуды —до 20°С и более. Как суточные, так, и годовые колебания распространяются в воде (также с запозданием) до больших глубин, чем в почве.

Земной поверхности

 Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности, отставая на некоторое время Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также адвекции, т.е. от притока воздушных масс с другой температурой.

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется также по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности. Понятно, что малые суточные амплитуды температуры поверхности моря определяют и малые суточные амплитуды температуры воздуха над морем. Суточные амплитуды температуры поверхности открытого океана измеряются десятыми долями градуса.

4. Непериодические изменения температуры воздуха. Адиабатические изменения температуры сухого воздуха. Вертикальный температурный градиент.

Адиабатическим называется процесс, протекающий без теплообмена с окружающей средой, — в нашем случае с окружающей атмосферой. Увеличение давления при адиабатическом процессе ведет к увеличению температуры, уменьшение – к падению температуры.

В теплом воздухе давление падает с высотой медленнее, чем в холодном. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым. Иными словами, теплые области в атмосфере являются в высоких слоях областями высокого давления, а холодные области — областями низкого давления. Температура в вертикальном атмосферном столбе может распределяться по высоте самым различным образом, отражая тепловое влияние самых разнообразных процессов, происходящих во всей толще атмосферы. Фактическое распределение температуры с высотой не подчинено никакой простой закономерности,

вертикальный градиент температуры - изменение температуры в атмосфере на единицу высоты. В реальной атмосфере вертикальный градиент температуры может меняться в широких пределах. В средних широтах он равен 0,65°С/100 м, Достаточно часто наблюдаются случаи, когда температура воздуха в некотором слое атмосферы с высотой не падает, а растет – инверсия.

5. Потенциальная температура. Влажноадиабатический градиент.

Это температура, которую получил бы воздух, если его адиабатически опустить (поднять) до давления 1000 гПа.

Ее можно определить с достаточной точностью, т.к. известно, что на каждые 100 м спуска температура должна возрастать на один градус.

Вычисляя потенциальную температуру воздушных масс, находящихся на разных высотах, можно сравнивать их тепловое состояние.

По самому смыслу потенциальной температуры ясно, что

при изменении состояния воздуха по сухоадиабатическому закону потенциальная температура индивидуального объема воздуха остается неизменной.

Изменение потенциальной температуры воздушной массы показывает, что процесс перестал быть сухоадиабатическим. Действительно, когда начинается конденсация и выделяется теплота конденсации, потенциальная температура возрастает.

Влажноадилбатнчгские изменения температуры

Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом.

Между адиабатическим подъемом сухого и влажного ненасыщенного воздуха имеется принципиальное различие. Адиабатический подъем сухого воздуха ведет только к падению температуры в нем. Если же поднимается влажный ненасыщенный воздух, то вместе с адиабатическим понижением температуры содержащийся в воздухе водяной пар постепенно приближается к состоянию насыщения. Наконец, на какой-то высоте температура понизится настолько, что водяной пар достигнет насыщения.

При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный, т. е. уже не по сухоадиабатическому закону. В нем происходит конденсация избыточного количества водяного пара, вследствие чего выделяется теплота конденсации. Выделение этой теплоты идет на совершение части работы расширения поднимающегося воздуха. Тем самым оно замедляет понижение температуры при подъеме. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения.

В сухом и ненасыщенном влажном воздухе при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты — величина постоянная (прямолинейная зависимость). Однако при влажноадиабатическом процессе изменение температуры на каждую единицу высоты — величина переменная. И линии изменения температуры в осях координат температура — высота — кривые, а не прямые. По мере увеличения высоты насыщающие количества водяного пара становятся все меньше и меньше, влажноадиабатический градиент приближается к сухо-адиабатическому градиенту, поэтому наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. По этой причине на графике влажные адиабаты обращены выпуклостью вверх.

При очень низких температурах, которые имеет воздух, поднимающийся в высоких слоях атмосферы, водяного пара в нем остается мало и выделение теплоты конденсации поэтому тоже незначительное. Падение температуры при адиабатическом подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому градиенту.

При опускании насыщенного воздуха процесс изменения температуры происходит по-разному в зависимости от того, остались ли в воздухе продукты конденсации (капли и кристаллы) или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.

Если в воздухе нет продуктов конденсации, то как только он начнет опускаться и начнет расти температура, воздух становится ненасыщенным. Следовательно, изменение температуры пойдет по сухоадиабатическому закону, т. е. воздух, опускаясь, будет нагреваться на 1°С/100 м.

Если в воздухе сохранились продукты конденсации (капельки и кристаллы), образовавшиеся при подъеме, то при опускании и нагревании воздуха они будут постепенно испаряться. При этом часть внутренней энергии опускающегося воздуха затрачивается на испарение капелек и кристаллов, т. е. часть тепла воздушной массы переходит в скрытую теплоту парообразования, поэтому температура повышается меньше, чем при сухоадиабатическом опускании.

6. Инверсии температуры.

Падение температуры с высотой можно считать нормальным явлением для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере — почти повседневное явление.

Инверсию температуры можно характеризовать высотой нижней границы, т. е. высотой, с которой начинается повышение температуры, толщиной слоя, в котором наблюдается повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры.

По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности. Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко. У подстилающей поверхности температура самая низкая, с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой.

Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью, основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере, однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км. Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной — от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1°С и меньше до 10—15° С и больше.

Слишком сильная турбулентность неблагоприятна для образования и сохранения инверсии, так как охлажденный воздух будет ею быстро рассеиваться.

Приземные инверсии

Для образования приземных инверсий особенно благоприятны ясные ночи со слабым ветром. Такие условия погоды характерны для антициклонов и весной и осенью могут привести к ночным заморозкам. Явление заморозков, как правило, связано с образованием приземной инверсии.. С приземными инверсиями связаны также так называемые поземные

С восходом Солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы сменяется прогреванием.

Рельеф местности может усиливать инверсию. Так, охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, откуда выхоложенный воздух не находит выхода.

Весной теплый воздух, текущий над снежным покровом, охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная или весенняя инверсия. Если ветер достаточно сильный, то вследствие турбулентности эта инверсия обнаруживается не у самой земной поверхности, а на некоторой высоте.

Над полярными льдами приземные инверсии часты и летом. В это время они связаны с охлаждением воздуха над тающим льдом. Вместо инверсии может наблюдаться также состояние, близкое к изотермическому, т. е. с вертикальными градиентами температуры, близкими к нулю.

Приподнятые инверсии

 Приподнятые инверсии, т. е. инверсионные слои в свободной атмосфере, возникают преимущественно в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем, и наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов.

Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями оседания. Они возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания. Инверсии оседания образуются именно в устойчивых воздушных массах антициклонов, где воздух обладает нисходящими составляющими движения. При этом решающее значение имеет наличие максимума оседания в свободной атмосфере. Опускаясь вниз, оседая вследствие горизонтального растекания, атмосферный слой в то же самое время сжимается вследствие повышения давления

Инверсии оседания покрывают обширные территории в соответствии с размерами антициклонов, в которых они возникают Особенно велики инверсии оседания в зимних устойчивых антициклонах над материками умеренных широт. Почти постоянно инверсии или изотермии наблюдаются в нижних двух километрах в зоне пассатов на обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов (см. гл. седьмую, параграф 12).

Кроме инверсий оседания в тропосфере наблюдаются

фронтальные инверсии. Фронты, разделяющие теплую и холодную воздушные массы, в тропосфере становятся узкими фронтальными зонами перехода от холодной к теплой воздушной массе. При этом клин холодного воздуха лежит под теплой воздушной массой.

7. Испарения и влажность воздуха. Скорость испарения. Сумма испарения.

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие испарения растительностью.

Суть процесса испарения заключается в отрыве отдельных молекул воды от водной поверхности или от влажной почвы и переходе в воздух в качестве молекул водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения отчасти вследствие собственного движения молекул и главным образом вместе с воздухом.

Но одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Когда достигается состояние подвижного равновесия — возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности,— испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул. Такое состояние называют насыщением.

 Измерение испарения — трудная задача, для определения испарения с больших географических площадей прибегают к расчетным методам.

Говоря о количестве воды, испаряющейся в той или иной местности, нужно различать фактическое испарение н возможное испарение, или испаряемость.

Испаряемостью называют максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги.

Испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением с поверхности почвы. Для почвы с недостаточным увлажнением фактическое испарение меньше, чем для водной поверхности при тех же условиях, т.е. меньше испаряемости, потому что не хватает влаги, которая могла бы испаряться(пустыни, льды).

Скорость испарения

Скорость испарения выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени (например, за сутки) с данной поверхности. Она прежде всего пропорциональна разности между давлением насыщенного водяного пара при температуре испаряющей поверхности и фактическим давлением водяного пара в воздухе. Чем меньше разность, тем медленнее идет испарение. Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел существенное значение.

Наконец, испарение зависит от скорости ветра, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и поддерживают необходимый дефицит насыщения в непосредственной близости от нее.

В полярных областях при низких температурах испаряющей поверхности как давление насыщенного водяного пара так и фактическое давление водяного пара е малы и близки друг к другу значит испаряемость мала.

В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и резко возрастает внутри материков, особенно в пустынях.

У экватора, где дефицит насыщения мал, испаряемость относительно низкая.

Влажная почва, покрытая растительностью, может терять влаги больше, чем водная поверхность,. Но почва в районах с недостаточным увлажнением, конечно, испаряет меньшее количество воды — не более того, что она получает в результате впитывания дождевой и талой воды.

испарение с океанов (где оно совпадает с испаряемостью) значительно превышает испарение с суши.

Влажность

Влажность воздуха прежде всего зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. Естественно, что над океаном испарение больше, чем над материками, так как оно не ограничено

запасами воды. В то же время в каждом месте влажность воздуха зависит от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район воздушные массы, более влажные или более сухие, из других областей Земли. Наконец, для каждой температуры существует состояние насыщения, т.е. существует некоторое

предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено.

Для количественного выражения содержания водяного

пара в атмосфере используют различные характеристики влажности воздуха.

Абсолютная влажность а — масса водяного пара в граммах в 1 м3 воздуха, т.е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр.

При расширении воздуха объем его увеличивается и то же количество водяного пара распределяется на большой объем; следовательно, абсолютная влажность уменьшается. При сжатии воздуха абсолютная влажность растет.

Удельная влажность (массовая доля водяного пара) ц — отношение массы водяного пара в некотором объеме к общей массе влажного воздуха в том же объеме. Если этот объем равен 1 м3, можно определить удельную влажность и как отношение плотности водяного пара к обшей плотности влажного воздуха.

В отличие от абсолютной влажности удельная влажность не меняется при адиабатическом расширении или сжатии воздуха, так как при адиабатических процессах меняется объем воздуха, но не масса его.

8. Суточный и годовой ход абсолютной влажности. Влажность различных воздушных масс.

Суточный ход относительной влажности зависит от суточного хода фактического парциального давления пара е и от суточного хода давления насыщенного пара Но последний находится в прямой зависимости от суточного хода

температуры. Давление пара е в общем меняется в суточном ходе не очень значительно. Гораздо резче меняется вместе с температурой давление насыщенного пара. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры. При падении температуры относительная влажность растет, при повышении температуры — падает. В результате суточный минимум относительной влажности совпадает с суточным максимумом температуры воздуха, т.е. приходится на послеполуденные часы, а суточный максимум относительной влажности совпадает с суточным минимумом температуры, т.е. приходится на время около восхода Солнца.

На море средняя суточная амплитуда относительной влажности небольшая, поскольку небольшая и суточная амплитуда температуры. На суше суточная амплитуда больше, чем на море, особенно летом.

Конечно, в ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные, как и суточный ход температуры.

Нарушения в суточный ход относительной влажности вносят бризы на берегах морей. При дневном бризе с моря температура падает, а относительная влажность растет вопреки нормальному суточному ходу.

Причиной двойного суточного хода влажности воздуха является развитие конвекции над сушей летом в дневные часы. Начиная с восхода Солнца почва нагревается. Вместе с этим возрастает испарение и давление пара у земной поверхности растет. Около 8—10 ч в приземном слое уже устанавливается неустойчивая стратификация, и конвекция получает достаточное развитие. В процессе конвекции устанавливается перенос водяного пара в направлении его градиента, снизу вверх, что приводит к дневному падению содержания пара у земной поверхности. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы еще велико, и потому содержание пара у земной поверхности начинает расти. Но в ночные часы испарение сильно уменьшается, а при охлаждении воздуха от земной поверхности водяной пар даже конденсируется — образуется роса. Отсюда и ночное падение давления пара.

 В годовом ходе относительная влажность также меняется обратно температуре. Однако в муссонных районах относительная влажность увеличивается летом при поступлении морского воздуха и при выпадении муссонных дождей и уменьшается зимой в период выноса сухих воздушных масс с материка.

9. Географическое распределение влажности воздуха

Максимальная влажность воздуха на суше отмечается в области экваториальных лесов.

Влажность воздуха, как и температура, убывает с широтой. Кроме того, зимой она, как и температура, ниже на материках и выше на океанах, поэтому зимой изолинии давления пара или абсолютной влажности, подобно изотермам, прогнуты над материками в направлении к экватору. Над очень холодными внутренними районами Центральной и Восточной Азии возникает даже область особенно низкого давления пара с замкнутыми изолиниями.

Однако летом соответствие между температурой и содержанием пара меньше. Температуры внутри материков летом высокие, но фактическое испарение ограничено запасами влаги, поэтому водяного пара может поступать в воздух не больше, чем над океанами, а фактически его поступает меньше. Следовательно, и давление пара над материками не увеличено в сравнении с океанами, несмотря на более высокую температуру. Поэтому в отличие от изотерм изолинии давления пара летом не выгибаются над материками к высоким широтам, а проходят близко к широтным кругам. А пустыни, такие, как Сахара или пустыни Средней и Центральной Азии, являются областями пониженного давления пара с замкнутыми изолиниями.

В материковых областях с преобладающим круглый год переносом воздуха с океана, например в Западной Европе, содержание пара достаточно большое, близко к океаническому и зимой и летом. В муссонных областях, таких, как юг и восток Азии, где воздушные течения направлены летом с моря, а зимой с суши, содержание пара велико летом и мало зимой.

Относительная влажность всегда высокая в экваториальной зоне, где содержание пара в воздухе очень большое, а температура не слишком высокая вследствие большой облачности. Относительная влажность всегда высокая и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов, в антарктических водах, где она достигает таких же или почти таких же высоких значений, как и в экваториальной зоне. Однако причина высокой относительной влажности здесь другая. Содержание пара воздуха в высоких широтах незначительное, но и температура воздуха также низкая, особенно зимой Сходные условия наблюдаются зимой над холодными материками средних и высоких широт.

Очень низкая относительная влажность (до 50% и ниже) наблюдается круглый год в субтропических и тропических пустынях, где при высоких температурах воздух содержит мало пара.

10. Основные процессы облакообразования и типичные облака им свойственные.

 В атмосфере в результате конденсации возникают скопления продуктов конденсации — капель и кристаллов, видимых простым глазом. Их называют облаками. Облачные элементы — капли и кристаллы — настолько малы, что их вес уравновешивается силой трения. Установившаяся скорость падения капель в неподвижном воздухе равна нескольким долям сантиметра в секунду, а скорость падения кристаллов — еще меньше. Существующее в атмосфере турбулентное движение воздуха приводит к тому, что столь малые капли к кристаллы вовсе не выпадают, а длительное время остаются взвешенными в воздухе, смещаясь то вниз, то вверх.

 Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащем облака, убывает, то облака испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и утяжеляется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность.

 Принципиальной разницы в строении облаков и туманов нет. В горах возможно возникновение облака на самом горном склоне. Для наблюдателя, смотрящего снизу, из долины, это будет облако, для наблюдателя на самом склоне — туман.

  Образование капель при конденсации в атмосфере всегда происходит на так называемых ядрах конденсации. Если зародыш капли возникает без ядра в виде комплекса молекул, он оказывается неустойчивым: молекулы тут же разлетаются снова. Роль ядра конденсации заключается в том, что оно вследствие своей гигроскопичности увеличивает устойчивость образовавшегося зародыша капли. Если воздух искусственно освободить от ядер конденсации, то конденсации не будет даже при большом пресыщении.. Аэрозольные примеси к воздуху в значительной части могут служить и ядрами конденсации.

 Важнейшими ядрами являются частички растворимых гигроскопических солей, особенно морской соли. Частички попадают в воздух в больших количествах при волнении моря и разбрызгивании морской воды и при последующем испарении капель в воздухе.

 Конденсация происходит также на гигроскопических твердых частичках и капельках, являющихся продуктами сгорания или органического распада. Это азотная и серная кислоты, сульфат аммония и др. В промышленных центрах в атмосфере содержится особенно большое число таких ядер конденсации. По-видимому, роль ядер конденсация играют также негигроскопические, но смачиваемые, достаточно крупные частички.

 Размеры облачных капель варьируют в широких пределах — от долей до сотен микрометров. В зависимости от условий образования и от стадии развития облако может состоять изкапель как сравнительно однородных, так и весьма различных поразмерам.

 Кристаллы в облаках разнообразны по форме и размерам. Замерзание капель при низких температурах дает ледяные шестиугольные пластинки. При дальнейшей сублимации (кристаллизации) они растут и на их углах появляются разветвления (лучи). На этих разветвлениях образуются новые, и кристаллы превращаются в шестилучевые звезды (снежинки. Величина их может достигать нескольких миллиметров в диаметре.

 Отдельные облака существуют очень короткое время. Например, время существования отдельного кучевого облака иногда исчисляется всего 10—15 мин. Это значит, что недавно возникшие капли, из которых состоит облако, снова быстро испаряются. Но даже длительное существование облака не означает, что оно находится в неизменном состоянии, т.е. длительное время состоит из одних и тех же частиц. В действительности элементы облака постоянно испаряются и возникают заново. Длительно существует определенный процесс облакообразования; облако же является только видимой в данный момент частью общей массы воды, вовлекаемой в этот процесс.

 Взвешенность облаков также обманчива. Если облако не меняет своей высоты, то это еще не означает, что составляющие его элементы не выпадают. Капли в облаке могут опускаться, но, достигая нижней границы облака, они переходят в ненасыщенный воздух и испаряются. В результате облако будет казаться длительно находящимся на одном уровне.

Микроструктура и водность облаков

 По фазовому состоянию облачных элементов облака делятся на три класса.

 Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных. В этом случае капли находятся в переохлажденном состоянии, что в атмосферных условиях вполне обычно.

 Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных капель и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температурах от —10 до —40°С.

 Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов. Они преобладают, как правило, при температурах ниже —30°С.

 В теплое время года водяные облака образуются главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные — в средних слоях, ледяные — в верхних. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать и вблизи земной поверхности.

 Массу капель воды и кристаллов льда в единичном объеме облачного воздуха называют водностью облаков. Содержащиеся в единице объема облачного воздуха капли кристаллы так малы, что несмотря на их значительное количество масса воды в жидком виде в облаках невелика.

 Облака различают по высоте:

облака верхнего яруса (выше 6 км) — перистые, перисто-слоистые, перисто-кучевые — состоят из ледяных кристаллов. Эти облака имеют белый цвет, они полупрозрачные и мало затеняют солнечный свет;

 облака среднего яруса (2-6 км) — высоко-слоистые и высоко-кучевые — состоят из мельчайших капель и кристаллов льда; представляют собой облачные пласты или гряды белого или серого цвета. Это достаточно тонкие

облака, более или менее затеняющие солнце.

 облака нижнего яруса (ниже 2 км) — слоистые, слоисто-кучевые и слоисто-дождевые — состоят преимущественно из капель. Слой их мощный (несколько километров).

11. Барическое поле на земной поверхности и в атмосфере.

 Известно, что пространство, каждой точке которого соответствует значение какой-либо величины, называют полем этой величины. В нашем случае в каждой точке атмосферы имеется определенное давление. Это значит, что давление образует поле, которое называют барическим, полем или полем давления. Давление в каждой точке атмосферы характеризуется одним числовым значением, его можно наглядно представить на плоскости — линиями равных значений. Изобара — линия, соединяющая точки с одинаковым давлением на уровне моря (или на какой-либо поверхности уровня),

 Для представления поля давления в трехмерном пространстве используют изобарические поверхности.

Поэтому если даже на уровне моря давление будет везде одинаковым, то вышележащие изобарические поверхности будут ниже в холодных областях атмосферы и выше в теплых.

            Атмосфера находится в непрерывном движении. Это движение связано с непрерывным перераспределением давления. непрерывное движение приводит к тому, что форма изобарических поверхностей (барический рельеф) непрерывно меняется не только от точки к точке, но

и во времени. Таким образом, барическое поле зависит от географических координат (широты и долготы), высоты и времени.

12. Ветер. Влияние препятствий на ветер.

 Движение воздуха относительно земной поверхности называется ветром. Как правило, имеется в виду горизонтальная составляющая движения. Иногда говорят о восходящем или нисходящем ветре, т. е. учитывают вертикальную составляющую

 Направление ветра определяется с помощью флюгера,

ветра.. Чтобы охарактеризовать ветровой режим какого-либо места, определяют повторяемость того или иного румба ветра за определенный промежуток времени. В одних районах повторяемость различных направлений ветра за длительное время почти одинакова, в других — наблюдается хорошо выраженное преобладание одних направлений над другими в течение всего сезона или года Повторяемость и направление ветра зависят от условий общей циркуляции и (отчасти) от окружающего рельефа.

Чтобы охарактеризовать климатический режим ветра, можно для каждого пункта построить диаграмму распределения повторяемости направлений ветра по основным румбам — так называемую розу ветров

 Скорость ветра у земной поверхности измеряется анемометрами разной конструкции или флюгером Вильда.

 Направлением ветра в метеорологии называют направление, откуда он дует. Указать это направление можно либо назвав точку горизонта, откуда дует ветер, либо определив угол, образуемый направлением ветра с меридианом, т. е. его азимут.

 движение воздуха не является строго упорядоченным .(ламинарным), когда отдельные объемы воздуха движутся параллельно окружающим объемам с одинаковой скоростью. Наоборот, ветер всегда обладает турбулентностью: отдельные объемы воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В общем турбулентном потоке воздуха отдельные объемы движутся неправильным образом, в воздухе возникают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. Отдельные массы воздуха, увлекаемые вихрями и струями — так называемыми элементами турбулентности, движутся очень сложно по отношению к общему переносу. Они могут двигаться по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти элементы турбулентности — не молекулы, а крупные объемы воздуха, линейные размеры которых измеряются сантиметрами, метрами, десятками метров. Следовательно, на общий направленный перенос воздуха накладывается множество хаотических, беспорядочных движений отдельных элементов турбулентности по сложным переплетающимся траекториям. Турбулентный характер движения проявляется в порывистости ветра, т. е. в резких пульсациях мгновенных скоростей и направлений ветра, которые колеблются около некоторых средних значений.

Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра. Разность скоростей ветра в соседних слоях называется сдвигом ветра. Особенно велик сдвиг ветра в нижних слоях атмосферы, где воздух испытывает трение о земную поверхность

и скорость ветра быстро растет с высотой. Поэтому в нижних слоях атмосферы особенно велика турбулентность, причем она может развиваться в термически однородном потоке воздуха. Поэтому условно можно говорить о динамической турбулентности. Но в развитии турбулентности принимает участие и так называемая архимедова, или гидростатическая сила, т. е. сила плавучести. Более теплые и, следовательно, менее плотные объемы по сравнению с окружающим воздухом всплывают вверх. Массы воздуха более холодные и более плотные, чем окружающий воздух, опускаются вниз. Такое перемещение , воздуха за счет различий в плотности происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т. е. чем больше вертикальный градиент температуры. Поэтому можно условно говорить о термической турбулентности, определяемой температурными условиями.

В реальной атмосфере турбулентность всегда обусловлена обоими факторами, и правильнее говорить о большей или меньшей роли термического фактора в ее возникновении н развитии.

 Зримым следствием турбулентности является порывистость ветра, которая проявляется в постоянно и быстро меняющихся пульсациях скорости и направления ветра около некоторых средних значений. Причина колебаний (пульсаций или флуктуации) ветра — турбулентность.

 Из вышеизложенного ясно, что порывистость ветра тем больше, чем больше турбулентность. Следовательно, она сильнее выражена над сушей, чем над морем. Особенно велика порывистость в районах со сложным рельефом местности. Она больше летом, чем зимой; имеет послеполуденный максимум в суточном ходе.

 В атмосфере турбулентность является причиной болтанки самолетов. Болтанка особенно велика в сильно развитых облаках конвекции.

 Влияние препятствий на ветер

 Всякое препятствие, стоящее на пути ветра, видоизменяет или, как часто говорят, возмущает поле ветра. Препятствия могут быть крупномасштабными, как горные системы и горные хребты, мезомасштабными, как отдельные долины, и мелкомасштабным и, как здания, лесные полосы и т.д. В соответствии с размерами препятствия и масштаб возмущений в поле ветра так же различен. В зависимости от размеров препятствия и от сратификации воздушного потока он либо обтекает препятствие с боков, либо переваливает через него сверху, либо обтекает его в нижних слоях и переваливает через него в верхних. Перетекание происходит тем легче, чем устойчивее стратификация воздуха, т.е. чем больше вертикальные градиенты температуры в атмосфере. Перетекание воздуха через препятствие приводит к очень важным метеорологическим следствиям. Вынужденный подъем, адиабатическое расширение воздуха, а следовательно, падение температуры и приближение к насыщению способствуют увеличению облаков и осадков на наветренных склонах гор и горных хребтов. Нисходящее движение на подветренных склонах способствует удалению воздуха от насыщения, что приводит к недостатку осадков.

Обтекая препятствие, ветер перед ним ослабевает, но с боковых сторон усиливается, особенно у выступов препятствий (мысы береговой линии, углы зданий и др.). Происходит это по тому, что линии тока с боковых сторон и у углов препятствий сужаются. Непосредственно за препятствием скорость ветра уменьшается, там наблюдается ветровая тень.

 Очень существенное усиление ветра происходит при попадании воздушного потока в суживающееся орографическое ложе, например между двумя сближающимися горными хребтами. При движении воздушного потока в таких условиях ему приходится

протекать через все меньшее поперечное сечение. Так как сквозь уменьшающееся поперечное сечение должно пройти столько же воздуха, сколько его было вначале, то скорость должна все время увеличиваться. Именно этим объясняются очень сильные ветры в некоторых районах. Тем же объясняется и усиление ветра в проливах между высокими островами и даже на городских улицах.

 Иногда перед хребтами и за ними создаются так называемые наветренные и подветренные вихри. Эти вихри имеют горизонтальную ось, направленную параллельно хребту. Поэтому они создают в приземном слое атмосферы ветер, дующий от препятствия на наветренной стороне, и ветер, дующий к препятствию на подветренной стороне. В некоторых случаях дующий от препятствия на наветренной стороне ветер достигает штормовой силы.

 Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связано в первую очередь с ослаблением ветра в приземном слое воздуха, которое вызывают лесные полосы. Воздух задерживается перед лесной полосой и перетекает через нее, скорость ветра ослабевает также при просачивании воздуха сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра уменьшается. С удалением от полосы скорость ветра постепенно увеличивается.

13. Суточный и годовой ход скорости и направления ветра.

 В слое трения обнаруживается суточный ход скорости ветра, часто хорошо заметный не только при осреднении данных наблюдений, но и в отдельные дни. У земной поверхности над сушей максимум скорости ветра наблюдается около 14 ч, минимум — ночью или утром. Начиная примерно с высоты 500 м, | суточный ход обратный: с максимумом ночью и минимумом днем.

Амплитуда суточного хода скорости ветра над сушей — около половины среднего суточного значения скорости. Особенно велика она летом в ясную погоду.

 Над морем суточный ход скорости ветра незначителен. Суточный ход часто искажается непериодическими изменениями ветра, связанными с циклонической деятельностью.

Причина суточного хода скорости ветра — в суточном ходе турбулентного обмена. При развитии конвекции в первую половину дня вертикальное перемешивание между приземным слоем и вышележащими слоями воздуха усиливается, а во второй половине дня и ночью оно ослабевает. Усиленное дневное перемешивание приводит к выравниванию скоростей ветра между приземным слоем и вышележащей частью слоя трения. Воздух сверху, обладающий большими скоростями, в процессе обмена переносится вниз, в результате чего общая скорость ветра внизу днем возрастает. В то же время приземный воздух, замедленный трением, перемещается вверх, вследствие чего в верхней части слоя трения происходит уменьшение скорости. Ночью при ослабленном вертикальном перемешивании скорость ветра внизу будет меньше, чем днем, а вверху больше. Над океаном некоторое усиление конвекции приходится на ночь. поэтому и суточный максимум ветра наблюдается ночью.

Суточный ход обнаруживается и в направлении ветра.

Возрастание скорости утром и днем в приземном слое над сушей сопровождается вращением ветра вправо, по часовой стрелке, убывание скорости вечером и ночью — вращением влево. В верхней части слоя трения происходит обратное: левое вращение при

усилении скорости и правое — при ослаблении. В Южном полушарии вращение происходит в обратном направлении.

 Причина суточного изменения направления ветра та же — суточный ход турбулентного обмена.

 На горных вершинах суточный ход ветра, в общем, такой же, как в свободной атмосфере: с максимумом скорости ночью, минимумом днем. Однако в горах это явление сложнее, чем в свободной атмосфере.

14. Фронтогенез и фронтолиз.

 Фронты

 Смежные воздушные массы разделены между собой сравнительно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — десятки километров.

 Фронты между воздушными массами основных географических типов называют главными фронтами в отличие от менее значительных вторичных фронтов между массами одного и того же географического типа. Главные фронты между арктическим и умеренным воздухом носят название арктических фронтов, между умеренным и тропическим воздухом — полярных фронтов. Раздел между тропическим и экваториальным воздухом не является фронтом, а представляет зону сходимости (конвергенции) воздушных течений. Вверх главные фронты прослеживаются до самой стратосферы, а вторичные фронты — на несколько километров.

 С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию обширных облачных систем, из которых выпадают осадки на больших площадях. Огромные атмосферные волны, возникающие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образованию атмосферных возмущений вихревого характера — циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении полярные фронты.

 Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размываются) вследствие определенных особенностей атмосферной циркуляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, наконец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.

  В атмосфере постоянно создаются такие условия, когда пне воздушные массы с разными свойствами располагаются одна подле другой. В этом случае эти две воздушные массы разделены узкой переходной зоной, называемой фронтом. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — лишь десятки километров. Эти зоны относительно земной поверхности наклонены с высотой и прослеживаются вверх по крайней мере на несколько километров, а нередко до самой стратосферы. В зоне фронта, при переходе от одной воздушной массы к другой, температура, ветер и влажность воздуха резко меняются.

 Фронты, разделяющие основные географические типы воздушных масс, называют главными фронтами. Главные фронты между арктическим и умеренным воздухом носят название арктических, между умеренным и тропическим воздухом — полярных. Раньше раздел между тропическим и экваториальным воздухом считали также фронтом и называли его тропическим фронтом. В последнее время утвердилось мнение, что раздел между тропическим и экваториальным воздухом не носит характера фронта. Этот раздел называют внутритропической зоной конвергенции.

 Ширина фронта в горизонтальном направлении и толщина его по вертикали невелики в сравнении с размерами разделяемых им воздушных масс. Поэтому, идеализируя действительные условия, можно представлять фронт как поверхность раздела между воздушными массами. В пересечении с земной поверхностью фронтальная поверхность образует линию фронта, которую также кратко называют фронтом.

 Фронтальные поверхности проходят в атмосфере наклонно. Если бы обе воздушные массы были неподвижными, то теплый воздух располагался бы над холодным и поверхность фронта между ними была бы горизонтальной. Поскольку воздушные массы движутся, поверхность фронта может существовать к сохраняться при условии, что она наклонена к поверхности уровня и, стало быть, к уровню моря. Таким образом, фронты проходят в атмосфере очень полого. При удалении от линии фронта на несколько сотен километров фронтальная поверхность окажется всего на высоте нескольких километров. Следовательно, в процессе движения воздушных масс и разделяющей их фронтальной поверхности воздушные массы располагаются не только одна рядом с другой, но и одна над другой. При этом более плотный холодный воздух лежит под теплым воздухом в виде узкого клина, постепенно увеличивающего свою толщину по мере удаления от линии фронта.

 На поверхности фронта происходит разрыв барических градиентов.

 Каждый индивидуальный фронт в атмосфере не существует бесконечно долго. Фронты постоянно возникают, обостряются, размываются и исчезают. Условия для образования фронтов всегда существуют в тех или иных частях атмосферы, поэтому фронты не редкая случайность, а постоянная, повседневная особенность атмосферы. Обычный механизм образования фронтов в атмосфере — кинематический: фронты возникают в таких полях движения воздуха, которые сближают между собой воздушные частицы с различной температурой (и другими свойствами). В таком поле движения горизонтальные градиенты температуры растут, и это приводит к образованию резкого фронта вместо постепенного перехода между воздушными массами. Процесс образования фронта называется фронтогенезом. Аналогично в полях движения, которые удаляют воздушные частицы друг от друга, уже существующие фронты могут размываться, т. е. превращаться в широкие переходные зоны, а существовавшие в них большие градиенты метеорологических величин, в частности температуры,— сглаживаться.

В некоторых случаях возникают фронты и под непосредственным тепловым влиянием подстилающей поверхности, например вдоль кромки льдов или на границе снежного покрова. Но этот механизм образования фронтов имеет меньшее значение в сравнении с кинематическим фронтогенезом.

 В реальной атмосфере фронты, как правило, не параллельны воздушным течениям. Ветер по обе стороны фронта имеет составляющие, нормальные к фронту. Поэтому сами фронты не остаются в неизменном положении, а перемещаются. Перемещаться либо в сторону более холодного воздуха, либо в сторону более теплого воздуха. Если линия фронта перемещается у земли в сторону более холодного воздуха, это значит, что клин холодного воздуха отступает и освобождаемое им место занимает теплый воздух. Такой фронт называют теплым. Прохождение его через место наблюдения приводит к смене холодной воздушной массы теплой, а, следовательно, к повышению температуры и к определенным изменениям других метеорологических величин.

 Если линия фронта перемещается в сторону теплого воздуха, это значит, что клин холодного воздуха продвигается вперед, теплый воздух перед ним отступает, а также вытесняется вверх наступающим холодным клином. Такой фронт называют холодным. При его прохождении теплая воздушная масса сменяется холодной, температура понижается и резко изменяются другие метеорологические величины.

 В области фронтов (или, как обычно говорят, на фронтальных поверхностях) возникают вертикальные составляющие скорости движения воздуха. Наиболее важен особенно частый случай, когда теплый воздух находится в состоянии упорядоченного восходящего движения, т. е. когда одновременно с горизонтальным движением он еще перемещается вверх над клином холодного воздуха. Именно с этим связано развитие над фронтальной поверхностью облачной системы, из которой выпадают осадки.

 На теплом фронте восходящее движение охватывает мощные слои теплого воздуха над всей фронтальной поверхностью. Поэтому движение теплого воздуха имеет характер восходящего скольжения вдоль фронтальной поверхности. В восходящем скольжении участвует не только слой воздуха, непосредственно примыкающий к фронтальной поверхности, но и все вышележащие слои, часто до тропопаузы.

 На фронтах и в воздушных массах по обе стороны фронтов возникают огромные атмосферные волны, приводящие к образованию атмосферных возмущений вихревого характера — Циклонов и антициклонов Вместе с эволюцией циклонов и антициклонов происходит и эволюция фронтов. В процессе эволюции циклонов возникают более сложные фронты, представляющие собой объединение теплой и холодной фронтальных поверхностей. Это — Фронты окклюзии. С ними связаны наиболее сложные облачные системы.

 Очень существенно, что все фронты связаны с ложбинами в барическом поле. В случае стационарного (малоподвижного) Фронта изобары в ложбине параллельны самому фронту. В случаях теплого и холодного фронтов изобары приобретают форму латинской буквы V, пересекаясь с фронтом, лежащим на оси ложбины.

 При резко выраженном фронте над ним в верхней тропосфере и нижней стратосфере наблюдается в общем параллельное фронту сильное воздушное течение в несколько сотен километров шириной, со скоростями от 150 до 300 км/ч. Оно называется струйным течением. Его длина сопоставима с длиной фронта и может достигать нескольких тысяч километров. Максимальная скорость ветра наблюдается на оси струйного течения вблизи тропопаузы, где она может превышать 100 м/с

17. 0бщая циркуляция атмосферы.

 Систему крупномасштабных воздушных течений на Земле называют общей циркуляцией атмосферы. Основными элементами общей циркуляции атмосферы являются циклоны и антициклоны, т. е. волны и вихри размером в несколько тысяч километров, постоянно возникающие и разрушающиеся в атмосфере.

 С воздушными течениями в системе общей циркуляции атмосферы связаны основные изменения погоды: воздушные массы, перемещаясь из одн.их областей Земли в другие, приносят с собой свойственные им характеристики. Системы воздушных течений общей циркуляции атмосферы, определяющие преобладание тех или иных воздушных масс в том или ином районе, являются также важнейшим фактором климатообразования.

 Кроме воздушных течений общей циркуляции атмосферы климатообразующее значение имеют и циркуляции значительно меньшего масштаба (бризы, горно-долинные ветры и др.), носящие название местных циркуляции. Катастрофические погодные явления связаны с вихрями малого масштаба: смерчами, тромбами, торнадо, а в тропиках с вихрями более крупного масштаба — тропическими циклонами.

 Ветер вызывает волнение водных поверхностей, многие океанические течения, дрейф льдов; он является важным фактором эрозии и рельефообразования.

 Самое первое элементарное представление об общей циркуляции атмосферы получают, рассматривая средние много летние карты. Для ветра это обычно карты преобладающих направлений либо равнодействующих, для давления карты

многолетнего среднего распределения давления за отдельные месяцы, сезоны и за год.

Рассматривая глобальное распределение давления можно заметить, что поля давления в тропиках и вне их сильно отличаются. Вне тропиков отчетливо выделяются

следующие зоны:

зона I — область относительно высокого давления над полюсами;

зона II — пояс низкого давления в районе субполярных широт (60—65°), испытывающий непрерывные петлеобразные возмущения (типа речных меандров);

зона III — умеренные широты, где непрерывно возникают, развиваются и исчезают движущиеся атмосферные возмущения — волны и вихри в форме циклонов и антициклонов;

зона IV — пояс высокого давления в субтропических широтах около 30—35° широты, объединяющий обширные, расположенные над океанами антициклоны; это так называемый пояс субтропических антициклонов. На обращенной к экватору периферии субтропического пояса высокого давления в тропиках также можно выделить характерные зональные области в поле давления:

18. Солнечная радиация. Распределение солнечной радиации на поверхности Земли.

Электромагнитная радиация - форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет; но к радиации относятся также и не воспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновские лучи, ультрафиолетовая и инфракрасная радиация,.

 Радиация распространяется по всем направлениям от ее источника-излучателя в виде электромагнитных волн со скоростью света в вакууме. Как и всякие волны электромагнитные волны характеризуются длиной волны и частотой колебаний. Все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, испускают радиацию. Наша планета получает радиацию от Солнца; земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают тепловую радиацию, но в других диапазонах длин волн. Если рассматривать температурные условия на Земле за длительные многолетние промежутки времени, то можно принять гипотезу, что Земля находится в тепловом равновесии: приход тепла от Солнца уравновешивается его потерей в космическое пространство.

Спектральный состав солнечной радиации

 В спектре солнечной радиации на интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм приходится 99% всей энергии солнечного излучения. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновских лучей и радиоволн.

 Видимый свет занимает узкий интервал длин волн. Однако в этом интервале заключается половина всей солнечной лучистой энергии. На инфракрасное излучение приходится 44%, а на ультрафиолетовое — 9% всей лучистой энергии.

 Распределение энергии в спектре солнечной радиации до поступления ее в атмосферу в настоящее время известно достаточно хорошо благодаря измерениям со спутников. Оно достаточно близко к теоретически полученному распределению энергии в спектре абсолютно черного тела при температуре около 6000 К.

Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большем количестве и в другом диапазоне длин волн,

чем это определяется их температурой. Возможно, например, испускание видимого света при таких низких температурах, при

которых вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законам теплового излучения, называется люминесцентной.

 Люминесценция может возникнуть, если вещество предварительно поглотило определенное количество энергии и пришло в так называемое возбужденное состояние, более богатое энергией, чем энергетическое состояние при температуре вещества. При обратном переходе вещества — из возбужденного состояния в нормальное — и возникает люминесценция. Люминесценцией объясняются полярные сияния и свечение ночного неба.

 Лучистая энергия Солнца — практически единственный источник тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Поток тепла из глубин Земли к поверхности в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца.

 Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете.

 Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются.

 Прямая солнечная радиация

 Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называют прямой солнечной радиацией. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Легко понять, что максимально возможное в данных условиях количество радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам.

Солнечная постоянная

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на некоторую поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации, т.е. количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность измеряется в Вт/м2. Как известно, Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января Земля наиболее близка к Солнцу (147-Ю6 км), в начале июля — наиболее далека от него (152-106 км). Энергетическая освещенность изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния,

 Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Небольшая ее доля отражается от нее, а большая часть радиации поглощается земной поверхностью, в результате чего земная поверхность нагревается. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, • частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство.

 В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, отличается от той, которая пришла на границу атмосферы. Величина потока солнечной радиации уменьшается, и спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному

 В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной радиации. Причем поглощение это избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени

 На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% падающей на Землю прямой солнечной радиации отражается назад в космическое пространство. Остальные 70% поступают в атмосферу.

            Около 26% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Около

2/3 рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности.

Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации. Во-первых, рассеянная радиация приходит

к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода.

 Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу, так как лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени.

            Законы рассеяния оказываются существенно различными в зависимости от соотношения длины волны солнечного излучения и размера рассеивающих частиц.

 сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Он поглощает ультрафиолетовую и видимую солнечную радиацию. Несмотря на то что его содержание в воздухе очень мало, он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0,29 мкм вообще не наблюдаются.

 Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра диоксид углерода (углекислый газ), но его содержание в атмосфере пока мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико.

Прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется не только поглощением, но и путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. Рассеяние — это фундаментальное физическое явление взаимодействия света с веществом. Оно может происходить на всех длинах волн электромагнитного спектра в зависимости от отношения размера рассеивающих частиц к длине волны падающего излучения. При рассеянии частица, находящаяся на пути распространения электромагнитной волны, непрерывно «извлекает» энергию из падающей волны и переизлучает ее по всем направлениям. Таким образом, частицу можно рассматривать как точечный источник рассеянной энергии. Солнечный свет, идущий от диска Солнца, проходя через атмосферу, вследствие рассеяния меняет свой цвет. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере имеет огромное практическое значение, так как создает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле было бы

светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. Вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда

солнце скрыто облаками.

Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей.

Фактор мутности

Все ослабление радиации путем поглощения и рассеяния можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяным паром и аэрозольными примесями. Летом запыление возрастает, а также увеличивается содержание водяного пара в атмосфере, что несколько уменьшает радиацию.

 Суммарная радиация

 Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности — прямую и рассеянную — называют суммарной радиацией

 В облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую.

Отражение солнечной радиации. поглощенная радиация. альбедо земли

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Излучение земной поверхности

 Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности.

Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности.

в ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению.

Эффективное излучение

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением Эффективное излучение, представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью.

 Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.

Географическое распределение суммарной радиации

 распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару зонально: изолинии (т. е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.

 Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут — мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

 Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

 Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

 На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах. Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

 Географическое распределение радиационного баланса

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

20. Предмет метеорологии и её основные задачи.

Метеорология (от греч. meteora — атмосферные явления и logos — слово, учение), наука о земной атмосфере и происходящих в ней процессах. Основной раздел метеорологии — физика атмосферы.

Метеорология изучает состав и строение атмосферы; теплооборот и тепловой режим в атмосфере и на земной поверхности; влагооборот и фазовые превращения воды в атмосфере, движения воздушных масс; электрические, оптические и акустические явления в атмосфере. К метеорологии относятся актинометрия, динамическая и синоптическая метеорология, атмосферная оптика, атмосферное электричество, аэрология, а также прикладные метеорологические дисциплины.

Теоретической основой метеорологии служат общие законы физики и химии, записанные применительно к атмосфере. Главными задачами метеорологии являются описание состояния атмосферы, в данный физический момент времени и прогноз ее состояния на будущее. В некоторых случаях возникает необходимость восстановить состояние атмосферы в прошлом.

 Использование в метеорологии и климатологии точных физических законов, а сейчас и сложного математического аппарата роднит эту науку с физико-математическими науками. В то же время все атмосферные движения протекают на планете Земля с характерными только для нее очертаниями материков и океанов, строением рельефа, распределением рек, морей, ледникового, снежного покровов и растительности. Это определяет географичность метеорологии и климатологии и их вхождение в комплекс географических наук.

Понимание закономерностей климата возможно на основании

изучения тех общих закономерностей, которым подчинены атмосферные процессы. Поэтому при анализе причин возникновения различных типов климата и их распределения по земному шару климатология исходит из понятий и законов метеорологии.

 Поэтому курсы метеорологии и климатологии излагаются не порознь, а по возможности как единое целое.

21. Атмосферное давление. Нормальное давление. Изменение давления с высотой. Барический градиент.

Атмосферное давление

            Из курса общей физики известно, что всякий газ производит давление на ограничивающие его стенки. Давление представляет собой результирующую силу ударов молекул об эти стенки, сила направлена нормально. Давление есть сила, приходящаяся на единицу площади, направленная перпендикулярно к ней. Поскольку давление газа обусловлено движениями его молекул, т. е. той бомбардировкой, которой они подвергают стенки, то оно зависит от скорости движений молекул. Известно, что при возрастании температуры и сохранении неизменным объема газа скорости молекулярных движений увеличиваются и, следовательно, растет давление.

 В каждой точке атмосферы имеется определенное атмосферное давление, или давление воздуха.           Основным прибором для измерения атмосферного давления является барометр.

Распределение атмосферного давления по высоте зависит от давления у земной поверхности и от распределения температуры воздуха с высотой. Давление убывает примерно в геометрической прогрессии, если высота возрастает в арифметической прогрессии. Действительно, на уровне 5 км давление почти вдвое ниже, чем на уровне моря; на уровне 10 км — почти в четыре раза и т.д.

 Давление меняется не только с высотой. Оно меняется и от места к месту на одном и том же уровне, т. е. оно не везде одинаково.. Непрерывно меняется и распределение его во всей атмосфере. Ясно, что изменения давления в любой точке связаны с изменениями всей массы воздуха над этой точкой. А изменения массы воздуха, в свою очередь, обусловлены движением воздуха.

 Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности и в любой точке свободной атмосферы все время

меняется, т. е. либо растет, либо падает. Эти изменения имеют

сложный характер, так как слагаются из периодической составляющей — суточного хода, и непериодических изменений. В умеренных и высоких широтах непериодические изменения выражены значительно сильнее и затушевывают суточный ход. В тропических широтах ярче выражен суточный ход давления, а непериодические изменения давления малы в сравнении с такими же изменениями в умеренных и высоких широтах.

            Периодические изменения давления определяются его суточным ходом. Кривая суточного колебания давления имеет два максимума и два минимума. Максимальные значения наблюдаются перед полуднем и перед полуночью), а минимальные — рано утром и после

полудня Как указывалось, суточный ход давления хорошо выражен в тропиках, От тропиков к полюсам размах суточного хода убывает.

Горизонтальный барический градиент

 Горизонтальным градиентом давления называют вектор, который направлен по нормали к изобаре, в сторону низкого давления.

По смыслу горизонтальный градиент давления представляет собой изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости в направлении наиболее сильного убывания давления.

Оказывается, что вертикальный барический градиент в десятки тысяч раз больше горизонтального барического градиента. Соотношение между вертикальным барическим градиентом и горизонтальным градиентом можно представить следующим образом: если вертикальный барический градиент выразить вертикальной стрелкой длиной 50 м, то значения горизонтального градиента, характерного для различных барических систем атмосферы, нужно выразить стрелками величиной от 0,5 мм до 1 см. Вертикальный барический градиент не оказывает влияния на горизонтальные движения. Однако эти движения происходят так, что вертикальный барический градиент уравновешивается с очень большой точностью силой тяжести, т. е. как в покоящейся атмосфере

Нормальное давление — 760 мм рт. ст. на широте 45°.

22. Ветер. Постоянные и сезонные ветры

Для всего земного шара в нижней тропосфере тропиков в среднем преобладает ветер, направленный к экватору, с максимальной скоростью зимой около 3 м/с. В верхней тропосфере тропиков преобладает направленная к полюсам составляющая с максимальной скоростью зимой около 2,5 м/с. В средней тропосфере, меридиональный ветер очень слабый.

В умеренных широтах Северного полушария в нижней тропосфере преобладают южные составляющие, а в верхней тропосфере — северные, но их скорости весьма невелики. Такое распределение средних меридиональных составляющих ветра породило представление о существовании в каждом полушарии двух замкнутых колец циркуляции воздуха.

Считалось, что существующий в тропиках в нижней части тропосферы перенос воздуха к экватору, его подъем в экваториальной зоне и обратный перенос в субтропические широты в верхней тропосфере, а там опускание воздуха вниз осуществляется в виде замкнутой циркуляции. Считалось, что существующий здесь в нижних слоях перенос воздуха от субтропических широт к полярным, его подъем в полярных широтах, обратный перенос к субтропическим широтам в верхних слоях и опускание в субтропических также происходят в виде замкнутой циркуляции. Такое представление оказалось слишком упрощенным. В действительности замкнутых колец циркуляции не существует. Система меридиональных движений значительно более сложная и изменчивая. Во внетропических широтах обоих полушарии с их сильно развитой циклонической деятельностью воздух перемещается из одних широт в другие не в виде замкнутых циркуляций, а в системах меридиональных потоков, направление которых чередуется на каждом меридиане и на одном и том же уровне. Такая же смена потоков наблюдается и в верхней половине тропосферы в тропиках. Существовавшее ранее упрощенное представление о замкнутых меридиональных ячейках циркуляции возникло как результат статистического осреднения за продолжительный промежуток времени ежедневных систем меридиональных движений.

 Устойчивые ветры восточной четверти, дующие в течение всего года над океанами на обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов в каждом полушарии, называют пассатами.

 Скорость пассатных ветров у земной поверхности составляет в среднем 5—8 м/с. На земном шаре эти системы ветров наиболее устойчивы: с вероятностью 80—90% их можно встретить в любой момент года, а не только на средних картах. Субтропические антициклоны вытянуты по широте. Поэтому на их обращенной к экватору периферии изобары проходят почти параллельно широтным кругам и, следовательно, пассаты над уровнем трения

 Втры западной четверти над океанами в сороковых — шестидесятых широтах Южного полушария. Это самая устойчивая часть западного переноса в умеренных широтах

В северном полушарии преобладание ветров западной четверти постоянно выражено в умеренных широтах только над океанами, над материками режим ветра изменчивее и сложнее, хотя ветры западной половины горизонта преобладают над восточными.

 Восточные ветры высоких широт отмечены на картах лишь по окраинам Антарктиды; по новейшим данным можно было бы представить их более отчетливо. Наконец, на юге, востоке и севере Азии и в некоторых других районах видно резкое изменение направления преобладающих ветров от января к июлю. Это районы муссонов.

 Подробнее о воздушных течениях в разных широтах и областях Земли будет сказано ниже.

 Муссоны — это устойчивые сезонные режимы воздушных течений с резким изменением преобладающего направления ветра от зимы к лету и от лета к зиме. В каждом месте области муссонов в течение летнего и зимнего сезонов существует режим ветра с резко выраженным преобладанием одно о направления (квадранта или октанта) над другими, причем в другом сезоне преобладающее направление ветра будет противоположным или близким к противоположному. Таким образом, в каждой муссонной области есть зимний муссон и летний муссон с взаимно противоположными или, по крайней мере, с резко различными преобладающими направлениями.

 Конечно, кроме ветров преобладающего направления в каждом сезоне наблюдаются и ветры других направлений: муссон испытывает перебои. В переходные сезоны, весной и осенью, когда происходит смена муссонов, устойчивость режима ветра нарушается.

Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением атмосферного давления в течение каждого сезона, а их сезонная смена — с коренными изменениями в распределении давления от сезона к сезону.

Сезонное преобразование среднего давления связано с перераспределением масс воздуха между материками и океанами: зимой преобладает перенос воздуха с охлажденного материка на океан, а летом — со сравнительно холодного океана на теплый материк.

 Таким образом, первоначальной причиной возникновения муссонов — сезонных режимов ветра — является различие в нагревании материков и океанов в течение года. В зимнем муссоне осуществляется отток воздуха с материка, в летнем муссоне — приток его на материк. Кроме этой основной причины — сезонного преобразования поля давления из-за различного нагревания материков и океанов, на направление и скорость муссонного потока оказывают влияние сила Кориолиса, очертания материков, их орография и характер подстилающей поверхности.

23. Воздушные массы. Формирование воздушных масс. Физические свойства воздушных масс.

 Иногда движения в атмосфере создают условия для застаивания воздуха над большими районами Земли — до 2—3 млн. км2. В результате воздух тропосферы расчленяется на отдельные воздушные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в другие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеряются тысячами километров.

 Свойства воздушных масс (температура, влажность, содержание пыли) несут в себе отпечаток своего очага формирования, т. е. той области Земли, где они сформировались как целое под воздействием однородной земной поверхности. В дальнейшем, перемещаясь в другие области Земли, воздушные массы переносят в эти области и свои свойства, т. е. свой режим погоды. Преобладание в данном районе в тот или иной сезон воздушных масс определенного типа или типов создает характерный климатический режим этого района.

 Выделяют четыре основных типа воздушных масс с различным зональным положением очагов: массы арктического (в Южном полушарии — антарктического), умеренного (полярного), тропического и экваториального воздуха. Для каждого из типов характерны свой интервал значений температур у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, прозрачности, дальности видимости и др.

 Конечно, свойства воздушных масс, и прежде всего температура, непрерывно меняются при их перемещении из одних районов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.

 Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких широт в низкие), называют холодными массами. Холодная'воздушная масса вызывает похолодание в тех районах, в которые она поступает. В пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности. Поэтому в ней возникают вертикальные градиенты температуры и развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и выпадением ливневых осадков.

 Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную поверхность (в более высокие широты), называются теплыми массами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются внизу, поэтому в их нижних слоях создаются малые вертикальные градиенты температуры. Конвекция в них не развивается, преобладают слоистые облака и туманы.

 Различают еще местные воздушные массы, длительно находящиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются нагреванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона.

 Смежные воздушные массы разделены между собой сравнительно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — десятки километров.

 24. Циклоны и Антициклоны. Районы возникновения и метеорологические явления, связанные с ними.

Циклон – область пониженного давления с минимумом в центре, характеризующаяся системой ветров, дующих в северном полушарии против часовой стрелки, а в южном полушарии – по часовой стрелке.

Антициклон – область повышенного атмосферного давления с максимумом в центре, характеризующаяся системой ветров, дующих в северном полушарии по часовой стрелке, а в южном полушарии – против часовой стрелки

Тропические циклоны

 По большей части атмосферные возмущения возникают и внутри тропиков это слабые тропические депрессии. В некоторых редких случаях (примерно в одном из десяти) тропические возмущения усиливаются настолько, что сила ветра в них достигает 17 м/с и бЪлее. Диаметр такого возмущения — от сотни до нескольких сотен километров. Эти жестокие возмущения со штормовыми или ураганными ветрами носят название тропических циклонов. В зависимости от силы ветра их называют тропическими штормами или тропическими ураганами

 Максимум тропических циклонов приходится на лето и осень данного полушария, когда внутритропическая зона конвергенции находится за пределами 5° от экватора, а поверхность океана особенно нагрета. Указанные условия — удаленность зоны конвергенции от экватора при высокой температуре воды отсутствуют в южном Атлантическом океане и на востоке южного Тихого океана; тропические циклоны здесь никогда не возникают.

 Для развития циклона из первоначальной слабой депрессии нужна большая энергия неустойчивости воздушных масс и близость воздуха к насыщению. Именно неустойчивость стратификации и связанный с нею подъем насыщенного воздуха с выделением огромного количества тепла конденсации определяют кинетическую энергию циклона. Мощный подъем нагретого и влажного воздуха над большой площадью океана в возникшем возмущении является главной причиной развития сильного тропического циклона. Воздух в циклоне конвергирует и поднимается вверх, а в высоких слоях вытекает из циклона, что поддерживает в нем длительно существующий дефицит давления

 Тропический циклон сначала перемещается в общем с востока на запад, т. е. в направлении общего переноса в тропической зоне. При этом он отклоняется к высоким широтам (например, в Северном полушарии движется к северо-западу) Если циклон в результате попадает на материк (например, Северной Америки или Азии) еще в тропиках, он быстро заполняется над сушей. Но если циклон достигает широт, близких к тропику (20—30°) над океаном, он огибает с запада субтропический антициклон и выходит из тропиков, меняя направление движения с северо-западного на северо-восточное.

 Точка траектории, в которой перемещение циклона меняется с северо-западного на северо-восточное, называется точкой поворота. Типичная траектория тропического циклона, перемещающегося сначала внутри тропиков, а затем выходящего во внетропические широты, будет, таким образом, напоминать параболу с вершиной, обращенной к западу. Конечно, в отдельных случаях пути циклонов бывают очень разнообразными.

Районы возникновения тропических циклонов лежат между 20 и 5° широты в каждом полушарии Ближе 5° широты к экватору тропические циклоны наблюдаются исключительно редко, так как отклоняющая сила вращения Земли здесь слишком мала, чтобы могла развиться сильная циклоническая циркуляция: возникающие здесь разности давления должны быстро выравниваться

 В указанных широтных зонах тропические циклоны развиваются только над морем. Над сушей они никогда не образуются, а если уже возникший тропический циклон попадает на сушу, он быстро заполняется в связи с увеличенным трением и соответствующим увеличением притока сухого континентального воздуха внутрь циклона в нижних слоях. По новейшим данным, полученным с помощью спутников, тропические циклоны Северной Атлантики могут возникать из слабых депрессий, образовавшихся

Скорость перемещения тропических циклонов внутри тропиков мала, всего 10—20 км/ч (не следует смешивать ее со скоростями ветра в циклоне!). При выходе циклона во внетропические широты она возрастает до обычных скоростей внетропических циклонов.

Внетропические циклоны

 Возникновение Подавляющее число циклонов умеренных широт возникает на главных атмосферных фронтах тропосферы, т. е. либо на полярном фронте, разделяющем тропический воздух и воздух умеренных широт, либо на арктическом фронте, разделяющем воздух умеренных широт и арктический воздух. В эволюции циклона выделяется ряд стадий.

 Начальная стадия циклона — это стадия волны. Процесс зарождения циклонов можно рассматривать как возникновение на поверхности главного фронта огромных волн с длинами порядка 1000 км и более.. Возникшее волновое возмущение распространяется вдоль фронта в виде волны. Сама поверхность фронта и линия фронта у земной поверхности испытывают волнообразную деформацию. В начальной стадии развития циклон выглядит как волнообразное возмущение на к фронте, причем амплитуда возмущения мала по сравнению с длиной волны. С появлением волны теплый воздух начинает продвигаться к высоким широтам в сторону холодного воздуха в передней части волны, а холодный воздух — к низким широтам в сторону теплого воздуха в тыловой части. Как правило, возникает одна замкнутая изобара. Однако уже на небольшой высоте изобары над центром волны размыкаются и во фронтальной зоне, в которой развивается волна, они образуют лишь небольшой волнообразный прогиб

 Облачная система фронтов в стадии волны, уплотняется у вершины волны. В передней части волны облачная система расширяется в сторону холодного воздуха, а ее границы как со стороны холодной воздушной массы, так и со стороны теплой воздушной массы волнообразно изгибаются в связи с тем, что в стадии волны воздушные течения во фронтальной зоне приобретают волнообразную форму.

 Эволюция циклона продолжается обычно несколько суток. В первой половине своего существования циклон углубляется, во второй — заполняется и, наконец, исчезает (затухает).

 В течение года во внетропических широтах каждого полушария возникают сотни циклонов самых разных размеров: от 1000 и до 2—3 тыс. км диаметром. Хорошо развитые циклоны могут одновременно захватывать несколько областей России или же несколько западноевропейских стран и определять режим погоды на такой огромной территории.

 Вертикальное распространение (вертикальная мощность) циклона меняется по мере его развития. В первое время циклон заметно выражен лишь в нижней части тропосферы. Распределение температуры в первой стадии жизни циклона, как правило, асимметричное относительно центра. В передней части циклона с притоком воздуха из низких широт температуры повышены, в тыловой части с притоком воздуха из высоких широт понижены. При последующем развитии циклон становится высоким, т. е. замкнутые изобары обнаруживаются в нем и в верхней половине тропосферы. Температура воздуха в циклоне в общем понижается, а температурный контраст между передней и тыловой частью более или менее сглаживается: высокий циклон является в общем холодной областью тропосферы. Возможно и проникновение циклона в стратосферу.

 Тропопауза над хорошо развитым циклоном прогнута вниз в виде воронки; сначала понижение тропопаузы наблюдается над холодной тыловой (западной) частью циклона, а потом, когда циклон становится холодным во всей своей области, снижение тропопаузы наблюдается над всем циклоном. Температура нижней стратосферы над циклоном при этом повышена.

 Таким образом, в хорошо развитом высоком циклоне наблюдается над холодной тропосферой низко начинающаяся теплая стратосфера.

 Центральные циклоны в Северном полушарии чаще всего образуются в северных частях Атлантического и Тихого океанов. На климатологических картах в этих районах отмечаются известные центру действия — Исландская и Алеутская депрессии.

и развитие антициклонов тесно связано с развитием циклонов. Это единый процесс, происходящий во фронтальной зоне, в результате которого в одном районе создается недостаток массы воздуха и возникает циклон, а в другом районе — избыток массы воздуха и возникает антициклон. Так же как и циклоны антициклоны в своем развитии проходят ряд стадий: это низкий - холодный подвижной антициклон, теплый высокий, так называемый блокирующий антициклон и разрушающийся антициклон Как правило, антициклон возникает в тылу холодного фронта, молодого циклона (в холодной воздушной массе).

25. Погода. Элементы и явления погоды. Прогноз погоды.

В атмосфере происходят многообразные физические процессы, непрерывно изменяющие ее состояние. Физическое состояние атмосферы у земной поверхности и в нижних 30—40 км в данный момент времени называется погодой. Погода характеризуется метеорологическими величинами (температура, давление, влажность воздуха, ветер, облачность, атмосферные осадки) н атмосферными явлениями (гроза, туман, пыльная буря, метель и др.). Изменения..погоды у земной поверхности оказывают влияние на очень многие области хозяйственной деятельности человека и особенно на сельское хозяйство. Погода в более высоких слоях влияет на работу авиации. Атмосферные процессы на разных высотах связаны между собой, поэтому для понимания причин изменения погоды у земной поверхности необходимо изучать всю толщу атмосферы, по крайней мере до 30—40 км.

 Методы прогноза погоды различны для разной заблаговре-менности. Прогнозы погоды на I—3 сут называются краткосрочными, на 4—10 сут— среднесрочными и на месяц и сезон — долгосрочными.

 42.1. Задача составления краткосрочных и среднесрочных прогнозов погоды распадается на два этапа: прогноз синоптического положения и прогноз собственно погоды.

 Прогноз синоптического положения выполняется путем численного интегрирования по времени уравнений динамики и термодинамики атмосферы. В качестве начальных данных используются фактические значения метеорологических величин, полученные из наземных и высотных наблюдений за сроки, исходные для начала интегрирования, т.е. 03 и 15 ч московского времени. Численное интегрирование уравнений гидротермодинамики атмосферы стало возможным благодаря появлению электронно-вычислительных машин. Интегрирование обычно ведется шагами по времени на регулярной сетке точек (например, 2,5X2,5° долготы) с использованием по вертикали до 15 уровней. В наиболее развитых численных моделях атмосферы, которые используются для интегрирования, учитываются самые важные физические факторы: горизонтальный турбулентный обмен, географическое распре деление альбедо, шероховатость поверхности, влагосодержание почвы, распределение снега, льда, а также орография. В результате интегрирования рассчитываются будущие поля давления, температуры и ветра у поверхности земли, а также будущий рельеф главных изобарических поверхностей на 24, 36, 48, 72, 96 и !20 ч вперед и температура на этих поверхностях. Использование численного метода прогноза синоптического положения возможно только при полной автоматизации всего процесса вычисления прогностических полей давления и других величин, т.е. с использованием ЭВМ в службе погоды

 42.3. Прогнозы на средние сроки (4—10 дней) опираются натекущую информацию о развитии синоптических процессовв течение всего сезона, исходный для начала интегрирования. Однако в среднесрочных прогнозах уже нет возможности прогнозировать изменения погоды по дням, так как невозможно проследить за изменением свойств воздушных масс на протяжении всего прогнозируемого

периода. Поэтому прогнозируются средняя температура (либо аномалия температуры) и среднее количество осадков на предстоящие 10 дней, а также величины максимальной и мини мальной температуры в течение будущих 5—7 сут. Для составления таких прогнозов используются статистические методы,

в которых характеристики прогнозируемых гидродинамическим методом барических и температурных полей используются как предикторы (предсказатели), а прогнозируемые элементы рассчитываются с помощью уравнений множественной регрессии. Уравнения множественной регрессии получают по архивным

данным о характеристиках барических и температурных полей и соответствующей сред недекад ной или максимальной и мини мальной температуры за 5—7 сут. Как видим, применение этого метода среднесрочного прогноза связано с обработкой большого объема числовой информации и громоздкими статистическими

расчетами. Поэтому его использование возможно только при наличии достаточно производительных ЭВМ.

 42.4. Долгосрочным прогнозом в нашей стране принято считать прогноз на месяц и сезон вперед. Прежде всего нужно определить, какой смысл вкладывается в термин «долгосрочный прогноз погоды». Очевидно, что он определяется предсказуемо стью тех или иных явлений погоды. В настоящее время установлено, что предсказуемость характера погоды в какой-то день в данном месте не превышает двух недель. Иными словами, как бы ни совершенствовались методы прогноза погоды, принципиально

невозможно за пределами двух недель предсказать конкретное явление погоды, например, будет ли в таком-то месте дождь такого-то числа. Это связано, во-первых, с тем, что мы никогда не знаем точно начальное состояние атмосферы и, во-вторых, что при интегрировании уравнений динамики и термодинамики атмосферы

мы допускаем определенные ошибки при их численном решении, при приближенном описании физических процессов, происходящих в атмосфере, ее взаимодействии с подстилающей поверхностью и космосом. Таким образом, нет надежды получить метод прогноза, который бы позволил предвычислить погоду по дням на

предстоящий месяц или сезон и тем более на большие сроки.

26. Учение о климате. Предмет и задачи климатологии.

 В любом месте земли погода в разные годы меняется по-разному. Однако при всех различиях отдельных дней, месяцев и лет каждую местность можно характеризовать вполне определенным климатом. Как уже было сказано, локальным климатом называют совокупность атмосферных условий за многолетний период, присущую данной местности в зависимости от ее географической обстановки. Под географической обстановкой подразумевается не только положение местности, т. е. широта, долгота и высота над уровнем моря, но и характер земной поверхности, орография, почвенный покров и др. Атмосферные условия, определяющие климат каждого места, испытывают периодические изменения в годовом ходе — от зимы к лету и от лета к зиме. Кроме периодических изменений совокупность атмосферных условий несколько изменяется от года к году. Это так называемая межгодовая изменчивость атмосферных условий,

Фактические данные показывают, что в пределах от несколь-

ких десятков до нескольких сотен лет совокупность атмосферных условий от одного многолетнего периода (например, порядка 30 лет) к другому меняется лишь в самых ограниченных пределах, причем изменения часто носят характер колебаний. Величина многолетних колебаний оказывается значительно меньше межгодовой изменчивости атмосферных условий.

 Таким образом, е пределах от нескольких десятков до нескольких сотен лет локальный климат обладает определенной устойчивостью- Поэтому он и является одной из физико-географических характеристик местности, одной из составляющих географического ландшафта. Климат связан с другими составляющими географического ландшафта благодаря существованию тесных зависимостей между атмосферными процессами и состоянием земной поверхности, включая и Мировой океан. Однако локальный климат устойчив, если географическое распределение климатов на земном шаре, определяемое состоянием глобальной климатической системы, сравнительно мало меняется. История климатов прошлого показывает, что в масштабах времени от нескольких тысяч до нескольких десятков тысяч лет климатические изменения становятся очень большими. Так, например, было во время переходов глобальной климатической системы от ледниковых периодов к межледниковьям и обратно. В периоды коренных изменений глобальной климатической системы меняются и локальные климаты. Главными задачами климатологии являются изучение глобальной климатической системы и прогноз возможных изменений глобального и локального климатов на ближайшее время и на далекую перспективу.

 Климатологией называется раздел метеорологии, в котором изучаются закономерности формирования климатов, их распределения по Земному шару и изменения в прошлом и будущем.

 Под климатом в узком смысле слова, или локальным климатом, понимают совокупность атмосферных условий за многолетний период, свойственных тому или, иному месту в зависимости от его географической обстановки. В таком понимании климат является одной из физико-географических характеристик местности. Климатом в широком смысле, или глобальным климатом, называется статистическая совокупность состояний, проходимых системой атмосфера — океан — суша — криосфера — биосфера за периоды времени в несколько десятилетий. В таком понимании климат есть понятие глобальное.

 Климат, являясь одной из физико-географических характеристик среды, окружающей человека, оказывает решающее влияние на хозяйственную деятельность люден: на специализацию сельского хозяйства, размещение промышленных предприятий, воздушный, водный и наземный транспорт и т. п. Знание основ метеорологии и климатологии необходимо для подготовки географа любой специальности.

 Использование в метеорологии и климатологии точных физических законов, а сейчас и сложного математического аппарата роднит эту науку с физико-математическими науками. В то же время все атмосферные движения протекают на планете Земля с характерными только для нее очертаниями материков и океанов, строением рельефа, распределением рек, морей, ледникового, снежного покровов и растительности. Это определяет геогра-фнчность метеорологии н климатологии и их вхождение в комплекс географических наук.

Понимание закономерностей климата возможно на основании изучения тех общих закономерностей, которым подчинены атмосферные процессы. Поэтому при анализе причин возникновения различных типов климата и их распределения по земному шару климатология исходит из понятий и законов метеорологии.

27. Существующие гипотезы об изменении климата.

 Достоверно доказано, что на протяжении геологической истории Земли (4,65 млрд лет) вместе со всей земной природой менялись состав атмосферы, ее масса, менялся и климат. По современным представлениям, за этот период времени многократно изменялись очертания материков, конфигурация и высота горных систем, площадь суши и океана, происходили изменения светимости Солнца, колебания эксцентриситета земной орбиты и наклона оси вращения Земли к плоскости эклиптики, а также замедление скорости вращения Земли. Следовательно, неизбежно происходили изменения теплооборота, влагооборота и атмосферной циркуляции, а также географических факторов климата. Это и служило причиной его многократных изменений.

 Временные масштабы возможных причин климатических изменений необычайно широки. Так, изменение светимости Солнца за пределами 1% солнечной постоянной, по-видимому, может происходить за 109лет. Вариации орбитальных параметров, т. е. эксцентриситета орбиты Земли, прецессии равноденствия и изменения наклона оси вращения Земли к плоскости орбиты составляют соответственно 100000, 23000 и 41 000 лет. Временные масштабы движений земной коры равны 105 - ДО9 лет. Образование стратосферного аэрозоля вследствие вулканических извержений может приводить к климатическим изменениям в самых широких пределах — от 10° до 10я лет. С другой стороны, внутренняя изменчивость климатической системы определяется различными механизмами прямых и обратных связей между составляющими системы: атмосферой, океаном, криосферой, поверхностью суши и биосферой, которые могут действовать во временных масштабах от 10 до 109 лет. Например, масштаб взаимодействия атмосферы и океана составляет от 10° до 102лет. Таким образом, одно это перечисление показывает, что изменения климата могли происходить в любых геологических эпохах. Поэтому для их определения сейчас используются самые различные методы, и, конечно, в первую очередь методы, развитые в геологии, палеонтологии и геофизике.

28. Краткие сведения по истории климатологии.

 Еще на заре своей истории человек сталкивался с неблагоприятными атмосферными явлениями. Не понимая их, он обожествлял грозные и стихийные явления, связанные с атмосферой (Перун, Зевс, Дажбог и др.). По мере развития цивилизации в Китае, Индии, странах Средиземноморья делаются попытки регулярных метеорологических наблюдений, появляются отдельные догадки о причинах атмосферных процессов и зачаточные научные представления о климате. Первый свод знаний об атмосферных явлениях был составлен Аристотелем, взгляды которого затем долго определяли представления об атмосфере. В средние века регистрировались наиболее выдающиеся атмосферные явления, такие, как катастрофические засухи, исключительно холодные зимы, дожди и наводнения.

 Современная научная метеорология ведет начало с XVII в., когда были заложены основы физики, частью которой на первых порах являлась метеорология. Галилеем и его учениками были изобретены термометр, барометр, дождемер, появилась возможность инструментальных наблюдений. В это же время появились первые метеорологические теории.. К середине XVIII столетия М. В. Ломоносов уже считал метеорологию самостоятельной наукой со своими методами и задачами, из которых главной, по его мнению, было «предзнанне погод»; он создал первую теорию атмосферного электричества, построил метеорологические приборы, высказал ряд важных соображений о климате и о возможности научного предсказания погоды. Во второй половине XVIII в. создана в Европе на добровольной основе сеть из 39 метеорологических станций (в том числе три в России — С.-Петербург, Москва, Пышменский завод), укомплектованных единообразными

проградуированными приборами. Сеть функционировала 12 лет. Результаты наблюдений были опубликованы. Они стимулировали дальнейшее развитие метеорологических исследований.      В середине XIX столетня возникают первые государственные сети станций, а уже в начале века трудами А. Гумбольдта и Г. Д. Дове в Германии закладываются основы климатологии. После изобретения телеграфа, синоптический метод исследования атмосферных процессов быстро вошел в общее употребление. На основе возникла служба погоды и новая отрасль метеорологической науки — синоптическая метеорология.

            К середине XIX в. относится организация первых метеорологических институтов, в том числе Главной физической (ныне геофизической) обсерватории в Петербурге (1849). Ее директору (с 1868 по 1895 г.) Г. И. Вильду принадлежат историческая заслуга организации в России образцовой метеорологической сети и ряд капитальных исследований климатических условий страны.

 Во второй половине XIX столетия были заложены основы динамической метеорологии, т. е. применения законов гидромеханики и термодинамики к исследованиям атмосферных процессов. Большой вклад в эту область метеорологии был сделан Кориолисом во Франции. В это же время исследование климата в тесной связи с общей географической обстановкой было сильно продвинуто трудами великого русского географа и климатолога А. И. Воейкова, В. Кёппена в Германии и других. К концу столетия усилилось изучение радиационных и электрических процессов в атмосфере.

Развитие метеорологии в XX столетии шло все нарастающими темпами. В очень краткой характеристике этого развития назовем только несколько областей. Работы по теоретической метеорологии, особенно в Советском Союзе, все более сосредоточивались на проблеме численного прогноза, хотя пионерская работа. С появлением ЭВМ эти первоначально чисто теоретические исследования очень быстро нашли применение в практике работы службы погоды СССР, США, Англии, Франции, Германии и многих других стран. Синоптическая метеорология также быстро шагнула вперед, началась разработкаь важнейшую в практическом отношении проблему долгосрочного прогноза погоды.

Большие успехи достигнуты с начала XX в. в области аэрологических исследований. Во многих странах выдвинулись выдающиеся организаторы и исследователи в этом, тогда еще новом, направлении. В частности, в Велик в XX в. и прогресс в актинометрии. — учении о радиации в атмосфере.

 Во второй половине XX столетия огромное значение приобрели проблемы загрязнения атмосферы и распространения примесей как естественного, так и антропогенного происхождения. Потребовалось создание специальной службы загрязнений.

Во всем мире и в нашей стране объем метеорологических исследований и число публикаций бурно растут; накоплен большой опыт международного сотрудничества в проведении таких международных программ, как Программа исследования глобальных атмосферных процессов, и уникальных экспериментов,

подобных Международному геофизическому году (1957—1958).

29. Использование климатологических данных

  Набор измерительных средств, использующихся для наблюдения за состоянием атмосферы и для ее исследования, необычайно широк: от простейших термометров и до зондирующих лазерных установок и специальных метеорологических спутников. Метеорологическими приборами обычно называют такие приборы, которые используются для проведения измерений на метеорологических станциях (на суше и на кораблях). Эти приборы сравнительно просты, они удовлетворяют требованию однотипности, позволяющему сравнивать наблюдения разных станций.

 Метеорологические приборы устанавливаются на площадке станции под открытым небом. Только приборы для измерения давления (барометры) устанавливаются в помещении станции, поскольку разница между давлением воздуха под открытым небом и внутри помещения практически отсутствует.

 Приборы для определения температуры и влажности воздуха должны быть защищены от действия солнечной радиации, осадков и порывов ветра. Поэтому их помещают в будках особой конструкции, так называемых метеорологических будках. На станциях устанавливаются также самопишущие приборы, дающие непрерывную автоматическую регистрацию важнейших метеорологических величин (температуры и влажности воздуха, атмосферного давления и ветра). Самопишущие приборы нередко сконструированы так, что их датчики находятся на площадке или крыше здания на открытом воздухе, а регистрирующие части, связанные с датчиками электрической передачей, внутри здания.

Принципы работы ряда метеорологических приборов были предложены еще в XVII — XIX вв. Конец XIX и начало XX в. характеризуются унификацией основных метеорологических приборов и созданием национальных и международной метеорологических сетей станций. С середины 40-х годов нашего столетия в метеорологическом приборостроении наблюдается быстрый прогресс. Конструируются новые приборы с использованием достижений современной физики и техники: термо и фотоэлементов, полупроводников, радиосвязи и радиолокации, лазеров, различных химических реакций, звуковой локации и т. п. Особенно нужно отметить применение в метеорологических целях радиолокации, радиометрической и спектрометрической аппаратуры, установленной на метеорологических искусственных спутниках Земли (МИСЗ), а также развитие лазерных методов зондирования атмосферы. На экране радиолокатора (радара) можно обнаружить скопления облаков, области осадков, грозы, атмосферные вихри в тропиках (ураганы и тайфуны) в значительном отдалении от наблюдателя и прослеживать их перемещение и эволюцию.

 Аппаратура, устанавливаемая на МИСЗ, позволяет видеть облака и облачные системы сверху днем и ночью, прослеживать изменение температуры с высотой, измерять ветер над океанами и т. п.

 Применение лазеров позволяет с большой точностью определять малые примеси естественного и антропогенного происхождения, оптические свойства безоблачной атмосферы н облаков, скорость их движения н др.

 Широкое использование электроники (и, в частности, микро-ЭВМ) существенным образом автоматизирует обработку измерений, упрощает и ускоряет получение конечных результатов. Успешно осуществляется создание полуавтоматических н полностью автоматических метеорологических станций, передающих * вой наблюдения в течение более или менее длительного времени г>ез вмешательства человека

 Атмосферные процессы, определяющие условия погоды и ее многолетний режим — климат, развиваются на больших пространствах. Чтобы получить представление об условиях погоды н характеристиках климата, естественно воспользоваться м ««графическими картами, с помощью которых можно сопоставлять наблюдения, произведенные в разных пунктах, а последующий анализ наблюдений покажет уже пространственное распределение наблюденных величин.

 Обычно на карту условными знаками и цифрами наносят фактические результаты наблюдений на метеорологических станциях, сделанные в один физический момент времени. Такая карта называется синоптической, или картой погоды; она позволяет видеть, как распределялись условия погоды и, следовательно, каковы были свойства атмосферы н характер атмосферных процессов в момент наблюдений над большой территорией, например над Северным полушарием. Составляя синоптические карты для последовательных моментов времени, например сроков метеорологических наблюдений, можно прослеживать развитие атмосферных процессов и делать выводы о будущей погоде.

 На карты можно наносить результаты статистической обработки многолетних метеорологических наблюдений; тогда мы получим климатологические карты. Можно составить, например, карты многолетнего среднего распределения температуры или осадков над определенной территорией за тот или иной месяц, карты средних дат установления снежного покрова, карты повторяемости гроз, карты наибольших или наименьших температур, наблюдавшихся на этой территории, и др. Климатологические карты позволяют делать выводы о пространственном распределении особенностей или типов климата, получать представление о климатических характеристиках в местах, где нет наблюдений, анализировать причинно-следственные связи, определяющие климатические особенности, и т. д.

30. Изменение климатов Земли в геологическую эпоху.

  К силуру, т. е. 440 млн. лет назад, средняя температура Земли снова выросла примерно до 20°С. Это на 5°С выше современной температуры. Климат стал более теплым. Потепление продолжа­лось и в девоне (от 400 до 350 млн. лет назад). Во многих районах бурно развивалась растительность, климат был тропическим. Такие же условия сохранялись и в раннем карбоне: на планете господствовал влажный тропический климат, средняя температура Земли оставалась равной 25°С. Однако в течение каменноугольного периода происходило постепенное похолодание. Каменноугольный период, который охватывал интервал от 350 до 285 млн. лет назад, был временем «сосредоточения» материков. В начале этого периода выделились три массива суши, на которых было представлено большинство климатических зон той эпохи. К середине пермского периода произошло объединение массивов суши Гондваны и Лавразии в единый супер континент — Пангею. В конце каменноугольного периода, примерно 300 млн. лет назад, произошло оледенение Гондваны — древних Южной Америки, Южной Африки, Австралии и Индии. В начале перми (около 280 млн. лет назад) мощное покровное оледенение стало максимальным. В интервале между 310-270 млн. лет назад покровные ледники распространялись до 35° Ю.Ш., их вертикальная мощность достигала 2 км, максималь­ная фаза оледенения длилась 40 млн. лет. Глубокое похолодание климата имело существенное влияние на развитие растительного и животного мира. К концу пермского периода вымерло 75% се­мейств земноводных и свыше 8О % пресмыкающихся, но опреде­ленные виды наземных папоротниковидных растений, напротив, сумели приспособиться к холодному умеренному климату.

  В начале триасового периода (230 млн. лет назад) все основ­ные массивы суши были спаяны в единый суперконтинент — Пангею, две части которого — Лавразия на Севере и Гондвана на юге — омывались водами огромного океана Тетис. Впоследствии в юрском периоде Пангея начала распадаться. В течение триасового периода происходило постепенное потепление. Юрскому климату была свойственна существенная зональность, а в средних широтах как Северного, так и Южного полушарий имели место существенные сезонные колебания температуры. Никаких свидетельств широкого распространения оледенения в юрское время не установлено. Восточная Антарктида занимала наиболее северное положение, поэтому если следы юрского оледенения и существуют, их следует искать на территории, ныне занятой антарктическим ледниковым покровом.

 В меловой период, т. е. 135 млн. лет назад, климатический оптимум продолжался, средняя темпе­ратура земного шара была. на 10°С больше, чем сейчас. В целом меловой период был теплее со­временного, меридиональные градиенты температуры верхнего слоя моря были меньше, чем в настоящее время, но широтная зональность была отчетливой даже в самые теплые века мела.

 В конце мелового периода происходит великое вымирание морской и наземной мезозойской флоры и фауны — погибли аммониты, белемниты, динозавры и значительная часть морского планктона. Причиной этой природной катастрофы, вероятно, было относительно кратковременное похолодание, вызванное выбросом в атмосферу огромного количества аэрозолей. Относительно причины выброса аэрозолей в атмосферу суще­ствуют две точки зрения. Одни ученые считают, что выброс аэрозолей в атмосферу произошел в результате столкновения Земли с астероидом.. Другие связывают выброс аэрозолей в атмосферу с взрывным усилением в это время вулканизма.

 Таким образом, на рубеже между мезозоем и кайнозоем климат Земли отличался мягкостью, был теплым и влажным, льдов в полярных районах не было, контраст между экватором и полюсами

В плиоцене началось оледенение Арктики, а 3 млн. лет тому назад ледниковый покров Гренландии разросся до его современных раз­меров, что по времени совпадает с максимальным оледенением Антарктиды. В Арктическом бассейне также развивалось оледенение. Суровые климатические условия существовали в Арктике на протяжении последних 3 млн. лет. Однако, по мнению одних уче­ных, Арктический бассейн замерз по крайней мере с середины плиоцена (3,5 млн. лет назад), и с тех пор его состояние было относительно устойчивым: морские паковые льды покрывали его все время, колебалась только толщина ледового покрова.

  Каковы же возможные причины изменения климата за геологическую историю Земли? Однозначного ответа на этот вопрос в настоящее время нет. Однако существуют весьма обоснованные гипотезы о роли «парниковых» газов и в первую очередь углекислоты СО2 в изменениях климата. Известно, что в период образования Земли яркость Солнца составляла около 75% по сравнению с современной, но температура на планете была весьма высокая, и земля не была покрыта льдом. Этот «парадокс тусклого Солнца» объясняется очень большой концентрацией СО2 и других парниковых газов в те времена. Меньшее количество приходящей солнечной радиации компенсировалось большим парниковым эффектом, благодаря которому в атмосфере накапливалось больше тепла. Несомненно, также, что на климат влияло изменение конфигурации континентов; океаны в районе полюсов

 Неогеновый и четвертичный периоды - это время формирования современного рельефа нашей планеты и ее климатической зональности. Важнейшим событием этого времени были великие оледенения, охватившие в антропогене огромные пространства северных материков и сформировавшие ледниковый щит Антарктиды. Во второй половине олигоцена началось похолодание, отразившееся в сокращении ареала теплолюбивой фауны и флоры и в изменении типа растительности. Понижение температуры в высоких широтах привело к появлению небольших горных ледников в Антарктиде, но при этом температура была намного выше современной. Зарождающееся оледенение способствовало выхолаживанию и уже в позднем олигоцене среднегодовая температура в Антарктиде не превышала -44- -45o С. В неогеновый период на Земле резко обострились контрасты температур, чему способствовали установление на всех материках континентальных условий и образование высоких протяженных горных цепей, в том числе и в пределах платформенных областей. Похолодание, несмотря на эпизоды временного потепления, постепенно охватывало все более низкие широты.. В Арктическом бассейне появился ледяной покров,. Эти процессы начались 4-4,5 млн. лет назад, но особенно усилились в позднем плиоцене, когда возникли ледники в Гренландии, Исландии, Канаде, на островах Арктического архипелага, в Скандинавии, Южной Америке (Патагония) и в других местах. Начался период великих оледенений. В северном полушарии центрами оледенений были Канадский и Балтийский щиты, Новая Земля, Таймыр, острова Северной Земли. Мощность ледяного покрова превышала 2,5 км. Горно-долинные ледники были распространены во всех горных системах Европы и Азии: в Альпах, на Кавказе, Тянь-Шане, Алтае, Саянах, Гималаях и др. Наиболее мощные ледниковые языки среднего плейстоцена спускались почти до 50 oс. ш. в Европе, а в Северной Америке даже до 40 , заходя языками по долинам крупных рек и огибая возвышенные гряды. Мощность моренных отложений обычно составляла первые десятки метров. Чередование морен с флювиогляциальными, болотными и озерными отложениями свидетельствует о том, что ледники периодически сокращались и наступали межледниковые эпохи. В южном полушарии покровного оледенения не было, если не считать Антарктиды, и климат был теплее северного на несколько градусов, поэтому температурный экватор был смещен в южное полушарие. Межледниковые эпохи характеризовались относительно мягким климатом, средние температуры повышались на 6-12o С, а количество осадков возрастало. Установлено, что ледяной покров Антарктиды и Гренландии в межледниковые эпохи сохранялся. Таяние льда приводило к эвстатическому повышению уровня Мирового океана, в связи с чем развивались трансгрессии и большие участки низменной суши Исчезновение ледника произошло около 15 тыс. лет назад. В этот временной интервал было и несколько холодных эпизодов, когда в горах увеличивался снежный покров и ледники начинали наступать. Последняя холодная эпоха относится к середине прошлого века, когда отмечено продвижение ледников в Альпах, на Кавказе, Тянь-Шане, Гималаях и других горных странах. В Альпах под моренными отложениями оказались даже поселения. С тех пор ледники значительно отступили и уменьшились в мощности.

31. Понятие о мезо и микро климате.

 Микроклиматом называются местные особенности в режимных метеорологических величинах, обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся уже на небольших расстояниях, но наблюдающиеся в пределах одного типа климата. Это значит, что в одном и том же географическом районе с одним общим типом климата наблюдаются различные микроклиматы над большими участками подстилающей поверхности в зависимости от ее строения и свойств. Над лугом н соседним лесом, над пашней и болотом, над ровной степью и в балке, вблизи озера и в отдалении от него совокупность атмосферных условий будет в определенной степени различаться Это значит, что в указанных местах при одном и том же типе климата будет разный микроклимат.

 Микроклиматические различия зависят от мелкомасштабных различий в строении и свойствах подстилающей поверхности. Эти различия меньше в сравнении с особенностями климата, которые создаются влиянием других крупномасштабных географических факторов. В предшествующих главах, говоря о влиянии подстилающей поверхности на температуру, облачность, другие элементы климата, мы обращали внимание главным образом на самые общие и пространственно протяженные особенности подстилающей поверхности, как например расчленение ее на сушу и море. Крупномасштабные влияния подстилающей поверхности оказывались настолько существенными, что приводили к необходимости выделения отдельных типов климата, например континентального и морского. Сейчас же мы остановимся более подробно на мелкомасштабных воздействиях подстилающей поверхности, приводящих к микроклиматическим различиям в распределении метеорологических элементов, но в пределах одного типа климата.

В создании микроклиматических различий играют роль экспозиция подстилающей поверхности относительно стран света, мелкомасштабные неровности рельефа, большая или меньшая влажность почвы, характер и особенности растительного покрова и т. п. Эти различия в подстилающей поверхности -определяют различия в поглощенной радиации, эффективном излучении и радиационном балансе поверхности, а также в условиях турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой. В результате наблюдаются микроклиматические различия в режиме температуры и влажности воздуха и в испарении.

 Микрорельеф и различия в шероховатости земной поверхности могут создавать и микроклиматические различия в режиме ветра. Известны усиления ветра на наветренных склонах и вершинах холмов и зоны слабых ветров в небольших котловинах. Труднее обнаруживаются микроклиматические различия в режиме облачности и осадков. Например, над значительным по размерам озером в теплое время года может происходить частичное рассеяние кучевых облаков. В холодное время года облака конвекции, напротив, могут возникать над открытыми водными поверхностями.

 В разных условиях погоды микроклиматические различия могут быть выражены лучше или хуже. Например, температурные различия будут наибольшими а тихую и солнечную погоду, при сильном ветре температурные различия будут наименьшими, а различия в ветре — самыми большими.

 Образование различных видов туманов и, следовательно, их климатический режим также зависят от мнкроразличий земной поверхности. Например, а низине или вблизи болота повторяемость туманов может быть существенно больше, чем в соседней открытой местности (за счет поземных туманов). Над большими реками радиационные туманы возникают реже, чем над соседней

32. Понятие климат. Климатические карты.

 В любом месте земли погода в разные годы меняется по-разному. Однако при всех различиях отдельных дней, месяцев и лет каждую местность можно характеризовать вполне определенным климатом. Как уже было сказано, локальным климатом называют совокупность атмосферных условий за многолетний период, присущую данной местности в зависимости от ее географической обстановки. Под географической обстановкой подразумевается не только положение местности, т. е. широта, долгота и высота над уровнем моря, но и характер земной поверхности, орография, почвенный покров и др. Атмосферные условия, определяющие климат каждого места, испытывают периодические изменения в годовом ходе — от зимы к лету и от лета к зиме. Кроме периодических изменений совокупность атмосферных условий несколько изменяется от года к году. Это так называемая межгодовая изменчивость атмосферных условий,

Фактические данные показывают, что в пределах от нескольких десятков до нескольких сотен лет совокупность атмосферных условий от одного многолетнего периода (например, порядка 30 лет) к другому меняется лишь в самых ограниченных пределах, причем изменения часто носят характер колебаний. Величина многолетних колебаний оказывается значительно меньше межгодовой изменчивости атмосферных условий.

 Таким образом, е пределах от нескольких десятков до нескольких сотен лет локальный климат обладает определенной устойчивостью- Поэтому он и является одной из физико-географических характеристик местности, одной из составляющих географического ландшафта. Климат связан с другими составляющими географического ландшафта благодаря существованию тесных зависимостей между атмосферными процессами и состоянием земной поверхности, включая и Мировой океан. Однако локальный климат устойчив, если географическое распределение климатов на земном шаре, определяемое состоянием глобальной климатической системы, сравнительно мало меняется. История климатов прошлого показывает, что в масштабах времени от нескольких тысяч до нескольких десятков тысяч лет климатические изменения становятся очень большими. Так, например, было во время переходов глобальной климатической систймы от ледниковых периодов к межледниковьям и обратно. В периоды коренных изменений глобальной климатической системы меняются и локальные климаты. Главными задачами климатологии являются изучение глобальной климатической системы и прогноз возможных изменений глобального и локального климатов на ближайшее время и на далекую перспективу.

Применение карт

 Атмосферные процессы, определяющие условия погоды и ее многолетний режим — климат, развиваются на больших пространствах. Чтобы получить представление об условиях погоды и характеристиках климата, естественно воспользоваться м ««графическими картами, с помощью которых можно сопоставлять наблюдения, произведенные в разных пунктах, а последующий анализ наблюдений покажет уже пространственное распределение наблюденных величин.

 Обычно на карту условными знаками и цифрами наносят фактические результаты наблюдений на метеорологических станциях, сделанные в один физический момент времени. Такая карта называется синоптической, или картой погоды; она позволяет видеть, как распределялись условия погоды и, следовательно, каковы были свойства атмосферы н характер атмосферных процессов в момент наблюдений над большой территорией, например над Северным полушарием. Составляя синоптические карты для последовательных моментов времени, например сроков метеорологических наблюдений, можно прослеживать развитие атмосферных процессов и делать выводы о будущей погоде.

 На карты можно наносить результаты статистической обработки многолетних метеорологических наблюдений; тогда мы получим климатологические карты. Можно составить, например, карты многолетнего среднего распределения температуры или осадков над определенной территорией за тот или иной месяц, карты средних дат установления снежного покрова, карты повторяемости гроз, карты наибольших или наименьших температур, наблюдавшихся на этой территории, и др. Климатологические карты позволяют делать выводы о пространственном распределении особенностей или типов климата, получать представление о климатических характеристиках в местах, где нет наблюдений, анализировать причинно-следственные связи, определяющие климатические особенности, и т. д.

33. Главные климатологические фронты. Их положения и миграции по сезонам года.

            Постоянное расчленение барического поля Земли на циклоны и антициклоны приводит к тому, что и воздух тропосферы всегда расчленяется на воздушные массы, разделенные фронтами. Многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны будем называть климатологическими фронтами. Их можно выявить на многолетних средних картах, подобно центрам действия атмосферы. В действительности в каждый момент времени (а значит, на синоптических картах) положение и число фронтов могут резко отличаться от многолетнего распределения. Фронты возникают, перемещаются и размываются в связи с циклонической деятельностью. Но сейчас следует рассмотреть среднее положение фронтов, важное для понимания распределения на Земле климатологических условий.

В январе в Северном полушарии на средней карте обнаруживаются две значительные ветви арктического фронта, или два арктических фронта: один — на севере Атлантического океана и на севере Евразии, другой — на севере Североамериканского материка и над архипелагом арктического

сектора Америки. Возможно, что более спорадически существуют и другие арктические фронты. Области к северу от арктических фронтов заняты преимущественно арктическим воздухом. Однако в отдельных случаях арктические фронты могут занимать положение, далеко отклоняющееся от среднего. При возникновении на них циклонов и антициклонов фронты перемещаются и вместе с вторжениями арктического воздуха могут проникать далеко к югу.

 В более низких широтах (между 30 и 50° с.ш.) обнаруживается цепь полярных фронтов, отделяющих области преобладания воздуха умеренных широт от областей тропического воздуха. Полярные фронты проходят: над Атлантическим океаном по южной периферии Исландской депрессии; над Средиземным морем; в Азии примерно вдоль северной границы Тянь-Шаня, Куньлуня и Наньшаня; над Тихим океаном (два фронта); над югом США. Среднее положение полярных фронтов указывает иа южную границу преобладания воздуха умеренных широт и на северную границу преобладания тропического воздуха. В отдельных случаях полярные фронты не будут, конечно, совпадать со средним положением. Разрывы между отдельными арктическими н полярными фронтами на картах указывают на районы, где

воздух чаще всего проникает в более высокие или в более низкие широты, причем фронты размываются.

 Аналогично в Южном полушарии обнаруживаются антарктические фронты, окружающие материк Антарктиды (на карте их нет), и четыре полярных фронта на 40—50 .ю.ш над океанами.

 Концы полярных фронтов, проникающих далеко в глубь тропиков, называются пассатными фронтами. Они отделяют в тропиках уже не воздух умеренных широт от тропического, а разные массы тропического воздуха — более свежие и более старые, относящиеся к разным субтропическим антициклонам.

 Внутри тропиков обнаруживается зона конвергенции воздушных течений, которая называется внутритропической зоной конвергенции и на климатологических картах представляется непрерывной линией, охватывающей весь земной шар. Она проходит в январе больше над Южным полушарием, чем над Северным, особенно далеко отклоняясь к югу вместе с ответвлениями экваториальной ложбины над нагретыми материками Южного полушария. Ранее употреблялось название «тропический фронт» вместо термина «внутритропическая зона конвергенции». В настоящее время он вышел из употребления, так как по своей структуре и свойствам внутритропическая зона конвергенции коренным образом отличается от арктических и полярных фронтов.

            В июле арктические и антарктические фронты занимают положения, близкие к январским. По-видимому, антарктические фронты в июле (зимой) проходят несколько

дальше от материка Антарктиды, чем летом, а арктические в июле (летом) смещаются в более высокие широты. Полярные фронты в Северном полушарии несколько смещены к северу в сравнении

с январем, особенно над нагретыми материками; их среднее положение — около 50-й параллели. Полярные фронты над Южным полушарием несколько смещены к экватору и проходят

под 30—40° ю.ш. Наконец, внутритропическая зона конвергенции в июле смещена в Северное полушарие, особенно далеко на север над Индией (до подножия Гималаев) и над низовьями реки

Янцзы. На средней карте они также объединяются в одну общую линию. Таким образом, от января к июлю все климатические фронты, а также внутритропическая зона конвергенции более или менее смещается к северу, а от июля к январю — к югу.

Положение фронта на средних картах указывает, в каких областях Земли преобладают в течение всего года воздушные массы одного типа и в каких от зимы к лету и от лета к зиме массы одного типа сменяются массами другого типа. Это является основным критерием для генетической классификации климатов

по Б. П. Алисову, о которой будет сказано в главе девятой.

34. Мезоклимат леса

  Под пологом леса создается свой микроклимат или местный климат, существенно отличный от условий в окружающей открытой местности. Сквозь кроны леса солнечная радиация проникает в ослабленной степени; в густом лесу вся или почти вся радиация будет рассеянной, а интенсивность ее — малой. Соответственно убывает и освещенность под пологом леса.

Роль деятельной поверхности в лесу переходит к кронам. Температура днем будет максимальной непосредственно над кронами леса, где она значительно выше, чем на том же уровне в открытой местности. Внутри леса днем (в летнее время) температура значительно ниже, чем над кронами. Ночью кроны сильно охлаждаются излучением, потому максимум температуры по вертикали наблюдается в это время на высоте 1—2 м над ними, а минимум температуры не на уровне крон, а внутри леса, так как холодный воздух стекает с высоты крон вниз.

 Конечно, как радиационный, так и тепловой режим в лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и прочих биологических факторов.

 Летом в лесу днем холоднее, чем в поле, ночью — теплее. Зимой условия сложнее, но, в общем, разность температуры между лесом и полем почти отсутствует. В среднем годовом лес несколько холоднее, чем поле. Годовые амплитуды температуры в лесу немного меньше.

 Относительная влажность в лесу выше, чем в поле, на несколько процентов. Летом эта разница наибольшая, зимой она почти отсутствует. Как относительная, так и абсолютная влажность летом наибольшая в кронах деревьев.

 При встрече ветрового потока с лесом воздух в большей части обтекает лес сверху. Поэтому над кронами скорость ветра сильнее, чем на той же высоте в открытой местности. Внутри леса по мере удаления от опушки скорость ветра уменьшается. В вертикальном направлении скорость ветра особенно сильно убывает в пределах крон. Под кронами ветер равномерно слабый, а в пределах нижнего метра над земной поверхностью скорость ветра убывает до нуля.

 Лес испаряет не сильнее, а по-видимому, слабее, чем хорошо развитая луговая растительность или полевые культуры. Однако испарение с крон леса происходит более длительное время. Непосредственное испарение с почвы в лесу невелико. Главную роль играет транспирация крон, а также испарение осадков, задержанных кронами. Важно, что лес испаряет воду, полученную кронами деревьев с достаточно глубоких горизонтов, поэтому верхний слой почвы в лесу более влажный, чем в поле. Во всяком случае, лес не может существенно увеличивать внутренний влагооборот и не может увеличивать этим путем количество осадков, выпадающих на суше. Но, по-видимому, лес может несколько увеличивать осадки над данным лесным районом и в его окрестностях другим путем. Например, увеличивая шероховатость подстилающей поверхности, лес вызывает подъем воздуха, переходящего с поля на лес, увеличивает турбулентность, а тем самым усиливает и конденсацию. По некоторым расчетам, увеличение осадков лесом может составлять десятки миллиметров за год.

Снег распределяется в лесу равномернее, чем в открытом месте, и плотность его в лесу меньше вследствие ослабления ветра. Правда, в густых хвойных лесах много снега остается на кронах деревьев, а затем испаряется с них или сносится ветром. Таяние снега в лесу замедлено, а почва под высоким и рыхлым снежным покровом промерзает на меньшую глубину, чем в поле.

З5. Мезоклимат города.

  Большой современный город сильно влияет на климат. Он формирует свой местный климат, а на отдельных его улицах и площадях создаются своеобразные микроклиматические условия, определяемые городской застройкой, покрытием улиц, распределением зеленых насаждений и др.

 Большой город, особенно с сильно развитой промышленностью, загрязняет атмосферу над собой, увеличивает ее мутность и тем самым уменьшает приток солнечной радиации. За счет увеличения мутности может теряться до 20% солнечной радиации. Снижение солнечной радиации еще усиливается высокой застройкой в узких улицах. Вследствие той же пелены дыма и пыли на территории города снижено эффективное излучение, а значит, и ночное выхолаживание. В то же время в городе к рассеянной радиации присоединяется радиация, отраженная стенами и мостовыми.

 Крыши и стены домов, мостовые и другие элементы города, поглощая радиацию, нагреваются в течение дня сильнее, чем почва и трава, и отдают тепло воздуху, особенно вечером. Поэтому температуры воздуха в городах в 70—80% случаев выше, чем в сельской местности; в больших городах средние годовые температуры выше на 1°С и более. Поле температуры над городом характеризуется одной или несколькими замкнутыми изотермами, получившими название городского острова тепла. Лучше всего контрасты температуры между городом и окружающей сельской местностью выражены в спокойную антициклональную погоду. Они исчезают при сильном ветре или сплошной облачности. С ростом города, т, е. с увеличением его застройки, температура в городе растет.

 Испарение, а, следовательно, и влажность в городе меньше, чем в сельской местности, вследствие покрытия улиц и стока воды в канализацию. Так как территория города нагрета больше, чем окружающая местность, и обладает большой шероховатостью, над городом усиливается конвекция и больше развиваются облака, что также уменьшает число часов солнечного сияния и количество ясных дней. Наблюдается и увеличение осадков над городом.

Система городских улиц и площадей приводит к изменениям направления ветра в городе. Ветер преимущественно направляется вдоль улиц, В общем, скорость ветра в городе ослабевает, но в узких улицах усиливается; на улицах и перекрестках легко возникают пыльные вихри и поземки.

 В тихую антициклоническую погоду на перегретой территории города наблюдается так называемый городской бриз. Слабые ветры направлены днем от окружающей местности к центру города при усилении восходящего движения воздуха над городом. Если общий перенос воздуха достаточно силен, бриз незаметен.

36. Роль рельефа в формировании мезо и микро климата.

 На климатические условия в горах влияет не только высота местности над уровнем моря, но и высота и направление горных хребтов, экспозиция склонов относительно стран света и преобладающих ветров, ширина долин и крутизна склонов и др.

 Мы знаем, что воздушные течения могут задерживаться и отклоняться хребтами, а фронты — деформироваться. В узких проходах между хребтами скорость воздушных течений меняется. В горах возникают местные системы циркуляции — горно-долинные и ледниковые ветры.

 Над склонами, по-разному экспонированными, создается различный режим температуры. Формы рельефа оказывают влияние и на суточный ход температуры. Задерживая перенос масс холодного или теплого воздуха, горы создают более или менее резкие разделы в распределении температуры на больших географических пространствах.

 В связи с перетеканием воздушных течений через хребты на наветренных склонах гор увеличиваются облачность и осадки. На подветренных склонах, напротив, возникают фены с повышением температуры и уменьшением влажности и облачности. Над горами возникают волновые возмущения воздушных течений и особые формы облаков. Над нагретыми склонами гор также увеличивается конвекция и, следовательно, облакообразование. Многие н. перечисленных явлений отражаются и в многолетнем режиме климата горных районов и их окружения.

 Кроме описанных выше влияний отдельных форм рельефа и отдельных хребтов, крупные горные системы, такие, как Кордильеры Северной и Анды Южной Америки, как целое оказывают существенное влияние на системы воздушных течений, распределение осадков и температуры, отражающееся на климатических полях метеорологических величин. Например, в свободной атмосфере в умеренных широтах над Кордильерами и Центрально азиатским горным массивом образуются гребни высокого давления, которые видны на картах изогипс. Летом над Центрально азиатским горным массивом в верхней половине тропосферы образуется очаг тепла, температура в котором на 5—10°С выше, чем на тех же высотах и широтах над океанами. Протяжение очага тепла сравнимо с размерами Центрально азиатского горного массива, т. е. несколько тысяч километров

37. Основные климатообразующие факторы. Солнечная радиация и общая циркуляция.

Географическая широта

 Первым и очень важным фактором климата является географическая широта. От нее зависит зональность в распределении элементов климата. Солнечная радиация поступает на верхнюю границу атмосферы в строгой зависимости от географической широты, которая определяет полуденную высоту Солнца и продолжительность облучения в данное время года. Поглощенная радиация распределяется гораздо сложнее, так как зависит и от облачности, и от альбедо земной поверхности.

Отсюда ясно, что каждому состоянию глобального климата соответствуют свои закономерности в теплообороте, влагообороте и атмосферной циркуляции, т. е. в трех комплексах климатообразующих процессов, формирующих локальный климат в каждой точке Земли. Именно от процессов теплооборота, влагооборота и атмосферной циркуляции зависит многолетний режим метеорологических величин: суточный и годовой ход радиации, температуры, осадков и других величин, их изменчивость в каждой точке Земли, среднее распределение по земной поверхности, типичное изменение с высотой и т. д.

Все три климатообразующих процесса взаимно связаны. Например, на тепловой режим подстилающей поверхности, а следовательно, и атмосферы влияет облачность, задерживающая приток прямой солнечной радиации. Образование облаков — один из элементов влагооборота. Но оно зависит, в свою очередь, от температуры подстилающей поверхности и стратификации атмосферы, а эти последние в определенной степени зависят от адвекции тепла, т. е. общей циркуляции атмосферы. Общая циркуляция, кроме того, создает перенос водяного пара и облаков и тем самым влияет на влагооборот, а через него и на тепловые условия.

 Таким образом, мы все время встречаемся со взаимными влияниями всех трех климатообразующих процессов. Режим каждого элемента климата является, поэтому результатом совместного действия всех трех климатообразующих процессов,

 Например, распределение сумм осадков по земному шару является непосредственным следствием влагооборота, поскольку выпадение осадков есть одно из его звеньев. Оно, во-первых, зависит от расположения источников влаги (прежде всего океанов) относительно данного места и, во-вторых, от таких звеньев влагооборота, как испарение, сток, турбулентная диффузия водяного пара, конденсация. Но на режим осадков также влияют тепловые условия подстилающей поверхности н атмосферы, создающиеся в процессе теплооборота. От тепловых условий зависит испарение. Они определяют близость воздуха к насыщению и максимальное влагосодержание воздуха при насыщении, а следовательно, и водность облаков, определяют положение уровней образования и оледенения облаков, а значит, в конечном счете и выпадение осадков. Кроме того, на влагосодержание н на тепловые условия воздуха влияет перенос влаги и тепла воздушными течениями общей циркуляции атмосферы. Подъем с высотой создает быстрое изменение всего комплекса климатических условий. Образуются лежащие одна над другой климатические зоны (или пояса) с соответствующим изменением растительности. Смена высотных климатических зон напоминает смену климатических зон в широтном направлении. Разница, однако, в том, что для изменений, которые в горизонтальном направлении происходят на протяжении тысяч километров, в горах нужно изменение высоты только на километры.

 Очень существенно, что и при смене высотных климатических зон сохраняются общие закономерности климата, присущие той широтной зоне, в которой находится данная горная система. Так, выше снеговой линии в горах тропической зоны годовая амплитуда температуры остается характерно малой; следовательно, климат там отнюдь не идентичен климату полярных областей.

Высота над уровнем моря

 Высота над уровнем моря также является географическим фактором климата.

 Атмосферное давление с высотой падает, солнечная радиация и эффективное излучение возрастают, температура и амплитуда ее суточного хода, как правило, убывают, удельная влажность также убывает, а ветер достаточно сложно меняется по скорости и направлению.

 Такие изменения происходят в свободной атмосфере над равнинной местностью, с большими или меньшими возмущениями (связанными с близостью земной поверхности) они происходят и в горах. В горах намечаются и характерные изменения с высотой облачности и осадков. Осадки, как правило, сначала возрастают с высотой местности, но, начиная с некоторого уровня, убывают. В результате в горах создается высотная климатическая зональность, о которой еще будет сказано ниже.

 Итак, в одном и том же горном районе климатические условия могут сильно различаться в зависимости от высоты места. При этом изменения с высотой намного больше, чем изменения с широтой — в горизонтальном направлении.

38. Рельеф, близость морей и океанов как основные факторы влияние на климат.

 Океанические течения создают особенно резкие различия в температурном режиме поверхности моря и тем самым влияют на распределение температуры воздуха и на атмосферную циркуляцию.

 Устойчивость океанических течений приводит к тому, что их влияние на атмосферу имеет климатическое значение. Гребень изотерм на картах средней температуры ярко показывает отепляющее влияние Гольфстрима на климат восточной части северного Атлантического океана и Западной Европы.

 Холодные океанические течения также обнаруживаются на средних картах температуры воздуха соответствующими возмущениями в конфигурации изотерм — языками холода, направленными к низким широтам.

 Над районами холодных океанических течений увеличивается повторяемость туманов, как это особенно ярко проявляется у Ньюфаундленда, где воздух может переходить с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения. Над холодными водами в пассатной зоне ликвидируется конвекция и резко уменьшается облачность. Это, в свою очередь, является фактором, поддерживающим существование так называемых прибрежных пустынь.

Распределение суши и моря

 Распределение суши и моря — очень эффективный фактор климата. Именно с ним связано деление типов климата на морской и континентальный.

В Южном полушарии, где океаническая поверхность преобладает, а распре деление суши более симметрично относительно полюса, чем в Северном полушарии, зональность в распределении температу­ры, давления, ветра выражена лучше.

Центры действия атмосферы на многолетних средних картах давления обнаруживают явную связь с распределением суши и моря: субтропические зоны высокого давления разрываются над материками летом; в умеренных широтах над материками ярко выражено преобладание высокого давления зимой и низкого летом. Это усложняет систему атмосферной циркуляции, а значит, и распределение климатических условий на Земле.

Положение места относительно береговой линии само по себе в сильной степени влияет на режим температуры (а также влажности, облачности, осадков), определяя степень конти-нннтальности климата.

Нужно, однако, помнить, что дело не только в расстоянии от океана, но и в условиях общей циркуляции. Последняя может приносить морские воздушные массы далеко в глубь материка (или выносить континентальные воздушные массы на океан) или, напротив, исключать такую возможность.

 Влияние географической широты на распределение метеорологических величин становится все заметнее с высотой, когда ослабевает влияние других факторов климата, связанных с земной поверхностью. Следовательно, климат высоких слоев атмосферы имеет лучше выраженную зональность, чем климат у земной поверхности.

 Растительный и снежный покров

Достаточно густой травяной покров уменьшает суточную амплитуду температуры почвы и снижает ее среднюю температуру. Следовательно, он уменьшает и суточную амплитуду температуры воздуха. Более значительное, своеобразное и сложное влияние на климат имеет лес. По-видимому, лес может даже увеличивать над собой количество осадков, увеличивая шероховатость поверхности, над которой течет воздух.

39. Климатические классификации и районирование

 Климатообразующие процессы Земли в различной географической обстановке создают самые различные локальные климаты Именно они составляют предмет рассмотрения в настоящей главе Анализируя отдельные характеристики климата (средние температуры воздуха, суммы осадков и др.), можно заметить определенные географические закономерности в их распределении - зависимость от широты, континентальности положения рассматриваемой местности, орографии и др. Очевидно, что и типы климата, т. е, сочетания этих характеристик в каких-то выбранных интервалах их значений, также должны распределяться по земному шару не хаотически, а упорядочение, в зависимости от тех же факторов. Для того чтобы ориентироваться в многообразии климатических условий на Земле, нужно выделить определенные типы климата и изучить их распределение по земной поверхности Другими словами, нужно построить классификацию климатов и на ее основе осуществить климатическое районирование.

 На основании всего, что нам уже известно, можно сказать заранее, что в распределении климатов существует более или менее ясно выраженная зональность, но эта зональность сильно нарушается влиянием азональных факторов.

 Предложено большое количество классификаций климатов, как для всего земного шара, так и для его частей, например для бывшего Советского Союза. При выделении типов климата разные авторы исходили из разных критериев.

40. Ландшафтно-ботаническая классификация Л.С.Берга.

Л. С. Берг предложил классификацию климатов, которая исходит из разработанной им классификации ландшафтно-географических зон суши. Так как климат является одним из определяющих компонентов географического ландшафта, то климатические зоны, по Бергу, в общем, совпадают с ландшафтно-географическими зонами, хотя есть и некоторые расхождения. Для определения границ климатических зон

 Все типы климатов Берг разделяет на два крупных класса:

А. Климаты низин

Б. Климаты возвышенностей

Климаты низин

1.Климат тундры. Средняя температура самого теплого месяца не выше 10—12° С, но не ниже 0° С,

2.Климат тайги, или Сибирский. Температура июля свыше 10° С, но не более 20° С, годовая амплитуда не менее 10° С,

3.                        Климат лесов умеренной зоны, или климат дуба. Средняя температура четырех месяцев теплого времени года выше 10° С, но не более 22° С. Преобладают летние осадки и лиственные леса с опадающей листвой.

4.                         

Климаты высоких плато

К высоким плато отнесены плоские возвышенности не менее 1000 м абсолютной высоты. Считается, что климат высоких плато сходен с климатом низин, только он поднят вверх, а потому для него характерны большие суточные амплитуды температуры. Берг выделяет следующие типы климата:

1.Тип полярных ледяных плато (плато Гренландии, Антарктида, северный остров Новой Земли), т. е. климат вечного мороза (нет месяца с температурой выше 0° С).

2.Тип высоких степей и полупустынь умеренного климата (северо-западная Монголия, Армянское нагорье).

3.Тип пустынь умеренных широт (Китайский Туркестан).

4.Тип Тибетский (Тибет, Памир). Лето прохладное, большие годовая и суточная амплитуды.

5.. Тип субтропических степей, или иранский, с жарким летом и умеренной зимой. Осадков мало— 130—250 мм, лето бездождное, максимум осадков зимой или весной.

6.Тип тропических плато, или высоких саванн, годовая амплитуда мала, максимум дождей во второй половине лета; зимой и частью весной сухой период (высокие плато Чили, Эквадора, Мексики, Эфиопии).

 Такова в общих чертах классификация климатов Л. С. Берга. В ней климаты низин разработаны лучше, чем климаты высоких плато. Может быть, потому, что Берг подробно рассматривал вертикальные климатические пояса, правда, не увязывая их с климатами высоких плато. Достоинство классификации Л. С. Берга в том, что его климаты хорошо увязываются с ландшафтными зонами, хотя климатическое районирование его менее детально, чем карта климатов В. Кёппена.

42. Почвенная классификация В.В.Докучаева.

Докучаев Василий Васильевич, русский естествоиспытатель, профессор Петербургского университета. заложил основы генетического почвоведения. Создал учение о географических зонах. Дал научную классификацию почв. Докучаевым выделено семь мировых зон: бореальная, северная лесная, лесостепная, степная, сухих степей, аэральная зона пустынь, субтропическая

45. Классификация Б.П.Алисова.

 Б. П. Алисов предложил выделять климатические зоны и области, исходя из условий общей циркуляции атмосферы. Семь основных климатических зон — экваториальную, две тропические, две умеренные и две полярные (по одной в каждом полушарии) он выделяет как зоны, в которых климатообразование круглый год происходит под преобладающим воздействием воздушных масс только одного типа; экваториального, тропического, умеренного (полярного) и арктического (в Южном полушарии антарктического) воздуха.

 Климаты внутри тропиков во многом определяются устойчивыми глобальными системами циркуляции — пассатами, муссонами, внутритропической зоной конвергенции и их сезонными смешениями.

 Экваториальный и тропический воздух формируется в условиях наибольших для земного шара значений радиационного баланса. Поэтому экваториальным и тропическим воздушным массам свойственны самые высокие температуры по сравнению с другими воздушными массами.

 Радиационный баланс в тропиках сравнительно мало меняется в течение года и с изменением широты. Это одна из причин небольшого годового хода температуры. Над большей частью тропической зоны Солнце достигает зенита два раза в год, но при этом не наблюдается значительного повышения температуры, так как высота Солнца, в общем, мало меняется в течение года. Значительно лучше выражен годовой ход осадков. - Поэтому в тропиках чаще различают «сухой» и «дождливый» периоды, а не «зиму» к «лето». По классификации Б. П. Алисова во внутрнтропических широтах выделяются три климатических пояса: экваториальный, субэкваториальный (зона тропических муссонов) и тропический.

46. Климаты экваториального и субэкваториального поясов.

Алисова в экваториальном климате выделяются континентальный и океанический типы климата. Они не слишком сильно различаются между собой по режиму температуры и влажности. Над континентом в экваториальных широтах воздух также очень влажен благодаря большому увлажнению подстилающей поверхности и большому испарению

пышной тропической растительности. Поэтому обычно не делается азличия между океаническим и континентальным экваториальным климатом.

В широтах, близких к экватору (до 5—10° в каждом олушарии), где приток солнечной радиации мало меняется течение года, наблюдается очень равномерный температурный режим. Годовая амплитуда температуры может быть не более 1°С и обычно не

превышает 5°С. С высотой температура, конечно, падает, годовая амплитуда остается при этом малой.

преобладающих воздушных масс. Это две субэкваториальные зоны, или зоны тропических муссонов, в которых летом преобладает экваториальный, а зимой тропический воздух; две субтропические зоны, в которых летом преобладает тропический, а зимой умеренный воздух; зоны субарктическая и субантарктическая, в которых летом преобладает умеренный, а зимой арктический или антарктический воздух.

 Границы зон определяются по среднему положению климатологических фронтов (см. гл. седьмую). Так, тропическая зона находится между летним положением внутритропнческон зоны конвергенции и зимним положением полярных фронтов. Поэтому она круглый год занята преимущественно тропическим воздухом. Субтропическая зона находится между зимним и летним положением полярных фронтов, поэтому она зимой находится под преобладающим воздействием полярного воздуха, а летом — тропического. Аналогично определяются и границы других зон.

 В каждой из широтных зон различаются четыре основных типа климата: материковый, океанический, климат западных берегов и климат восточных берегов. Различия между материковым и океаническим климатом обусловлены главным образом различиями в свойствах подстилающей поверхности; в первом случае эти свойства создают континентальные воздушные массы, во втором — морские. Различия между климатом западных и восточных берегов континентов связаны преимущественно с различиями в условиях общей циркуляции атмосферы и отчасти с распределением океанических течений.

 Климат тропических муссонов (субэкваториальный)

В некоторых частях тропических океанов, в частности в Индийском и на западе Тихого океанов, а также над Южной Азией и в тропиках Африки и Южной Америки господствует режим тропических муссонов. Внутритропическая зона конвергенции вместе с экваториальной ложбиной перемещается через эти области два раза в год — с юга на север и с севера на юг. Иными словами, здесь происходит смена зимнего и летнего муссонов.

 На величину и распределение осадков большое влияние Оказывает орография западных берегов. Так, на высоких берегах и на склонах гор, обращенных к летнему муссону, осадки резко Возрастают. В Африке, на побережье Гвинейского залива, в Черрапунджи. Однако это огромное количество осадков является результатом чисто местных орографических условий. Осадки в Черрапунджи непрезентативны для всего окружающего района, где в общем выпадает в год около 5000 мм. Не больше этого осадки и в других наиболее дождливых районах Индии.

47. Климаты тропического и субтропического поясов.

Они формируются в районах преобладания тропических воздушных масс.

Континентальный тропический климат. Этот климат наблюдается в Северной и Южной Африке, в Аравии, в большей части Австралии, в Мексике, в средней части Южной Америки, т. е. в тех районах по обе стороны от экватора, где нет смены муссонов, где круглый год преобладает тропический воздух. Режим ветра в таких континентальных районах не так характерен и устойчив, как в пассатах над океанами, так как эти районы могут находиться под влиянием не только антициклонов, но (летом) и размытых депрессий.

 Указанные районы составляют пояса тропических пустынь, в которые входят Сахара, Аравийская пустыня, пустыни Австралии и др. Поэтому иногда континентальный тропический климат называют климатом тропических пустынь. Облачность и осадки здесь очень небольшие, радиационный баланс земной поверхности вследствие сухости воздуха и большого альбедо земной поверхности меньше, чем в экваториальном поясе. Однако температура воздуха очень высокая, так как малы затраты тепла на испарение. Лето исключительно жаркое, средняя температура самого теплого месяца не ниже + 26° С, а местами почти до + 40° С. Именно в зоне тропических пустынь наблюдаются самые высокие максимумы температуры на земном шаре — около + 57— + 58° С. Зима также теплая, с температурой самого холодного месяца между + 10...+ 22° С.

Океанический тропический климат. Этот тип климата определяется свойствами морского тропического воздуха, формирующегося в тех широтах субтропических антициклонов, до которых внутритропическая зона конвергенции в своем сезонном смещении не доходит.

 По обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов здесь круглый год господствует устойчивый режим пассатов с характерными условиями погоды и климата. Сюда же можно отнести и внутренние части субтропических антициклонов, близкие к пассатным областям по условиям температуры и осадков. Так как океанический тропический климат лежит в области пассатов, то его иногда называют пассатным климатом.

 При направлении пассатов в нижних слоях с составляющей к экватору, т. е. против температурного градиента поверхности моря, в воздухе пассатов создается сильно выраженная неустойчивость стратификации и развивается интенсивная конвекция. Однако наличие антициклонической пассатной инверсии на небольшой высоте не дает конвекции развиваться в высоту.

В субтропических широтах, т. е в широтах порядка 25—40° климатические условия определяются резкой сезонной сменой условий циркуляции и, следователь

но, резкой сменой преобладания воздушных масс.

 Летом зоны высокого давления и полярные фронты смещаются в более высокие широты. При этом субтропики захватываются тропическим воздухом из более низких широт или сами становятся очагами формирования масс тропического воздуха. Вследствие смешения субтропических антициклонов к высоким широтам давление в субтропиках над океанами летом повышено. Над сушей оно понижено, так как в связи с летним прогреванием суши над ней возникают области низкого давления, называемые термическими депрессиями.

 Зимой полярные фронты смещаются к низким широтам и потому субтропики захватываются умеренным воздухом. При этом циклоническая деятельность распространяется над океаном в субтропики. Над материками давление в субтропиках зимой в среднем растет, так как континентальные зимние антициклоны распространяются и на субтропические широты холодных материков, хотя циклоническая деятельность периодически наблюдается и здесь. Отсюда и сезонные различия в режиме погоды, а следовательно, и в климате субтропиков.

 Различаются четыре основных варианта субтропических климатов: субтропический континентальный, океанический субтропический, субтропический западных берегов, или средиземноморский, субтропический восточных берегов, или муссонный.

            Континентальный субтропический климат. Летом субтропики внутри материков находятся под воздействием размытых областей пониженного давления без фронтов, так называемых термических депрессий. В них формируются массы континентального тропического воздуха с высокой температурой, низким влагосодержанием и малой относительной влажностью. Погода здесь летом малооблачная, сухая и жаркая. Средние температуры летних месяцев близки к + 30° С или превышают эту величину. Зимой на эти районы распространяется циклоническая деятельность, так как здесь часто формируются циклоны или проходят полярные фронты. Погода неустойчивая, с резкими сменами

температуры и осадков. Годовое количество осадков не более 500 мм, а иногда и много меньше. Это зона степей, полупустынь и пустынь.

Субтропический климат западных берегов (средиземноморский). Летом западные берега континентов в субтропиках находятся на восточной периферии субтропических антициклонов или в их отрогах. Преобладает ясная и сухая погода. Зимой здесь часто проходит или возникает полярный фронт с циклонической деятельностью на нем и с осадками. Таким образом, лето в средиземноморском климате достаточно жаркое и сухое, зима дождливая и мягкая. Ежегодно может выпадать снег, но без образования снежного покрова. Осадки в общем не очень большие. Малое количество осадков летом придает климату характер некоторой засушливости. Большие осадки могут выпадать только на наветренных склонах гор, например на Адриатическом побережье Югославии.

 К субтропическому типу климата относится западное Закавказье, особенно Колхидская низменность, где сильное влияние на климат оказывает своеобразное распределение суши и моря в сочетании с орографией. Зима здесь самая теплая на всей территории Причерноморья, а лето не слишком жаркое, но очень душное вследствие большой влажности воздуха.

 Средиземноморский тип климата наблюдается и за пределами Средиземноморья, там, где создается аналогичная циркуляционная обстановка. В частности, он существует на побережьях Калифорнии, Орегона и Вашингтона в Северной Америке, в среднем Чили, на юге Австралии, на крайнем юге Африки (Капский полуостров).

 Океанический субтропический климат. В субтропических широтах океанов летом преобладает режим антициклонов с малооблачной и сухой погодой со слабыми ветрами, а зимой — циклоническая деятельность с дождями и сильными ветрами, часто со штормами. Годовые амплитуды температуры, конечно, меньше, чем в континентальном типе, в среднем около 10°С.

 В восточных частях океанов лето сравнительно прохладное, так как сюда часто проникают воздушные течения из более высоких широт (по восточной периферии субтропических антициклонов) и здесь проходят холодные океанические течения. В западных частях океанов лето более теплое. Зимой, наоборот, в западные части океанов попадают холодные массы воздуха с материков (Азии, Северной Америки) и температуры здесь ниже, чем на востоке.

 Весьма значительные различия климата существуют на западных н восточных окраинах материков умеренных широт. Климат западных берегов, подверженных преобладающему воздействию морских воздушных масс, является переходным от морского к континентальному; часто его называют просто морским. На восточных берегах наблюдается муссонный тип климата, особенно в Азии.

 В умеренном поясе Б. П. Алисов выделяет следующие четыре типа климата: континентальный, морской климат западных частей материков, муссонный климат восточных частей материков и океанический.

Субтропический климат восточных берегов (муссонный). На восточных окраинах материков в субтропиках наблюдается муссонный тип климата. Зимой эти районы находятся под влиянием холодных северо-западных воздушных течений с материка; летом в юго-восточных потоках сюда приходит воздух с океана. Годовой ход осадков противоположен средиземноморскому типу. Зимой погода ясная н сухая; летом, напротив, обильны осадки, выпадающие в циклонах над материком, частью конвективные, частью фронтальные. Играет большую роль и орографическое усиление осадков на наветренных склонах.

 Осадки в общем обильные, и поэтому тип климата характеризуется богато развитыми лесами из широколиственных пород с вьющимися и лазающими растениями (лианы, плющи). Снег выпадает, но снежный покров не удерживается.

48. Климаты умеренного пояса.

В умеренных широтах наблюдаются большие сезонные различия в радиационных условиях. Летом радиационный баланс подстилающей поверхности велик и в районах с небольшой

воздушных масс с Тихого океана, преобладают пустыни и степи, на востоке — лиственные леса. Севернее большая часть Канады занята тайгой, которая особенно далеко на север заходит на Аляске. Соответственно этому распределяются и климатические условия. Приведем данные по некоторым станциям.

Особую разновидность континентального климата представляет климат горных районов в умеренных широтах. В горных районах Тянь-Шаня осадки обильнее, чем в Туранской низменности и на Памире. В благоприятных условиях рельефа они могут превышать 2000 мм; с запада на восток осадки убывают. Температуры здесь, конечно, ниже, чем на низменности.

 В высокогорной области Саян и Алтая температурный режим очень разнообразен и зависит от высоты и рельефа. Осадки значительные на наветренных склонах (в Западном Алтае до 1500 мм и более) и небольшие на южных склонах и в замкнутых котловинах (на Алтае менее 200 мм). В Саянах на западных и северо-западных склонах годовое количество осадков превышает 1000 мм. Поэтому на наветренных склонах накапливается большой снежный покров и снижается снеговая линия.

Континентальный климат умеренных широт. Этот тип климата имеется на материках Евразии и Северной Америки. Он характеризуется теплым летом и холодной зимой с устойчивым снежным покровом. Годовая амплитуда температуры большая и растет с удалением в глубь материка. Условия увлажнения меняются в направлении как с юга на север, так и с запада на восток.

 В южной части умеренных широт Евразии зимой преобладает режим высокого давления. На климатологических картах именно в этих широтах находится центр знаменитого зимнего Азиатского антициклона с отрогом, направленным на южную часть Европы. Поэтому зимние осадки здесь небольшие и убывают с удалением в глубь материка. Снежный покров по этой причине невысокий, а в Забайкалье, вблизи центра антициклона, достигает ничтожных величин несмотря на очень суровую зиму.

49. Климаты полярного, субполярного поясов.

 В субарктическом (субантарктическом) поясе зимой преобладает арктический (антарктический) воздух, летом — воздух умеренных широт. В субарктическом поясе различают два основных типа климата: континентальный и океанический. Континентальный субарктический климат наблюдается главным образом в Северном полушарии, морской — в Южном.

По северным окраинам Евразии и Северной Америки в широтах, которые можно назвать уже субполярными, расположена зона тундры. Зимы здесь продолжительные и суровые, лето холодное и с заморозками, В Азии в этом типе климата располагаются полюсы холода Северного полушария (район Верхоянска и Оймякона).

 Хотя осадков мало, облачность большая и дней с осадками много; следовательно, выпадают они в незначительных количествах вследствие малого влагосодержания воздуха при низких температурах. Максимум осадков приходится на лето. Как ни малы осадки, но при низких температурах они превышают испаряемость, поэтому в тундре наблюдается избыточное увлажнение и вследствие вечной мерзлоты заболачивание.

 В тундре более или менее выражен муссонный характер циркуляции атмосферы: летом преобладают ветры с составляющей, направленной на материк, зимой — с материка.

Над океанами Южного полушария к югу от 60° ю.ш. до побережья Антарктиды субполярный климат характеризуется весьма однородным распределением температуры летом — на большей части акватории она близка к нулю. Но зимой температура быстро убывает и достигает у побережья—20°С и ниже. В этих широтах чаще всего проходят центры циклонов, поэтому облачность здесь очень большая; велика и повторяемость осадков и туманов. Преобладающие западные ветры вблизи материка сменяются восточными.

50. Антропогенное воздействие на климат.

            В течение тысячелетий хозяйственная деятельность человека приспосабливалась к окружающим климатическим условиям, но не считалась с тем, производит ли она на климат положительное или отрицательное воздействие. Когда население Земли было сравнительно небольшим и энергетическая вооруженность человека была относительно малой, казалось, что антропогенное воздействие человеческой деятельности на природу не может по

влиять на устойчивость климата. Но в XX в. деятельность человека все больше приобретала такие масштабы, что встал вопрос о непреднамеренном воздействии хозяйственной деятельности человека на климат. Влияние на климат оказывает следующие, принявшие глобальный характер процессы:

 — распахивание огромных массивов земли, вызывающее изменение альбедо, быструю потерю влаги, подъем пыли в атмосферу;

 — уничтожение лесов, особенно тропических, влияющее на воспроизводство кислорода, изменения альбедо и испарения;

 — перевыпас скота, превращающий степи и саванны в пустыни, в результате чего меняется альбедо, иссушается почва;

 — сжигание ископаемого органического топлива и поступление в атмосферу СО2, СН4;

 — выбрасывание в атмосферу промышленных отходов, меняющих состав атмосферы, увеличивающих содержание аэрозолей. Последние два процесса увеличивают парниковый эффект,

Особую тревогу вызывает прогрессирующее увеличение СО2, фторхлоруглеводородов, метана, закиси азота и озона, которые создают парниковый эффект.