МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ

ГОУ ВПО «СИБИРСКАЯ ГОСУДАРСТВЕННАЯ ГЕОДЕЗИЧЕСКАЯ АКАДЕМИЯ»

А.Г. Гриценко

Л.В. Воронина

УЧЕНИЕ ОБ АТМОСФЕРЕ

Утверждено редакционно-издательским советом академии

в качестве учебного пособия для студентов направления

подготовки дипломированных специалистов

020804 «Геоэкология»

Новосибирск

СГГА

2008

УДК 551.51

ББК 26.23

Г 858

Рецензенты:

Доктор биологических наук, главный научный сотрудник

Института водных и экологических проблем СО РАН

В.А. Казанцев

Кандидат геолого-минералогических наук, доцент

Сибирской государственной геодезической академии

А.Г. Алтухов

Гриценко, А.Г.

Г 858 Учение об атмосфере [Текст]: учеб. пособие / А.Г. Гриценко, Л.В.

Воронина. – Новосибирск: СГГА, 2008. – 147 с.

ISBN 978-5-87693-270-9

Содержание настоящего учебного пособия отвечает предусмотренному

государственным образовательным стандартом высшего профессионального

образования обязательному минимуму содержания образовательной программы

по дисциплине «Учение об атмосфере» для специальности 020804

«Геоэкология».

Цель данного пособия – помощь студентам в более эффективном усвоении

теоретического материала по вопросам строения атмосферы, процессов,

происходящих в ней, ознакомление с существующими классификациями

климата, терминологией и создание у студентов четкого представления об

экологии атмосферы и изменении климата.

Ответственный редактор:

Кандидат геолого-минералогических наук, доцент

Сибирской государственной геодезической академии

В.Н. Катаева

УДК 551.51

Печатается по решению редакционно-издательского совета СГГА

ISBN 978-5-87693-270-9 © ГОУ ВПО «Сибирская государственная

геодезическая академия», 2008

СОДЕРЖАНИЕ

Введение ............................................................................................................... 5

1. Состав атмосферы ....................................................................................... 6

2. Строение атмосферы ................................................................................... 9

2.1. Тропосфера ............................................................................................ 9

2.2. Стратосфера ........................................................................................... 9

2.3. Мезосфера ............................................................................................ 10

2.4. Термосфера .......................................................................................... 10

2.5. Экзосфера ............................................................................................. 10

3. Радиация в атмосфере ............................................................................... 11

3.1. Корпускулярное излучение Солнца ................................................... 11

3.2. Электромагнитное излучение ............................................................ 12

3.3. Рассеянная радиация ........................................................................... 15

3.4. Суммарная солнечная радиация ......................................................... 16

3.5. Альбедо ................................................................................................. 17

3.6. Эффективное излучение ..................................................................... 18

3.7. Радиационный баланс ......................................................................... 19

4. Тепловой режим атмосферы ..................................................................... 22

4.1. Тепловой баланс атмосферы .............................................................. 22

4.2. Температура почвы .............................................................................. 23

4.3. Температура воздуха ........................................................................... 24

5. Вода в атмосфере ....................................................................................... 29

5.1. Влагооборот в атмосфере ................................................................... 29

5.2. Облака и их классификация ............................................................... 36

5.3. Световые оптические явления в атмосфере ..................................... 40

5.4. Осадки и их классификация ............................................................... 41

5.5. Распределение осадков по поверхности Земли ................................ 43

6. Атмосферное давление и ветер ................................................................ 51

6.1. Атмосферное давление и горизонтальный барический градиент .. 51

6.2. Геострофический ветер ....................................................................... 56

7. Атмосферная циркуляция ......................................................................... 61

7.1. Воздушные массы................................................................................ 61

7.2. Атмосферные фронты ......................................................................... 62

7.3. Фронт и струйное течение .................................................................. 65

7.4. Циклоны и антициклоны .................................................................... 65

7.5. Основные факторы атмосферной циркуляции ................................. 67

7.6. Глобальное распределение давления................................................. 68

7.7. Изобарические центры действия атмосферы ................................... 70

7.8. Главные атмосферные фронты........................................................... 71

7.9. Циркуляция воздушных масс в тропиках ......................................... 71

7.10. Внетропическая циркуляция воздушных масс ................................. 74

7.11. Местные ветры .................................................................................... 76

8. Климатообразование. климатообразующие факторы ............................ 80

9. Климаты земли ........................................................................................... 85

9.1. Классификация климатов В. Кеппена ............................................... 85

9.2. Классификация климатов Л.С. Берга ................................................ 85

9.3. Классификация климатов Б.П. Алисова ............................................ 85

10. Изменение климата .................................................................................... 94

11. Экология атмосферы ............................................................................... 103

Заключение ....................................................................................................... 109

Контрольные вопросы по дисциплине «учение об атмосфере» ................. 111

Библиографический список ........................................................................... 117

ВВЕДЕНИЕ

Как и все геосферы Земли, атмосфера является составной частью

географической оболочки Земли. Являясь весьма специфической, она

трансформирует в различных районах поверхности Земли определенное

соотношение тепла и влаги, определяет давление, ветровой режим и так далее,

обладает присущими только ей законами.

Наука об атмосфере – воздушной оболочке Земли – называется

метеорологией. Последняя изучает явления и процессы, происходящие в

атмосфере, и на этой основе стремится установить их причины и

взаимозависимости.

Предлагаемое учебное пособие рассматривает условия погоды,

складывающиеся из атмосферных явлений (облачность, осадки, ветер и др.) и

физических величин (давление, температура, влажность и т. п.), называемых

метеорологическими элементами. Все они тесно связаны между собой, и по

изменениям одних элементов можно судить о возможных изменениях других

элементов и явлений.

Хотя изменения климата, естественные или антропогенные, происходят

сравнительно медленно, они охватывают огромные регионы и поэтому

представляют жизненно важный интерес для человечества. И так как воздушная

оболочка Земли не имеет национальных границ, вопросы экологии атмосферы

принимают глобальный характер, и рассмотрение основных аспектов данной

проблемы в курсе «Учение об атмосфере» насущно необходимо.

Авторы считают необходимым выразить благодарность за помощь в

создании данного пособия старшему преподавателю кафедры экологии и

природопользования О.Г. Быковой и кандидату технических наук, доценту

кафедры картографии О.Н. Николаевой.

1. СОСТАВ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера Земли состоит из смеси химических элементов и соединений,

называемой воздухом. Больше всего в воздухе содержится молекул азота (78.08

%), кислорода (20.95 %) и аргона (0.93 %), а кроме того, важную роль играют

водяной пар и углекислый газ. Водород и гелий, широко распространенные во

Вселенной, составляют всего около 0.0005 % атмосферы Земли. Газовый состав

атмосферы приведен в табл. 1.

Таблица 1. Химический состав сухого атмосферного воздуха

Газ Объемная концентрация, %

Азот

Кислород

Аргон

Углекислый газ

Неон

Гелий

Метан

Криптон

Водород

Закись азота

Ксенон

Двуокись серы

Озон:

лето

зима

Двуокись азота

Другие газы

78.08

20.95

0.93

0.03

0.002

0.0005

0.0002

0.0001

0.00005

0.00005

0.000009

от 0 до 0.0001

от 0 до 0.000007

от 0 до 0.000002

от 0 до 0.000002

обнаруживаются следы

Важной составляющей (правда, в небольших количествах и, в основном, на

больших, от 10 до 60 км, высотах), с максимумом на высоте около 25 км,

является озон (О3). Он образуется при расщеплении молекул кислорода (О2)

ультрафиолетовыми лучами и электрическими разрядами. Озон защищает

Землю от губительного для всего живого ультрафиолетового излучения, в

значительной степени поглощая его.

Азот (N2) – важнейший биогенный элемент. Он входит в состав белков и

нуклеиновых кислот и как бы разбавляет кислород, регулируя тем самым

интенсивность окислительных процессов.

Кислород (О2), пожалуй, самая важная составляющая часть атмосферы.

С его наличием в атмосфере связано развитие зеленых растений и процесс

фотосинтеза. Именно с кислородом живые организмы получают энергию,

обеспечивающую их жизнедеятельность.

Углекислый газ (СО2) поступает в атмосферу при извержениях вулканов, в

результате жизнедеятельности организмов, за счет промышленных отходов и

сжигания топлива. Углекислый газ, содержащийся в атмосфере, задерживает

длинноволновую радиацию, но увеличение его концентрации может привести к

потеплению климата и развитию процессов с этим связанных, при этом

отметим непостоянство концентрации углекислого газа в атмосфере. Так, в

воздухе промышленных районов его несколько больше, чем вдали от них. Даже

ночью его несколько больше, чем днем, так как он поглощается растениями

лишь в светлое время суток.

Водяной пар (Н2О) – важнейший для жизни и весьма изменчивый

элемент атмосферы. Большая его часть сосредоточена в самых нижних слоях

атмосферы. При этом его количество зависит от температуры воздуха: в

тѐплом воздухе может содержаться больше водяного пара, чем в холодном.

Когда при данной температуре количество водяного пара достигает

максимума – воздух считается насыщенным. Если воздух охлаждается, то

водяной пар превращается в мельчайшие капельки воды, т. е. конденсируется.

При очень низкой температуре и большом перенасыщении воздуха водяной пар

превращается в ледяные кристаллы, минуя фазу воды. Этот процесс получил

название сублимации водяного пара. Благодаря конденсации и сублимации

водяного пара, в атмосфере образуется все наблюдаемое многообразие облаков,

жидких и твердых осадков (дождь, град, роса, туман и т. п.).

Кроме названных составляющих, в атмосфере присутствуют инертные

газы (неон, гелий, криптон, ксенон), водород и ряд химических соединений,

образующихся в результате биологических процессов и вследствие загрязнения

промышленными выбросами (например, метан, сернистый газ, разные окислы

азота). И хотя их концентрация мала, однако даже незначительное еѐ колебание

сказывается на экологической обстановке.

Помимо газовых компонентов, в атмосфере присутствуют твѐрдые и

жидкие частицы различного состава и происхождения. К ним относятся

частицы пыли, поднимаемые ветром, частицы морской соли, образующиеся при

испарении океанических брызг, космическая пыль, пыль вулканов, лесных

пожаров и пыль техногенного происхождения. Все эти мельчайшие частицы

являются центрами конденсации, на которых при насыщении воздуха

осаждаются молекулы водяного пара, что приводит к образованию облаков и

выпадению осадков, иногда с отрицательным экологическим эффектом

(например, кислотные дожди).

Посторонние примеси воздуха оказывают влияние на цвет неба, так как

наряду с молекулами газов они рассеивают солнечные лучи. При этом сильнее,

по сравнению с видимым красным участком спектра (закон Рэлея),

рассеиваются короткие волны видимой части спектра Солнца (фиолетовый и

синий участки). Поэтому воспринимаемый человеком рассеянный свет,

посылаемый небесным сводом при безоблачной погоде, представляется

голубым и синим. При запыленности воздуха и большом количестве водяного

пара небо приобретает белесоватый оттенок или выглядит серым при сплошной

облачности.

По химическому составу атмосферу по вертикали делят на два слоя:

гомосферу (однородную) – до 100–110 км и гетеросферу (неоднородную) –

выше 100–110 км.

Химический состав гомосферы, за исключением водяного пара, озона,

углекислого газа, мало меняется с высотой.

Состав же гетеросферы с высотой претерпевает значительные

изменения. Так, на высоте более 100 км под действием ультрафиолетовой

радиации Солнца молекулы газов расщепляются на атомы. Уже в слое 200–

500 км господствует атомарный (О), а не молекулярный (О2) кислород, а на

высотах 500–1 000 км и выше преобладает гелий.

2. СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера простирается вверх на много сотен километров, и верхняя

граница еѐ устанавливается весьма условно на высоте около 2 000–3 000 км. С

высотой такие характеристики, как давление, плотность быстро

уменьшаются, однако изменение температуры воздуха весьма специфично.

Именно по характеру изменения температуры с высотой атмосфера делится

на несколько сфер, между которыми располагаются переходные зоны – паузы.

2.1. Тропосфера

Нижний слой атмосферы, где температура в среднем уменьшается с

увеличением высоты, называется тропосферой. Наибольшей высоты верхняя

граница тропосферы (16–19 км) достигает в экваториальной и тропической

зонах Земли, наименьшая высота ее (8–12 км) – в высокополярных областях. В

тропосфере сосредоточены более 4/5 массы земной атмосферы и почти весь

содержащийся в ней водяной пар. Для тропосферы отмечается закономерное

понижение температуры с высотой в среднем на 0.6 ºС на каждые 100 м, что

объясняется передачей тепла воздуху от земной поверхности. Эта величина

получила название среднего вертикального градиента температуры в

тропосфере. На верхней границе тропосферы температура, в зависимости от

широты, изменяется от –45 до –70 ºС.

На земной поверхности контраст температур между экватором и полюсами

весьма ощутим, но в тропосфере эта разность сглаживается с высотой.

Перепады температур в тропосфере определяют энергию атмосферной

циркуляции. Главное, что характеризует эту циркуляцию, – преобладание

западных ветров скорости больше зимой, чем летом, и усиление их с высотой.

Горизонтальный перенос воздуха сопровождается вертикальным перемещением

и турбулентным (неупорядоченным) движением. Вследствие подъѐма и

опускания больших масс воздуха образуются и рассеиваются облака, возникают

и прекращаются осадки.

2.2. Стратосфера

В первой половине XX в. была открыта стратосфера, которая

простирается от высот 8–17 до 50–55 км и от тропосферы отделяется

тропопаузой. Для стратосферы характерно повышение температуры в среднем

на 1–2 °С на километр высоты, и на еѐ верхней границе температура становится

даже положительной. Это явление связывается с наличием здесь озона (О3),

который образует так называемый озоновый экран Земли. В стратосфере

воздух испытывает значительные вертикальные перемещения, турбулентные

движения при сильных горизонтальных течениях. Все это – результат

неоднородного распределения температур.

Применение ракетно-космических средств позволило провести измерения

температур в высоких слоях атмосферы и получить современное более точное

представление о вертикальном строении атмосферы.

2.3. Мезосфера

Выше стратосферы через пограничный слой, стратопаузу, выделяется

мезосфера, в которой температура вновь начинает понижаться и у верхней

границы (около 80 км) достигает от –75 до –90 ºС. При этом падение

температуры с высотой в низких широтах происходит медленнее, чем в

высоких. В слое мезопаузы на высоте 86 км понижение температуры

прекращается и начинается еѐ повышение. Здесь под инверсионным слоем в

сумерки или перед восходом солнца, чаще в летний период, наблюдаются

серебристые облака, которые предположительно состоят из ледяных

кристаллов. Наблюдения за серебристыми облаками показали большую

изменчивость скорости ветров на их уровне, когда значения скорости ветра

могут колебаться от 50 до нескольких сотен километров в час.

2.4. Термосфера

Выше мезопаузы до высоты 800 км расположена термосфера (или

ионосфера), в пределах которой идет повышение температуры с высотой. Уже

на уровне 150 км она достигает 220–240 ºС, на уровне 200 км – более 500 ºС, а

на высоте 500–600 км превышает 1 500 ºС.

Кроме того, термосфера отличается наличием огромного количества

электрически заряженных частиц – ионов. Поэтому еѐ также называют

ионосферой. Под действием ультрафиолетового и корпускулярного излучений

Солнца происходит отщепление электронов от нейтральных атомов и молекул

воздуха, которые становятся положительно заряженными. В свою очередь,

свободные электроны могут присоединяться к нейтральным атомам и

молекулам воздуха и сделать их отрицательно заряженными. В результате

полученные положительно и отрицательно заряженные атомы и молекулы

называются ионами, а газы, становящиеся электропроводными, –

ионизированными.

Процесс ионизации наиболее интенсивно протекает на высотах 60–80 и

220–400 км. С усилением ионизации, обычно на высоте около 100 км,

начинается свечение газов и возникают полярные сияния.

Отличительной особенностью ионосферы является отражение коротких

радиоволн. Возвращаясь на земную поверхность, волны фиксируются в

значительном отдалении от места радиопередачи, тем самым обеспечивая

дальнюю радиосвязь.

2.5. Экзосфера

Самая верхняя часть атмосферы – экзосфера. Она простирается от 800 км

и до 2 000–3 000 км. Температура составляет около 2 000 ºС. Высокая

температура на верхней границе атмосферы и пониженная сила земного

притяжения увеличивают скорость движения газов до второй космической (11,2

км/c), при которой наиболее легкие газы, такие как гелий, водород удаляются в

межпланетное пространство. Однако и за пределами атмосферы околоземное

пространство заполнено заряженными частицами газов, образующими зону

радиации, – земную корону, заканчивающуюся на высотах около 20 тыс. км.

3. РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ

Ближайшая к Земле звезда – Солнце. Практически все процессы

(биологические, метеорологические, гидрологические и др.) в первую очередь

обусловлены энергией Солнца. За счет внутриатомного синтеза – перехода

водорода в более тяжѐлый гелий – образуется солнечная энергия, которую

Солнце постоянно излучает и при этом ежесекундно теряет свою массу, «худея»

на 4 млн. тонн. Опасения, что в ближайшем будущем Солнце погаснет,

необоснованны, так как тех запасов водорода, которыми располагает Солнце,

хватит ещѐ на десятки миллиардов лет.

Земля, обращаясь вокруг Солнца на среднем расстоянии около 150 млн.

км, получает лишь небольшую часть общей энергии Солнца, эта небольшая

часть составляет огромную величину в 174 миллиарда мегаватт, однако она в 2,2

миллиарда раз меньше всей энергии излучаемой Солнцем во всех направлениях.

Лучистая энергия, излучаемая Солнцем и проникающая в земную атмосферу,

носит название солнечной радиации.

Существуют два типа носителя солнечной энергии, переправляющих еѐ к

Земле через практически пустое пространство. Небольшая часть энергии (в

миллион раз меньше еѐ общего количества) переносится частицами –

корпускулами. Поток частиц, называемый также корпускулярным излучением,

движущийся во все стороны от Солнца, получил определение солнечного ветра.

Основная часть солнечной энергии содержится в электромагнитном излучении

Солнца, которое свободно распространяется в межпланетном пространстве, для

него прозрачны и многие твердые материалы: стекло пропускает видимый свет,

радиоволны проходят через стены, рентгеновские лучи – через живую ткань. Это

всѐ разновидности электромагнитных волн, приходящиеся на разные диапазоны

спектра электромагнитного излучения.

3.1. Корпускулярное излучение Солнца

Корпускулярное излучение Солнца состоит в основном из протонов и

электронов, находящихся в нѐм примерно в равных количествах. Поскольку эти

частицы обладают электрическими зарядами, то по мере сближения с Землей

они взаимодействуют с еѐ магнитным полем и образуют так называемую

магнитосферу, в зоне которой располагаются радиационные пояса Земли,

открытые в начале космической эры. Эти пояса характеризуются весьма высокой

радиацией, что требует достаточной защиты космонавтов. Кроме того,

корпускулярное излучение способствует появлению эффектного зрелища –

полярного сияния. Проникая в достаточно плотную часть атмосферы,

корпускулы ионизируют часть нейтральных атомов и молекул, вызывая

характерное излучение красной, зелѐной и фиолетовой окрасок. В целом поток

корпускул отклоняется магнитным полем Земли и тормозится при столкновении

с частицами воздуха, поэтому ниже, чем на 90 км к поверхности Земли

корпускулярная радиация в атмосферу не проникает.

3.2. Электромагнитное излучение

Электромагнитное излучение (или просто радиация) представляет собой

волны, движущиеся со скоростью около 300 000 км/с. Длины волн

электромагнитного излучения меняются в широком интервале – от многих

километров для длинноволнового радиоизлучения до нескольких нанометров

для рентгеновских лучей и гамма-излучения. В метеорологии приходится иметь

дело преимущественно с температурной радиацией, определяемой температурой

излучающего тела и его излучательной способностью. Наша планета получает

такую радиацию от Солнца, в то же время атмосфера и земная поверхность

излучают температурную радиацию.

Температурная радиация имеет длины волн от 100 нм до сотен мкм.

Радиация с длинами волн менее 400 нм называется ультрафиолетовой, с длиной

волны в интервале 400–700 нм – видимым светом, а с длинами больше 700 нм –

инфракрасной.

Около 9 % потока солнечного излучения приходится на ультрафиолетовый

диапазон, 47 % – на видимую область, а 44 % – на ближнюю часть

инфракрасного спектра. Распределение энергии в спектре солнечной радиации

до поступления еѐ в атмосферу близко к теоретически полученному

распределению энергии в спектре абсолютно черного тела (об этом будет

сказано далее) при температуре 6 000 К (рис. 1). Таким образом, температуру

Солнца в 6 000 К считают близкой к фактической, и практически весь поток

солнечной энергии, достигающий земной атмосферы, сосредоточен в диапазоне

излучения с длинами волн 150–4 000 нм.

1 нанометр (нм) равен 10-9

м, а 1 микрометр (мкм) – 10-6

м.

Рис. 1. Распределение энергии в спектре солнечной радиации до

поступления в атмосферу (1) и в спектре абсолютно чѐрного тела при

температуре 6 000 К (2). Области спектра: УФ – ультрафиолетовая, В – видимая,

ИК – инфракрасная

Исследования, проведѐнные по изучению земной поверхности, показали,

что почти весь поток солнечной радиации сосредоточен в диапазоне волн выше

4 000 нм. Таким образом, диапазоны излучений Земли и Солнца не совпадают,

поэтому принято излучение атмосферы разделять на две составляющие:

коротковолновую (солнечную) радиацию и длинноволновую (земную и

атмосферную) радиацию. Оба вида излучений по-разному взаимодействуют с

атмосферой и неодинаково меняются при прохождении через неѐ.

Поток солнечной радиации, достигая верхних границ атмосферы,

начинает рассеиваться и поглощаться молекулами, пылинками, аэрозолями и

облаками, так что только часть его достигает поверхности Земли. Именно эта

часть превращается в тепло, нагревая земную поверхность, а от неѐ и воздух.

В результате поглощения и рассеяния прямой радиации в атмосфере при

движении еѐ к земной поверхности, поток солнечной радиации уменьшается,

изменяется его спектральный состав (рис. 2).

0,2 0,4 0,6 0,8 мкм

1 УФ В ИК

Вт/(м2·мкм)

21

14

7

0

1

2

Рис. 2. Распределение энергии в спектре солнечной радиации на границе

атмосферы (1) и у земной поверхности (2) при высоте Солнца над горизонтом

в 35º

До появления ракетно-космических средств оценить энергию приходящего

солнечного излучения и вариации предполагаемого его изменения можно было

только по наблюдениям высокогорных обсерваторий. В последние годы

измерения радиационных параметров по Всемирной программе исследования

климата (ВПИК) позволили с достаточно высокой точностью определить

количество солнечной радиации на верхней границе атмосферы. При этом

интенсивность солнечной радиации у верхней границы атмосферы называют

солнечной постоянной (I0). Другими словами, солнечная постоянная – это

количество солнечной энергии, проходящей за 1 минуту через

перпендикулярную к лучам площадку в 1 см2, расположенную вне атмосферы

на среднем расстоянии между Землей и Солнцем. Было установлено, что

солнечная постоянная не является абсолютной константой. В различные годы

она меняется, то увеличиваясь, то уменьшаясь в течение 11-летнего цикла

солнечной активности (т. е. между максимумом и минимумом количества

солнечных пятен), а также зависит от положения планеты на своей орбите.

Распределение солнечной радиации на верхней границе атмосферы называется

солярным климатом. Важнейшими причинами, влияющими на солярный

климат, являются шаровидность Земли и наклон плоскости еѐ экватора к

плоскости эклиптики в 23.5º. В настоящее время среднее значение солнечной

постоянной принято 1 367 Вт/м2 или 1.95 кал/(см

2 мин).

Попадая в атмосферу, солнечная радиация претерпевает различные

изменения. Часть еѐ приходит к земной поверхности в виде пучка

параллельных лучей через атмосферу и называется прямой радиацией. Приток

прямой радиации характеризуется интенсивностью радиации (или потоком

радиации, или плотностью потока радиации). Интенсивность радиации (I) –

это количество лучистой энергии, поступающей к поверхности,

перпендикулярной солнечным лучам, в единицу времени на единицу площади.

Очевидно, что на горизонтальную поверхность Земли при том же сечении

потока придется меньшее количество лучистой энергии, которое может быть

записано следующим выражением:

I' = I sinh,

где h – высота Солнца над горизонтом.

Отсюда видно, что когда Солнце в зените, отмечается максимум

интенсивности радиации, но в тех случаях, когда его положение смещается в

стороны полюсов, величина солнечной радиации или величина солнечной

постоянной (I) уменьшается. Экспериментально (путем наблюдений)

установлено, что, в зависимости от характера подстилающей поверхности и

широты места, значения солнечной радиации варьируются от 0,5 до 1,5

кал/(см2 мин).

3.3. Рассеянная радиация

Рассеянная радиация образуется при столкновении солнечных лучей с

молекулами воздуха и примесями, когда прямая солнечная радиация

превращается в радиацию, идущую по всем направлениям. Согласно закону

Рэлея для чистого воздуха, рассеяние обратно пропорционально четвѐртой

степени длины волны рассеиваемых лучей, т. е. равно 4λ

1, поэтому в

рассеянной радиации преобладают коротковолновые лучи видимого спектра, т.

е. фиолетовые и особенно синие, обеспечивающие при относительно чистом

воздухе голубой цвет неба.

С рассеянной радиацией связан ряд особенностей атмосферы – сумерки,

заря, рассеянный свет, атмосферная видимость.

Сумерки – период плавного перехода от дневного света к ночной темноте

после заката и обратно – перед восходом Солнца. Продолжительность сумерек

зависит от географической широты, чем ближе к экватору, тем они короче. Если

Солнце опускается за горизонт менее чем на 18º, то полной темноты не

наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называется

белые ночи.

Заря – рассеяние, дефракция и преломление солнечных лучей в мельчайших

атмосферных аэрозолях и на более крупных частицах в различных слоях

атмосферы. Характерные для зари цвета – пурпурный и желтый, в зависимости

от примесей в воздухе, могут меняться в широких пределах, давая

совокупность красочных световых явлений до захода и после восхода

Солнца.

Рассеянный свет – это рассеянная радиация в дневное время, вследствие

чего светло даже там, куда солнечные лучи непосредственно не попадают, и

когда солнце скрыто за облаками.

Атмосферная видимость – расстояние, в пределах которого становятся

различимы очертания наблюдаемого объекта. Величина его зависит от

рассеяния и поглощения света атмосферным воздухом и примесями в нѐм. В

тумане значение расстояния может убывать до нескольких метров, а в слабо

запыленном сухом воздухе (особенно арктическом) – достигать десятков и

сотен километров.

На рассеянную радиацию приходится около 25 % от общего потока

солнечного излучения. Относительное еѐ значение закономерно возрастает с

уменьшением роли прямой радиации. В тропических широтах рассеянная

радиация составляет 30 %, в умеренных широтах – 50 %, в полярных – 70 % от

общего солнечного излучения.

3.4. Суммарная солнечная радиация

Прямая и рассеянная радиации составляют суммарную солнечную

радиацию, определяющую тепловой режим тропосферы. Суммарная радиация

имеет при безоблачном небе суточный ход (изменение еѐ величины в течение

суток) с максимумом в полдень и годовой – с максимумом летом. При

облачности суммарная радиация, в целом, уменьшается. Если суммировать

интенсивности прямой (I) и рассеянной (i) радиаций, получим интенсивность

суммарной радиации (IS):

IS = I sin h + i.

В результате поглощения части солнечной энергии молекулами воздуха

земной атмосферы происходит превращение части лучистой энергии в

кинетическую, вследствие чего изменяется движение молекул, это

обуславливает изменение температуры среды, поглощающей излучение. По-

видимому, атмосферные слои, наиболее эффективно поглощающие солнечную

радиацию, являются самыми теплыми в атмосфере.

Составляющие воздуха, как и все газы, поглощают излучение на

определенных длинах волн, являясь прозрачными для всего остального

интервала спектра. Попадая во внешнюю разреженную часть атмосферы,

радиация частично поглощается в очень коротковолновой области

ультрафиолетового диапазона молекулами кислорода и азота, которые

диссоциируются и ионизируются и приобретают дополнительную

кинетическую энергию. Слои атмосферы, где эти процессы наиболее

интенсивны, обособлены и называются ионосферой и термосферой. Полностью

наиболее короткая часть ультрафиолета поглощается на высоте около 100 км.

На более низких высотах поглощение солнечной радиации незначительное,

поэтому эта часть атмосферы имеет минимальную температуру. Однако в этой

части продолжается слабое поглощение ультрафиолетового излучения

молекулами кислорода, которые диссоциируются на атомы, а последние,

сталкиваясь с молекулами кислорода, приводят к образованию озона (О3). Озон

поглощает длинноволновую часть ультрафиолетового излучения (до 300 нм), что

на высоте около 50 км приводит к появлению температурного максимума.

Радиация с длиной волны 300 нм и более, а также радиация с длинами волн в

видимом диапазоне, поглощаются атмосферой лишь незначительно. В ближней

части инфракрасного диапазона радиация поглощается углекислым газом и

водяным паром, особенно в нижней области тропосферы, где концентрация

водяного пара максимальна.

Общее количество радиации, поглощенное атмосферой, составляет 25 %.

Примерно 30 % радиации отражается атмосферой, облаками и земной

поверхностью. Лишь оставшаяся часть ответственна за нагрев поверхности

Земли. Ослабление потока солнечной радиации при прохождении через

атмосферу определяется как закон ослабления и выражается формулой Бугэ:

I = Iopm,

где p – коэффициент прозрачности, показывающий, какая доля солнечной

постоянной доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных

лучей;

m – оптическая масса атмосферы;

Io – солнечная постоянная.

В свою очередь, коэффициент прозрачности определяется по формуле

p = e-a,

где а – коэффициент ослабления.

Общее ослабление радиации включает в себя ослабление постоянными

газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяным паром и аэрозольными

примесями.

Если взять отношение коэффициента ослабления для действительной

атмосферы (а) к коэффициенту ослабления для идеальной атмосферы (А), то

получим так называемый фактор мутности (Т), который определяется формулой

Т = а/А.

Фактор мутности показывает, сколько нужно взять идеальных атмосфер,

чтобы ослабление радиации было такое же, как производимое действительной

атмосферой.

3.5. Альбедо

Попадая на земную поверхность, суммарная радиация большей частью

поглощается верхним слоем суши и воды и переходит в тепло, а частично

отражается. При этом отношение количества отраженной радиации к общему

количеству радиации называется альбедо поверхности и выражается в процентах.

Эта величина зависит от характера рельефа, от наличия растительности, от

качественного состояния поверхности. Альбедо поверхности воды, снега, льда

зависят от высоты Солнца над горизонтом. Наиболее высокое альбедо

характерно для полярных областей (около 70–80 %) и вызвано снежным

покровом. Уменьшение значений альбедо в средних широтах (до 40–60 %)

связано с тем, что это районы большой облачности из-за штормов на фронтах

воздушных масс. Минимальное альбедо (20–30 %) для низких широт

обусловлено тем, что в субтропическом поясе высокого атмосферного давления

облака почти не формируются, лишь во внутритропической зоне конвергенции

(ВЗК) с увеличением облачности альбедо несколько возрастает. Доля солнечной

радиации, отраженная земной поверхностью и атмосферой в целом, называется

планетарным альбедо. Планетарное альбедо Земли оценивается величиной в

35–40 %, большую долю которого составляет отражение облаками.

Ранее уже отмечалось, что для земной поверхности характерно

длинноволновое излучение с длинами волн более 4 мкм. Установлено, что

максимальное излучение наблюдается вблизи длин волн в 10 мкм, т. е. атмосфера

является практически прозрачной для этого излучения. Эта полоса длин волн

(диапазон от 8 до 11 мкм), называемая атмосферным окном, пропускает

излучение от земной поверхности и от верхней границы облаков через тропосферу

и далее за пределы атмосферы в космическое пространство. Излучение земной

поверхности в остальных частях длин волн поглощается атмосферой, что

приводит к еѐ нагреванию. Дополнительно атмосфера получает тепло от земной

поверхности за счет теплопроводности, испарения и конденсации водяного пара.

Будучи нагретой, атмосфера сама становится источником излучения, направляя

большую часть (70 %) атмосферной радиации обратно на Землю, это явление

называется встречным излучением (Еа). Наряду с поглощенной радиацией, оно

является важнейшим источником тепла для поверхности планеты. Повышение

температуры поверхности за счет встречного излучения называют парниковым

(тепличным, оранжерейным) эффектом. По данным Г.И. Марчука и других при

среднеглобальной температуре 15 ºС излучение подстилающей поверхности

составляет 390 Вт/м2, уходящая в пространство длинноволновая радиация – 237

Вт/м2, тогда парниковый эффект составляет примерно 150 Вт/м

2.

3.6. Эффективное излучение

Для оценки встречного излучения определяют величину эффективного

излучения (Ее), как разность между собственным излучением земной

поверхности (Es) и встречным излучением атмосферы (Еа), т. е.

Ее = Еs – Еа.

На величину эффективного излучения влияет погода (ясная погода – оно

максимально, с увеличением облачности – оно убывает). Считается, что в

средних широтах земная поверхность через эффективное излучение теряет

около половины тепла, получаемого от поглощенной радиации. Следует

отметить микроклиматические особенности эффективного излучения (Ее),

определяющиеся различиями в температуре и излучательной способности

подстилающей поверхности. В качестве примера приведем наблюдения Л.В.

Ворониной по эффективному излучению светлой поверхности солонца и

темной – чернозема. Отмечено (табл. 2), что почва, имеющая темную окраску,

нагревается сильнее, температура излучающей поверхности возрастает и

излучение (Ее) увеличивается. В целом температурный режим подстилающей

поверхности зависит от количества поступающей радиации, характера

поверхности и еѐ альбедо.

Таблица 2. Эффективное излучение (Ее) почв Северной Кулунды

Почвы

Эффективное излучение по времени суток (времени наблюдений)

0 ч 30

мин

3 ч 30

мин

6 ч 30

мин

9 ч 30

мин

12 ч 30

мин

15 ч 30

мин

18 ч 30

мин

21 ч 30

мин

солонец 0,10 0,08 0,12 0,20 0,10 0,09 0,12 0,08

чернозем 0,07 0,06 0,17 0,28 0,21 0,18 0,10 0,08

В конечном счете, все процессы излучения и поглощения солнечной

радиации на уровне земной поверхности и в различных атмосферных слоях

устанавливают определенное равновесие между входящим в атмосферу и

выходящим потоком радиации как для планеты и атмосферы в целом, так и для

отдельных частей. Таким образом, мы имеем дело с одним из методов научного

обобщения – методом балансов, который позволяет оценить количество

различных форм вещества и энергии, поступающих в природный комплекс

Земли и выходящих из него, проследить динамику суточных и годовых циклов,

проанализировать распределение потоков вещества и энергии в зависимости от

типов природных комплексов, вскрыть тенденцию вековых колебаний.

3.7. Радиационный баланс

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением

называют радиационным балансом земной поверхности:

R = (I sinh + i)(1 – A) – Ee,

где I – прямая радиация;

i – рассеянная радиация;

А – коэффициент ослабления радиации для идеальной атмосферы;

Ее – эффективное излучение.

Радиационный баланс можно рассматривать как соотношение между

приходом и расходом солнечной радиации. Он бывает отрицательным в ночное

время (или зимой) и положительным – в светлое время суток, или летом. За

исключением ледяных плато (Антарктида, Гренландия), для Земли в целом

годовой радиационный баланс положительный, т. е. существует избыток

поглощаемой радиации, так как количество поглощаемой радиации больше

излучаемой, что приводит к нагреванию воздуха и испарению.

Суша нагревается относительно быстро, но теплоемкость еѐ незначительна.

Она усваивает сравнительно мало солнечного тепла и может быстро его

отдавать, поэтому на суше возможны резкие колебания температур в течение

суток и года. В суточном ходе температуры максимальная устанавливается после

полудня, минимальная – в момент восхода Солнца. На суточный ход

температуры может повлиять облачность, которая смещает отмеченные

максимумы и минимумы. Существенное влияние на температуру поверхности

оказывают влажность и растительный покров, однако суточные изменения

температур в земной коре заметны в основном до глубины 1 м. Годовые

(сезонные) колебания температур отмечаются на глубинах до 20–25 м благодаря

длительным и устойчивым периодам охлаждения или нагревания земной

поверхности. При этом глубину, на которой температура в течение года остаѐтся

неизменной, принято называть поясом постоянных температур. В нем

температура равна среднегодовой температуре данной местности, а глубина его

залегания зависит от состава слагающих территорию горных пород,

обводнѐнности, залесѐнности, нарушенности естественного растительного

покрова и других причин.

Вода, обладая большей, чем горные породы, теплоѐмкостью и меньшей

теплопроводностью при одинаковом количестве тепла нагревается и охлаждается

вдвое медленнее по сравнению с сушей. При движении воды вследствие

турбулентного перемещения тепло с поверхности передается на глубину. При этом

суточный и годовой ходы температур резко отличаются от их значений на суше.

Если суточные колебания температур на суше достигают 40 °С, то воды, в

зависимости от широты, – 0.1–0.5 ºС, и проникают эти колебания на глубину до 20

м. Хотя годовая амплитуда температур на поверхности океана более заметна, но

все-таки она намного ниже, чем на суше.

В соответствии с поступлением солнечного тепла на земную поверхность

(что зависит в первую очередь от угла наклона солнечных лучей), на земном

шаре можно выделить следующие широты:

0–10º – экваториальные;

10–30º – тропические;

30–40º – субтропические;

40–60º – умеренные;

60–90º – приполярные.

Распределение суммарной радиации и радиационного баланса по планете

формирует закон географической (широтной) зональности. В целом названные

параметры уменьшаются от низких широт (экватор, тропики) к высоким

(умеренные, приполярные) (табл. 3). В этом же направлении уменьшается угол

наклона солнечных лучей.

Несмотря на то, что солнечные лучи на экваторе практически

перпендикулярны поверхности, суммарная радиация здесь ниже, чем в

тропических широтах, так как над экватором мощная облачность и часть

солнечной энергии от облаков отражается, часть – поглощается ими и

рассеивается. В то же время радиационный баланс в тропиках меньше, чем над

экватором, так как в экваториальном поясе та же высокая облачность

способствует высокому проценту рассеянной радиации, а это вызывает рост

радиационного баланса в целом. Кроме того, влажная атмосфера посылает

больший поток тепла в сторону Земли.

Таблица 3. Глобальное распределение солнечной радиации

Широты Суммарная радиация,

ккал/(см2 год)

Радиационный баланс, %

экваториальные 160–140 90–80

тропические 220–180 80–70

субтропические 180–110 70–50

умеренные 110–60 50–20

приполярные менее 60 20–10

В тропиках, напротив, сильна расходная часть радиационного баланса, а

именно – отражение от светлой и оголенной поверхности пустынь.

Как уже отмечалось, суммарный годовой радиационный баланс (R)

положителен везде, кроме Гренландии и Антарктиды. На океанах его значение

больше, чем на суше, ибо вода поглощает больше радиации, понижен R в

пустынях, в районах с муссонным климатом. В декабре радиационный баланс

отрицателен на большей части северного полушария – нулевая изолиния проходит

южнее 40º с. ш. В июне радиационный баланс положителен в северном

полушарии, а также в экваториальных и тропических районах южного полушария,

а на широтах южнее 40º ю. ш. – равен нулю.

Распределение прямой солнечной радиации на поверхности Земли и в

еѐ атмосфере зависит от сезонных климатических особенностей. Например,

в Ташкенте (пустыня) в малооблачном августе теряется 20 % прямой

радиации, а во Владивостоке, где климат муссонный и облачность высокая,

потеря составляет около 75 %. Прямая солнечная радиация, поступающая на

земную поверхность и на границу атмосферы, – величины достаточно разные.

Первая – намного меньше. Летом наибольший поток прямой солнечной

радиации (S) на границе атмосферы приходится на полярные широты, на

поверхности Земли – на широты 30–40º. Весной и осенью максимум прямой

солнечной радиации на границе атмосферы – у экватора, на поверхности Земли

– на широтах 10–20º.

Изменение интенсивности суммарной радиации (Is) по земному шару

также связывается с состоянием атмосферы. Наиболее высокие значения

интенсивности суммарной радиации в субтропических пустынях, в тропиках

(бассейны рек Конго, Амазонки), в Индонезии интенсивность суммарной

радиации снижена из-за большого развития конвективной облачности, в

умеренном поясе величина интенсивности суммарной радиации достаточно

равномерно убывает с широтой, над океанами еѐ величина ниже, чем над

сушей.

В России значение интенсивности суммарной радиации возрастает с

севера на юг и с запада на восток. В первом случае рост обусловлен углом

падения солнечных лучей, во втором – уменьшением облачности. Лишь на

Дальнем Востоке еѐ значение резко падает по причине повышенной

облачности типичного муссонного климата.

4. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ

4.1. Тепловой баланс атмосферы

Лучистая энергия Солнца является основным и практически единственным

источником тепла для поверхности Земли и еѐ атмосферы. Эта энергия

превращается в тепловую отчасти в атмосфере, но главным образом на

поверхности почвы и воды. Солнечная радиация, аккумулированная деятельной

поверхностью, затрачивается на испарение или конденсацию (LE), на

теплообмен между поверхностью почвы и воздухом (P), на теплообмен между

поверхностью почвы и нижележащими слоями (A). Связь между этими

величинами выражается уравнением теплового баланса:

R = LE + P + A,

где R – радиационный баланс деятельной поверхности;

Р – затраты тепла на турбулентный теплообмен;

А – теплообмен в почве;

LE – затраты тепла на испарение.

Составляющие теплового баланса представляют собой суммы потока

тепла, проходящие или оттекающие с единицы поверхности в определенный

отрезок времени. Приоритет в изучении теплового баланса принадлежит

нашему соотечественнику А.И. Воейкову. В разные годы этим же вопросом

занимались многие отечественные и зарубежные ученые: Савинов; Калитин;

Чудновский; Albrecht; Будыко; Берлянд; Цейтин; Инт и др. Разработана

методика расчета составляющих теплового баланса по температуре и

влажности воздуха, измеренным на метеостанциях. Методика расчета

представила возможности практического применения составляющих

теплового баланса для оценки тепловых ресурсов любой территории земного

шара. Оценка теплового баланса проводилась и на региональном уровне. Так,

в Западной Сибири этому посвящены работы В.В. Орловой, В.С. Мезенцева,

Г.М Дзюбы, Л.В. Ворониной, в Восточной Сибири – Г.Н. Мартьяновой и др.

Плановые научные исследования элементов теплового баланса с 1963 по

1969 гг. проводились сотрудниками лаборатории почвенной климатологии

института почвоведения и агрохимии СО АН СССР и, начиная с 1963 г., СО РАН.

Географическое распределение составляющих теплового баланса

достаточно сложно, и в зависимости от того, каковы их соотношения,

формируется ландшафтный лик Земли. Например, небольшое значение

отношения LE/ P на суше означает еѐ сухость, что способствует формированию

пустынь, сухих степей. Напротив, высокие значения параметра LE/ P означают

усиление процессов испарения и характеризуют более влажный климат. Однако

существует и обратная связь компонентов ландшафта со значениями величин,

составляющих тепловой баланс. Так, например, на различных формах рельефа,

на различных типах почв неодинаков расход тепла на испарение. На

пониженных, влажных участках затраты тепла на испарение всегда выше, чем

на водоразделах. При одинаковых значениях радиационного баланса величина

затрат тепла на испарение на торфянисто- и торфяно-болотных почвах, как

более увлажненных, выше, чем на почвах с меньшим увлажнением.

Средняя величина турбулентного теплообмена (Р) имеет асимметричный

суточный ход. Так, по наблюдениям Г.М. Дзюбы в Карачах Новосибирской

области во второй половине июня 1969 г., отмечался суточный ход значений Р

с максимумом в послеполуденные часы и составлял 0.57–0.69 кал/(см2мин).

Наименьшие значения суточного хода величины турбулентного теплообмена

приходится на пасмурные дни, а в отдельные холодные дни еѐ суточный ход

уменьшается до нуля.

Интенсивность тепла в почве характеризуется разностью температур

между верхним и нижним горизонтами почвы. В результате нагревания днем,

в почве образуется тепловая волна, которая распространяется вглубь, ночью

движение тепла направлено к поверхности, т. е. между слоями почвы

существует теплообмен, направленный вертикально вниз или вверх. В

умеренных широтах земного шара наибольшие значения такого теплообмена

отмечены на черноземах – 25.2 кал/(см2сутки). Это объясняется более легким

механическим составом и меньшей влажностью черноземов. Торфяно-

болотные почвы, например в Барабе (Новосибирская область), имеют тяжелый

механический состав и наибольшую влажность, и теплообмен здесь составляет

всего 1.8 кал/(см2сутки).

Таким образом, тепловой баланс деятельной поверхности Земли является

одним из частных выражений основного закона сохранения энергии. В

соответствии с перераспределением этой энергии между составляющими

теплового баланса формируются определенные типы климата, микроклимата и

метеорологического режима с характерными особенностями экологического

равновесия в каждом конкретном случае. Для всей планеты в целом приход и

расход тепла равны, т. е. за длинный ряд лет тепловой баланс системы «Земля –

атмосфера» равен нулю, и Земля, как планета, находится в тепловом равновесии.

Выше уже отмечалось, что главный аккумулятор солнечной энергии –

поверхность почвы. За счет этой энергии, утилизируемой верхними слоями

почвенного покрова, живет весь мир существ, населяющих нашу планету,

совершаются все те явления, круговорот которых изучают естественные науки.

Тепловой режим почв является одним из факторов внешней среды, в которой

живут и развиваются растения. Тепловой режим почв оказывает влияние на

процессы разложения органических веществ и жизнедеятельность почвенной

микрофлоры, на прорастание семян, на образование корневой системы растений.

Например, прорастание семян яровой пшеницы при t = 4 ºC наступает через 6

дней, а при t = 16 ºC – через 2 дня.

4.2. Температура почвы

Наблюдения за температурой почвы (tп) на разных глубинах, особенно в

пахотном слое (0–20 см), проводятся тщательно и давно. Солнечные лучи,

проходя через атмосферу, попадают на поверхность почвы, которая, в свою

очередь, поглощает, отражает, излучает солнечную энергию. Тепло с

поверхности почвы передается на глубину благодаря еѐ прекрасному свойству –

теплопроводности. В результате этого температура почвы на поверхности и на

глубине изменяется в течение суток и в течение года.

Поверхность почвы наиболее нагрета днем и наиболее холодная ночью. В

дневное время температура в верхних слоях почвы (tпо) выше, чем в нижних, в

ночное время – наоборот. Это объясняется отдачей тепла в атмосферу верхними

слоями почвы. Суточный ход температуры поверхности почвы характеризуется

одним максимумом – около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца.

Затухание амплитуды суточных колебаний температуры в профиле почвы

происходит на глубинах от 35 до 100 см. Начиная с этой глубины, в почве в

течение суток наблюдается постоянная температура. В отдельные дни суточный

ход температуры в профиле почвы имеет значительные отклонения, что можно

объяснить целым рядом метеорологических причин – облачностью, ветром,

неравномерным сиянием Солнца, осадками.

Изменение температуры поверхности почвы в умеренных широтах в

течение года характеризуется одним максимумом – в июле или августе и одним

минимумом – в январе или феврале. Амплитуда годового хода температур

поверхности почвы (Аtп), по работам А.М. Шульгина, составляет 30 ºС. С

глубиной значение этой величины уменьшается, максимумы и минимумы

смещаются по времени – запаздывают в среднем на 20–30 суток на каждый

метр глубины.

Летом с увеличением глубины температура почвы понижается, а зимой –

повышается. Глубина проникновения годового хода температуры поверхности

почвы составляет в северных широтах 25 м, в средних – 15–20 м, а южных –

10 м. Ниже этих глубин лежит слой постоянной годовой температуры. Годовой

и суточный ходы температуры поверхности почвы находятся под постоянным

воздействием ряда факторов: растительного и снежного покровов, грунтовых

вод, озер, рек, болот, типа и свойств самой почвы, экологического состояния

атмосферы и почв и многих других. Например, растительный покров ночью

уменьшает охлаждение почвы, ибо эффективное излучение происходит уже не с

поверхности почвы, а со слоя растительности. Днем, напротив, растительность

препятствует радиационному нагреву почвы, и поверхность последней

оказывается холоднее оголенного участка. В итоге в почвенном профиле

среднесуточные температуры поверхности почвы понижены, и амплитуда

температур также уменьшена. В Новосибирской области в степных районах

температура поверхности почвы бывает до 60 ºС на открытом фоне, и всего

20 ºС – под растительностью. Различия сохраняются и с глубиной, но там

перепад температур составит на глубине 5 см – 10, 10 см – 5, 20 см – 4 ºС.

Снежный покров, напротив, повышает температуру почвы на поверхности

и глубинах. Промерзание почвы под снегом в Новосибирской области может

составлять 40 см, а на бесснежных поверхностях – 100 см и более.

Перечисление аналогичных зависимостей хода температур от особенностей

ландшафта можно продолжить и дальше.

4.3. Температура воздуха

Однако нагревается от лучистой энергии Солнца, проникающей через

атмосферу, не только земная поверхность, идет и обратный процесс, когда от

поверхности суши и воды нагреваются приземные слои воздуха.

Последовательность процессов при этом примерно следующая.

Первенствующую роль играет солнечная радиация. В утренние часы с восходом

солнца приток радиации возрастает, что усиливает нагревание суши.

Вследствие турбулентного теплообмена от подстилающей поверхности

нагреваются сначала нижние, а затем и вышележащие слои воздуха. Ночью, в

результате излучения почвой тепла, температура еѐ поверхности понижается, а

воздух остается теплым, но охлаждается от подстилающей поверхности.

В результате сильного радиационного охлаждения земной поверхности

может возникнуть инверсия температур – явление, когда нижние слои воздуха

холоднее верхних. В том случае, когда изменение температуры воздушных масс

происходит в горизонтальном направлении, вводится понятие адвекции.

Например, на место холодных воздушных масс (ВМ) притекают тѐплые ВМ или

наоборот. В метеорологии понятие адвекции рассматривается как достаточно

самостоятельное: адвекция воздушных масс, адвекция тепла, адвекция холода,

адвекция водяного пара. Более того, самостоятельные атмосферные явления,

привносимые с одной территории на другую, называются адвективными:

адвективные туманы, адвективные грозы, адвективные заморозки и т. д.

Суточный ход температуры воздуха как бы аккумулирует в себе

воздействие целого ряда факторов, среди которых и приток солнечной

радиации, и эффективное излучение, испарение влаги с деятельной

поверхности, турбулентный теплообмен между деятельным слоем и

атмосферой и даже столь малая величина, как теплообмен в самой почве.

Иными словами, все сложные взаимосвязи составляющих теплового баланса

определяют, казалось бы, весьма простую величину – изменение

температуры воздуха (tв) в течение суток. Однако в различных

географических условиях все вышеперечисленные факторы взаимодействуют

неодинаково, отсюда и суточный ход температуры воздуха оказывается

далеко не простым, изменяясь в зависимости от широты, от близости

акваторий морей и океанов, от различных типов почв и от различной

прозрачности воздуха в регионах.

Межсуточная изменчивость температуры отражает изменение средней

суточной температуры воздуха от одних суток к другим. При этом суточные

изменения этой величины тем больше, чем чаще и сильнее адвективные

изменения температуры. Наименьшие они в тропиках и в регионах с морским

климатом, возрастают с широтой, при движении внутрь континентов, при

подъеме в горы.

С суточным ходом температуры воздуха тесно связано явление заморозков. В

периоды, когда среднесуточная температура воздуха положительна, могут

происходить кратковременные понижения температуры до 0 ºС и до

отрицательных значений. Эти явления называются заморозками, они имеют место

в утренние часы в весеннее и осеннее время. Заморозки бывают адвективными и

радиационными. Первые связаны с адвекцией холодного воздуха, как правило,

арктического на какую-либо территорию, чаще всего достаточно обширную.

Вторые могут охватывать совсем небольшие площади и объясняются

радиационным излучением – резким выхолаживанием приземных слоев воздуха.

В этих случаях турбулентное перемешивание мало либо сведено до минимума, а

воздух охлаждается от почвы в ясную и тихую ночь. На высоте 2.0 м температура

воздуха может быть положительна, а уже на высоте 0.5 м – отрицательна, и другой

вариант – температура воздуха может быть положительна даже на высоте 0.5 м, а

отрицательна только на поверхности почвы. Следовательно, заморозки можно

разделить на воздушные, почвенно-воздушные и почвенные, хотя в любом случае

заморозки – отрицательное явление, так как наносят большой ущерб сельскому

хозяйству. Существует связь заморозков с формами рельефа. Чаще они

приурочены к пониженным гипсометрическим уровням (низины, котловины,

нижние части склонов), куда происходит сток холодного воздуха. При

адвективных заморозках резкие понижения температуры воздуха могут

происходить на вершинах и верхних частях склонов возвышенностей.

Годовой ход температуры воздуха представляет собой изменение

среднемесячных температур воздуха от месяца к месяцу. Эти изменения могут

быть плавными, если учитываются наблюдения среднемесячных температур

воздуха за много лет, и будут довольно резко изменяться от месяца к месяцу при

учете измерений по отдельно взятому году. Разность средних месячных

температур самого теплого и самого холодного месяцев называется годовой

амплитудой температур (Аtгод). Значение еѐ растет с географической

широтой, возрастает над сушей, убывает над океанами или с высотой

местности. Например, над водами Тихого океана годовая амплитуда

температур изменяется от 3 до 5 ºС, над материком Евразия – от 15 до 20 ºС, в

Новосибирске составляет 40 ºС, в Якутске – 60 ºС.

С особенностями годовой амплитуды температур воздуха связано понятие

континентальности климата, значение амплитуды возрастает с ростом

континентальности. Континентальность климата очень удачно отражает

особенности природы той или иной территории и успешно применяется как

характеристика климата для всех широт земного шара. Показатель

континентальности учитывает весь диапазон планетарных климатов – от крайне

океанических до крайне континентальных. Существует целый ряд методов

количественной оценки этой величины. В разное время были предложены

формулы, позволяющие определить коэффициент континентальности (К).

Все эти формулы в первую очередь учитывают годовую амплитуду

температур (А) и широту местности ( ). Ниже приведен ряд формул разных

авторов для определения коэффициента континентальности:

К = 1.7А / sin (по Л. Горчинскому);

К = 1.7А / sin( +10) (по Конраду);

К = 6/5 (А/ – 20) (по Ценкеру);

К = (А – 5.4sin ) / А (по С. Хромову).

Все эти методы устанавливают предел континентальности от 0 до 100 %. По

Н.Н. Иванову, средняя планетарная континентальность принята за 100 % и

годовая амплитуда температур лучше подчиняется прямой пропорциональности

по широте, чем еѐ синус. Исходя из этого, Н.Н. Иванов предложил свою

формулу для коэффициента континентальности

К = А / 0.334 × 100 %,

где А – годовая амплитуда температур воздуха;

– широта местности;

К – коэффициент континентальности приземных масс воздуха.

Знаменатель 0.334 в формуле получен Н.Н. Ивановым путем вычислений,

согласно которым численный коэффициент 0.33 соответствует средней

величине годовой амплитуды температур воздуха для всей земной поверхности

– 10.8 ºС.

В идеале можно предположить, что температуры воздуха вдоль параллелей

должны быть одинаковы, однако это не так. На особенности распределения

температур воздуха оказывают влияние: характер подстилающей поверхности,

циркуляция воздушных масс, морские течения. Распределение средних

температур в каком-либо регионе, как и на всем земном шаре, представляют

карты изотерм. Изотермы – это линии, соединяющие точки с одинаковыми

значениями температур, наблюдаемых в разных местах. На картах

неравномерность распределения температур воздуха на земном шаре

проявляется в причудливой форме изотерм. Они следуют совсем не по

параллелям, как, казалось бы, должно быть в соответствии с изменением

суммарной радиации. Анализ изменения многолетних значений температур

воздуха позволяет выделить следующие закономерности. Температура

воздуха, в целом, убывает от экватора к полюсам в соответствии с изменением

радиационного баланса деятельной поверхности. От параллелей изотермы

особенно сильно отклоняются в северном полушарии, так как велико

воздействие морских течений и снежного покрова, ледников и достаточно

четкой смены растительных формаций, экологически обусловленных

особенностями ландшафтов и горных массивов и т. д.

Например, значительный прогиб изотерм к северу над теплыми водами

Атлантического океана объясняется влиянием мощного теплого течения

Гольфстрим. Над северо-востоком Азии и над Гренландией изотермы замкнуты,

тем самым они обрисовывают острова холода. Абсолютные минимумы

температур здесь составляют –70 ºС и приурочены к гг. Верхоянск и Оймякон

республики Саха. В последнем случае сказывается влияние горных хребтов.

Оба населенных пункта расположены в горных долинах, с трех сторон

окруженных высокими хребтами, с четвертой, северной, они открыты для

доступа холодного арктического воздуха. В период стационирования здесь

мощного антициклона холодный воздух затекает с севера и на длительное время

застаивается.

В южном полушарии полюс холода располагается в Антарктиде, в

восточной еѐ части, где абсолютный минимум температуры воздуха близок к

–90º С, а средняя годовая температура колеблется от –55 до –60 ºС, это самые

низкие температуры на земном шаре.

От зимы к лету распределение температур существенно меняется. Летом

материки прогреваются сильнее, чем океаны. Над Северной Америкой,

Африкой и Южной Азией формируются замкнутые области тепла, а над

Аляской, Гренландией и Восточной Азией температурные контрасты

размываются. Абсолютный максимум температур отмечен в Северной Африке и

составляет +58 ºС (Азизия, в Ливийской пустыне, южнее г. Триполи). Второй

абсолютный максимум отмечен в Калифорнии – в так называемой Долине

Смерти, которая представляет собой глубокую впадину среди гор, где

температура поднимается до +57 ºС.

Основная закономерность в распределении тепла на Земле – широтная

зональность, что позволяет выделить тепловые пояса:

жаркий пояс, расположен по обе стороны от экватора до 30º с. и ю. ш.,

его границы с севера и юга – среднегодовая изотерма +20 ºС;

два умеренных пояса, границей которых является изотерма +10º С

самого теплого месяца;

два холодных пояса, расположенные между изотермами +10 и 0 ºС

самого теплого месяца;

два пояса вечного мороза, расположены за пределами изотерм 0 ºС.

5. ВОДА В АТМОСФЕРЕ

5.1. Влагооборот в атмосфере

Между атмосферой и земной поверхностью повсеместно и постоянно

происходит влагооборот. При этом влагооборот в значительной мере определяет

режим осадков в различных физико-географических условиях и тесно связан с

атмосферной циркуляцией. Влагооборот состоит из испарения, переноса влаги

в атмосфере, осадков и стока. Сток, как процесс гидрологический, при

рассмотрении понятия «вода в атмосфере» можно опустить. Остальные же

составляющие влагооборота существенно влияют на климатическую

обстановку.

Испаряясь с поверхности океанов, морей, озер, рек, влажной почвы,

снежного покрова, ледников и растительного покрова, вода в газообразном

состоянии – водяной пар – обогащает воздух атмосферы и является важнейшей

еѐ составной частью.

При определенных условиях, о чем подробно будет сказано далее, водяной

пар может конденсироваться, сгущаться, и, как следствие, возникают облака,

которые при определенных условиях дают осадки, а их количество и

распределение влияют на многие особенности природного ландшафта и

хозяйственной деятельности человека (растительность, глубина промерзания

почв, режим рек, озер и др.).

По современным подсчетам, с поверхности океанов испаряется за год

около 448 тыс. км3 воды (86 % общего испарения), а с поверхности суши чуть

меньше 71 тыс. км3, что составляет остальные 14 %.

Процесс испарения заключается в том, что отдельные молекулы воды

отрываются, например, от водной поверхности и переходят в воздух как

молекулы водяного пара. Однако, идет и обратный процесс, когда молекулы

водяного пара из воздуха поступают на земную поверхность. Состояние

подвижного равновесия, когда количество молекул воды, оторвавшихся от

поверхности, равно возвратившимся на неѐ, считается насыщением, а воздух в

этом состоянии – насыщенным. При этом давление, которое при заданной

температуре оказывает в это время водяной пар на поверхность воды,

называется упругостью насыщенного пара и обозначается как es.

Следует отметить, что наибольшее количество водяного пара содержат слои

воздуха, непосредственно прилегающие к испаряющей поверхности.

Скорость испарения (V) выражается в миллиметрах слоя воды,

испарившейся за единицу времени с данной поверхности, и зависит от таких

факторов, как температура испаряющей поверхности, дефицит влажности

воздуха, скорость ветра и атмосферное давление. Скорость испарения

определяется формулой

V = k(es – e) / pf(v),

где es – упругость насыщенного водяного пара;

e – фактическая упругость водяного пара;

p – атмосферное давление;

v – скорость ветра;

k – коэффициент пропорциональности.

Из приведенной формулы скорости испарения видно, что еѐ величина в

первую очередь пропорциональна разности между упругостью насыщенного

пара при температуре испаряющей поверхности и фактической упругостью

водяного пара в воздухе (es – e). Соотношение (es – e) является математической

записью закона Дальтона. Более того, чем меньше значение этой разности, тем

медленнее идет процесс испарения, или тем меньше водяного пара поступает в

воздух за единицу времени.

Кроме метеорологических условий, на испарение существенно влияют

рельеф, физические свойства почвы, видовой состав растительности, так как для

каждого вида растений присуща своя транспирация. Если испарение происходит

с водной поверхности, то оно зависит от солености воды. Чем выше

концентрация солей, тем меньше интенсивность испарения.

Говоря о количестве воды, испаряющейся с разнообразной земной

поверхности, следует различать испарение и испаряемость.

Испарение – это фактическое поступление влаги в атмосферу при

соответствующих метеорологических условиях. Испарение всецело зависит от

увлажнения территории и часто оказывается при одинаковых условиях с

поверхности суши меньше, чем с водной поверхности.

Испаряемость – максимально возможное испарение, не ограниченное

запасами влаги, поэтому над океанами испарение равно испаряемости.

Величины испарения и испаряемости зависят от температуры воды и

воздуха, от ветра и его турбулентности, влажности воздуха и характера

подстилающей поверхности. Поэтому в различных физико-географических

условиях планеты испаряемость различна. Так, в полярных областях Земли

испаряемость очень мала и составляет порядка 80–100 мм в год. В регионах с

высокими температурами и большим дефицитом влажности она достигает

максимальных значений. Например, во внутренних частях Сахары

испаряемость достигает 3 000 мм в год, а в тропических пустынях около 4 000

мм, в то же время, из-за недостатка влаги испарение крайне мало. У экватора,

где дефицит влажности небольшой, испаряемость относительно низкая (700–1

000 мм в год).

Испарение определяет тепловой баланс атмосферы и поэтому является

важнейшим климатообразующим процессом. Энергия, затраченная на

испарение в данном месте, образует атмосферную влагу, транспортируемую в

циркуляционном процессе атмосферы в другие места планеты, и выделяется там

при выпадении осадков, давая определенный тепловой эффект.

Испарение имеет важное значение для понимания многих природных

явлений, какими, например, являются засоление почв, образование болот,

развитие гидро- и галофитных растительных группировок и др.

Выше говорилось, что в результате испарения атмосферный воздух

обогащается водяным паром и в конкретных условиях его количество весьма

определенно. Количество водяного пара в воздухе определяет его

влагосодержание. Влагосодержание воздуха ограничено в первую очередь

количеством воды испаряющей поверхности и температурным режимом.

Количество водяного пара в воздухе принято называть влажностью воздуха.

Для характеристики влажности воздуха вводятся такие понятия, как абсолютная

и относительная влажность, удельная влажность, точка росы, дефицит

влажности и др.

Под абсолютной влажностью понимается количество водяного пара в

граммах, содержащегося в 1 м3 воздуха, она определяется формулой

a = 220 Т

е (г/м

3),

где e – фактическая упругость водяного пара в миллибарах ;

Т – температура воздуха по абсолютной шкале (0 ºС = 273 К).

Абсолютная влажность воздуха меняется с изменением давления и

температуры, даже если при этом количество водяного пара не увеличивается и

не уменьшается вследствие испарения, конденсации и перемещения. Поэтому

для характеристики абсолютной влажности пользуются величиной, которая

остаѐтся постоянной при изменении температуры и общего давления. Этой

величиной является удельная влажность (S) или эквивалентная ей величина –

отношение смеси (w).

Удельная влажность – есть отношение массы водяного пара к общей

массе влажного воздуха в том же объеме. С некоторой долей погрешности

удельная влажность определяется формулой

S = 0.623 р

е (г/кг).

Другая характеристика – отношение смеси – это содержание водяного

пара в граммах на килограмм сухого воздуха:

w = S(1 – S).

Поскольку наблюдаемые максимальные значения удельной влажности

составляют незначительную величину, то S и w, в таком случае, мало

отличаются друг от друга по величине, и часто на практике одно из них

используется в качестве приближенного значения другого.

Относительной влажностью называется величина отношения

имеющейся упругости водяного пара (e) к упругости насыщенного пара для

наблюдаемой температуры es(T). Обычно она выражается в процентах и

поэтому записывается следующим выражением:

U = e/es(T) × 100 %.

Относительную влажность определяют психрометрическим методом. При

этом используется аспирационный психрометр Ассмана, который дает

показания по двум термометрам, помещѐнным в сухой и в смоченный

резервуары. По разности температур, регистрируемых этими термометрами,

используя специальные психрометрические таблицы, можно определить

упругость пара и относительную влажность.

Миллибар – давление, которое сила в 1 000 дин производит на площадь в

1 см2. Дина – сила, которая массе в 1 г сообщает ускорение 1 см/с

2.

Для определения меры влажности часто используют такое вспомогательное

понятие, как точка росы (Td) – это та температура, до которой необходимо

охладить воздух, чтобы водяной пар достиг состояния насыщения. Иначе говоря,

точка росы соответствует температуре, при которой наблюдаемая упругость пара

равна упругости насыщенного пара es = e, при этом T = Td. Очевидно, что если

разница между фактической температурой и точкой росы (T–Td) невелика, то

воздух близок к состоянию насыщения.

Влажность воздуха меняется в течение суток, года, зависит от высоты и

имеет специфические черты распространения по нашей планете.

Пропорционально температуре упругость пара в течение суток меняется

над океанами, морями и в прибрежных районах, а зимой также и над

материками. В летнее время в глубине материков упругость пара, как правило,

имеет в течение суток два экстремума. Первый минимум упругости пара

наблюдается перед восходом Солнца, когда температура минимальна. Второй

минимум упругости водяного пара отмечается в 15–16 часов, при этом он

наиболее глубокий, чем первый. Причина двойного минимума влагосодержания

объясняется развитием конвекции над сушей. Утром с восходом Солнца земная

поверхность нагревается, увеличивается испарение, и вслед за этим растет

упругость пара. Но затем устанавливается неустойчивая стратификация и

развивается конвекция воздуха атмосферы. В это время водяной пар

устремляется снизу вверх, и у земной поверхности в дневное время

влагосодержание падает. Ближе к вечеру конвекция воздуха ослабевает, а

влагосодержание в нѐм у нагретой поверхности почвы возрастает. Однако

ночное сокращение испарения, охлаждение воздуха ведут к падению упругости

водяного пара, а часто – и к его конденсации с образованием росы. Необходимо

отметить, что относительная влажность в течение суток в первом приближении

имеет ход, противоположный ходу температур. Поэтому максимум

относительной влажности отмечается перед восходом солнца, а минимум – в

самые теплые часы светового дня.

Что касается годового хода упругости пара, то он подобен годовому ходу

температур. Минимум упругости пара наблюдается в самый холодный месяц

(январь), а максимум – в самый теплый (июль). Более того, колебания

упругости пара в течение года тем больше, чем больше годовая амплитуда

температуры. Очевидно, что годовая разность упругости пара в

континентальных районах более ощутима, чем в морских и прибрежных.

Сказанное о годовом ходе упругости пара в достаточной мере справедливо

и для относительной влажности.

В горных районах планеты суточный ход упругости водяного пара, а

также относительной влажности меняются параллельно суточному ходу

температур. Наибольшую величину данные характеристики влажности

достигают в дневное время, когда конвекция интенсивно переносит водяной пар

в верхние слои атмосферы, возрастает и облакообразование. Однако в целом, с

высотой упругость водяного пара, а с ней абсолютная, удельная и

относительная влажности убывают, что особенно типично для высоких слоѐв

атмосферы, т. е. для свободной атмосферы.

Влажность, зависящая от испарения и от переноса влаги воздушными

течениями из одних районов планеты в другие, имеет зональное распределение

по земному шару. Так, упругость водяного пара наибольшее значение имеет в

экваториальном поясе Земли (20–30 мб) и в сторону высоких широт убывает

(рис. 3). Кроме того, над материками в умеренных и высоких широтах зимой и

летом значение влагосодержания ниже, чем над океанами, что связано с

различием температур и фактическим испарением. Что касается относительной

влажности, то она всегда весьма высока в экваториальном поясе (рис. 4), а

также в северной части умеренных широт и в высоких широтах, где она

составляет около 80–85 % (а местами и больше). В первом случае она

обусловлена заметным влагосодержанием воздуха, во втором – при малом

влагосодержании – низкими температурами. Так, например, зимой в Сибири

относительная влажность в среднем 75–80 %. Наиболее низкие показатели

относительной влажности (до 50 %) характерны для субтропических и

тропических пустынь: Сахары, Намиба, Калахари, Руб-эль-Хали, Гибсона и

других, где мало влаги при высоких температурах воздуха круглый год. Также

низкая относительная влажность наблюдается и в других частях планеты, таких

как Средняя Азия, Иран, Тибетское нагорье, Монголия и др.

Ранее отмечалось, что полностью насыщенный влагой воздух имеет

нулевой дефицит влажности. При охлаждении такого воздуха возможна либо

конденсация, т. е. переход водяного пара в жидкое состояние; либо сублимация,

т. е. переход парообразной влаги в твѐрдое состояние (снег, лѐд), минуя жидкую

фазу.

Как правило, охлаждение воздуха происходит при его подъѐме на

определенную высоту. Механизм подъѐма может быть связан с процессом

турбулентности в виде неупорядоченных вихрей, с конвекцией, а также с

атмосферными фронтами.

В любом случае конденсация и сублимация происходят при наличии ядер

конденсации, которыми являются твердые и жидкие частицы, взвешенные в

воздухе (пыль, капли влаги, кристаллики льда, соли), а также подстилающая

поверхность (почва, листва, трава и другие предметы).

Одна часть ядер конденсации поступает в атмосферу естественным путем

(мельчайшие частицы солей с поверхности Мирового океана, продукты

вулканической деятельности и др.), другая – за счет хозяйственной

деятельности человека (продукты сгорания, разнообразные элементы

промышленных производств и т. д.).

Количество ядер конденсации меняется со временем и от места к месту, но

повсюду оказывается достаточным, чтобы конденсация происходила при

относительной влажности, немного превышающей 100 %. Наиболее активно

процесс зарождения капель идет на гигроскопических ядрах. В этом случае

увеличивается устойчивость образовавшихся капель. Известно, что ядра

конденсации, как правило, достаточно малы (порядка сотых, десятых долей

микрона) и поэтому в виде мельчайших капелек как бы плавают в атмосфере.

При повышении относительной влажности воздуха капельки начинают расти и

превращаются в видимые капельки облаков и туманов.

Рис. 3. Распределение среднего давления водяного пара в январе (гПа)

Рис. 4. Распределение средней относительной влажности в январе (проценты)

5.2. Облака и их классификация

Облака могут состоять или из капель воды, или из кристаллов льда, или

быть смешанными по составу в зависимости от температуры воздуха. Облака

находятся в непрерывном движении и развитии, при нагревании воздушной

массы и удалении еѐ от точки росы облака испаряются.

В настоящее время принята международная классификация облаков,

включающая в себя 10 родов и основанная на подразделении облаков на ярусы

по высоте развития и формам (табл. 4). Каждый род облаков имеет виды и

разновидности. Существуют специальные атласы, например, Атлас облаков, где

собраны разновидности форм облаков.

В зависимости от характера вертикального перемещения воздуха

образуются различные типы и виды облаков. При поднятии теплого воздуха на

теплом фронте происходят постепенная смена видов облачности и еѐ усиление.

На холодном фронте при подъеме воздуха в термической конвекции образуются

кучевые и кучево-дождевые облака, которые могут пронизывать большую часть

тропосферы. Мощные облака образуются также при подъеме воздушных масс

по склонам гор. Условия образования сказываются не только на внешнем виде

облаков, но и на их структуре (водяные, ледяные, смешанные). В связи с этим

выделяют следующие генетические типы облаков: облака конвекции, облака

восходящего скольжения, орографические облака.

Облака конвекции формируются в результате адиабатического

охлаждения в восходящих токах воздуха. Средняя скорость поднятия

воздуха составляет 3–5 м/с. При этом образуются кучевые облака (Cu),

которые, развиваясь, могут перейти в кучево-дождевые (Сb) и дать

ливневые осадки. Облака конвекции особенно интенсивно развиваются,

если воздух до значительных высот имеет неустойчивую стратификацию. В

этом случае скорость подъема масс воздуха нередко составляет 10 м/с и

более, поэтому образование конвективных облаков и осадков происходит

наиболее бурно.

Облака конвекции могут образовываться при движении холодных масс

воздуха над теплой поверхностью суши и моря, а также в местных условиях

над сильно прогретой днем земной поверхностью (рис. 5). В последнем случае

конвективные облака наибольшее развитие получают над сушей в

послеполуденные часы и исчезают ночью, т. е. имеют выраженный суточный

ход.

Таблица 4. Классификация облаков

Ярус Форма Краткое описание облаков

Верхний, выше

6 км

Перистые (Cirrus, Ci)

Перисто-кучевые

(Cirrocumulus, Cc)

Перисто-слоистые

(Cirrostratus, Cs)

Высококучевые

(Altocumulus, Ac)

Белые, тонкие, волокнистые или

нитевидные; осадков не дают

Белые, тонкие, слои и гряды в виде волн и

хлопьев; осадков не дают

Имеют вид белой тонкой пелены, иногда

слегка волнистой; осадки земли не

достигают

Белые, иногда сероватые в виде волн, гряд,

куч, шаров, хлопьев; осадков не дают

Средний, от 2

до 6 км

Высокослоистые

(Altrostratus, As)

Слоисто-кучевые

(Stratocumulus, Sc)

Серая или синеватая однородная пелена;

обычно закрывают всѐ небо; летом осадки не

достигают земли, зимой дают снегопад

Серые гряды волн, кучи, пластины; могут

образовывать сплошной покров; редко дают

слабые непродолжительные дожди

Нижний, ниже

2 км

Слоистые

(Stratus, St)

Слоисто-дождевые

(Nimbostratus, Ns)

Однообразная серая пелена облаков, сходная

с туманом; внизу может быть разорвана в

клочья; дают морось или мелкий снег

Темно-серый облачный слой; дают

обложные дожди или снег

Облака

вертикального

развития

Кучевые

(Cumulus, Cu)

высота до 3 км

Кучево-дождевые

(Cumulonimbus, Cb)

Плотные высокие облака с белыми

куполообразными вершинами и плоскими

основаниями серого и синего цвета; осадки

обычно не выпадают

Белые плотные облака с темным

основанием; имеют вид огромных

наковален, гор, и т. п.; дают ливневые

дожди, град с грозами

Рис. 5. Облака конвекции: а – кучевые хорошей погоды (плоские); б – мощное

кучевое; в – кучевое с шапкой; г – кучево-дождевое лысое; д – кучево-дождевое

с наковальней; е – слоисто-кучевые (возникшие от растекания кучевых)

Слоистые облака образуются в устойчивых воздушных массах

преимущественно под слоем инверсии, который задерживает перенос водяного

пара, в результате чего происходит его накопление и радиационное

выхолаживание. Эти облака относительно тонки, вытянуты в горизонтальном

направлении и часто имеют волнистую структуру, наиболее заметную при

наблюдении облаков сверху. Волнистость связывается с воздушными волнами

длинами от 50 до 2 000 м, возникающими в слое инверсии и обусловленными

разрывом скорости ветра и плотности воздуха. В гребнях волн воздух

поднимается вверх, а в ложбинах – опускается вниз (рис. 6). В связи с этим

слоистые облака могут распадаться на отдельные валы и образовывать

облака слоисто-кучевых и высококучевых видов.

Рис. 6. Схема возникновения волнообразных облаков

Облака восходящего скольжения образуются на фронтах теплого (ТВ) и

холодного (ХВ) воздуха и представляют внушительные облачные системы,

вытянутые вдоль фронта на тысячи километров при ширине в сотни километров.

На рис. 7 показан механизм образования облаков этого типа в случае теплого

фронта.

Рис. 7. Схема возникновения облаков восходящего движения

Теплый воздух по восходящей движется по клину холодного воздуха,

адиабатически охлаждается, водяной пар конденсируется и образуется облачная

система. Самая мощная часть системы представлена слоисто-дождевыми (Ns)

облаками вблизи фронта, далее от фронта они переходят в высокослоистые

(As), еще далее – в перисто-слоистые (Cs), перед которыми располагаются

перистые (Ci). Последние удалены от линии фронта на сотни километров,

поэтому наблюдатель при приближении теплого фронта первоначально видит

полосы перистых облаков, которые часто являются индикатором последующей

внушительной облачности и осадков. Если существует холодный фронт, то подъем

теплого воздуха идет наиболее активно, что приводит к развитию кучево-

дождевых (Cb) облаков с ливневыми осадками.

Орографические облака образуются при подъеме воздушных масс по

горному склону и в основном представлены кучевообразными. Здесь кроме

8

6

4

2

0

ХВ ТВ

Z, км

100 200 300 400 500 600 700 х, км

понижения температуры на образование облаков влияет близость земной

поверхности, повышающей влагосодержание.

5.3. Световые оптические явления в атмосфере

С облаками связаны такие явления в атмосфере, как гало, венец, радуга,

молнии и гром. Эти явления могут дать некоторые сведения о характере

облаков.

Гало – светлые круги радиусом 22 или 46 угловых градусов с центром,

совпадающим с центром или солнечного, или лунного диска. Возникают в

результате отражения и преломления света в ледяных кристаллах. В

зависимости от формы и пространственного положения кристаллов, гало может

быть в виде «ложного Солнца», светлых столбов и др. Часто гало наблюдается в

перисто-слоистых облаках.

Венец (ореол) представляет собой светлый круг небольшого радиуса,

вплотную окружающий диск светила, и обусловлен дифракцией света на

мельчайших каплях облаков. Венцы наблюдаются в тонких водяных облаках

(часто высококучевых) перед диском светила, которые состоят из мелких

однородных капелек, или в тумане вокруг искусственного источника света.

Обычно венец бывает голубоватого цвета, по внешнему краю – красноватый.

Радуга – оптическое явление в атмосфере в виде одной или нескольких

разноцветных дуг, видимых на небосводе, на фоне завесы дождя, находящегося

в противоположной стороне от Солнца. Радуга обусловлена процессами

преломления, отражения и дифракции света в каплях дождя. Полная радуга

имеет все спектральные цвета: по внешнему краю – красный, по внутреннему –

фиолетовый, а внутри – все остальные. Как правило, типичная радуга

наблюдается на фоне кучево-дождевых облаков, дающих крупные капли.

Однако может наблюдаться на фоне облаков с мелкими каплями или тумана,

тогда образуется белая широкая радуга со слабо окрашенными краями. Явление

радуги можно видеть в естественных (водопады) и искусственных (фонтаны)

брызгах воды.

Молния – гигантский видимый электрический разряд между облаками,

отдельными частями одного облака или между облаком и земной поверхностью

– проявляется обычно вспышкой света и громом. Необходимым условием

возникновения молнии является образование больших разностей

электрического потенциала. Огромные разности потенциалов на единицу длины

(25–50 тыс. В/м и более) создаются в кучево-дождевых облаках и

выравниваются за счет искровых разрядов. Длина молнии может достигать

нескольких километров, а температура в канале молнии, где воздух раскаляется

до ослепительно розово-фиолетового свечения, может достигать 25 000–

30 000 ºС.

Гром – звуковое явление при грозе, вызванное электрическим разрядом

(молнией). Быстрое и сильное нагревание воздуха в канале молнии и быстрое

его расширение приводят к взрывной волне, вызывая звуковые волны. Приходя

от разных точек молнии к наблюдателю, гром имеет характер длительных

раскатов с различной интенсивностью звука. Если при отдаленной грозе гром

не слышен, а облака освещаются невидимыми молниями, то явление

называется зарницами.

В оценке развития облаков важным показателем является облачность –

степень покрытия неба облаками. Облачность оценивают по 10-балльной

шкале, где балл составляет десятую долю (или 10 %) полного покрытия неба

облаками. В метеорологии, как правило, выделяют общую и низкую

облачности, что вызвано способностью облаков ограничивать видимость,

давать осадки и тени.

В распространении облачности существует географическая

закономерность. Максимум облачности приходится на умеренные пояса, в

которых наиболее развита циклоническая деятельность. Здесь образуются все

разнообразные типы и виды облаков, и средняя годовая величина облачности

составляет около 7 баллов. Повышенная облачность отмечается и в

приэкваториальных широтах, где она равна 6 баллам, в связи с процессами

конвергенции. Сильная конвекция обусловливает преобладание высококучевых

и грозовых облаков. К наиболее облачным частям Земли относится

Центральная Арктика (7 баллов), здесь развиты циклоническая циркуляция и

неадиабатическое выхолаживание воздуха. Тропические пояса обеих

полушарий в связи с преобладанием нисходящих токов воздуха

характеризуются минимальными значениями облачности во все сезоны года

(около 5 баллов). Близка к этому показателю облачность Антарктиды, где в

течение года преобладает режим антициклонической циркуляции.

В целом для Земли облачность над океанами на 1 балл выше, чем над

сушей, что объясняется активной циклонической циркуляцией и большой

влажностью воздуха. Однако в приэкваториальных широтах наблюдается

обратная картина. Здесь в основном образуются облака конвекции. Поэтому при

высоком влагосодержании (как над океанами, так и над сушей)

облакообразование интенсивнее над сушей в связи с более выраженной

неустойчивостью стратификации воздушных масс.

Кроме зональных различий, облачность меняется в пределах широтных

поясов, что связано с особенностями атмосферной циркуляции, рельефом,

региональными и местными причинами. Так, в тропических широтах

облачность в целом понижена и особенно мала над пустынями (до 2 баллов) и

в то же время – в муссонных областях достигает 6–7 баллов. Повышенная

облачность характерна для большинства горных областей планеты. Очень

низкая облачность наблюдается зимой в занятых устойчивыми антициклонами

Восточной Сибири и Центральной Азии. Отметим, что антропогенные

ландшафты также влияют на облачность.

5.4. Осадки и их классификация

С распределением облачности, влагосодержанием воздуха, его

относительной влажностью связано образование осадков.

Мельчайшие капли конденсированного водяного пара в облаках, как

правило, не дают осадков. Установлено, что небольшие капельки радиусом 5–10

микрометров наиболее характерны для жидко-капельных облаков. Поэтому

такие капли, даже в слабых восходящих потоках воздуха, как бы в нем

«плавают». Если даже такие капельки падают, то они испаряются за короткое

время, так как ниже облака воздух не является насыщенным.

Для образования осадков должно произойти укрупнение капель. Так как

дождевые капли имеют размер около миллиметра (1 000 микрометров), то для

образования всего одной дождевой капли требуется около миллиона облачных

капель. Это возможно при коагуляции, то есть столкновении капель с

последующим слиянием, и дисперсности (трехфазности) облачной системы.

Эффект коагуляции заключается в следующем. Поскольку в облаке

содержатся капли различных размеров, то более крупные будут двигаться в

воздухе относительно быстрее и, сталкиваясь с каплями меньших размеров,

сольются в одну каплю, и так будет продолжаться до тех пор, пока они не

достигнут качества дождевых капель.

Другой эффект осадконакопления связан с дисперсной средой, в которой вода

представлена одновременно в трех состояниях (фазах): кристаллики льда, жидкие

капельки и водяной пар. Как правило, возникновение этого процесса возможно

лишь при отрицательных температурах. Названные условия наблюдаются в

смешанных облаках, каковыми являются высокослоистые, слоисто-дождевые и

кучево-дождевые. Если переохлажденные капли соседствуют с кристаллами льда,

то при одной и той же отрицательной температуре упругость насыщения по

отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к

переохлажденным каплям. В этом случае кристаллы будут быстро расти путем

сублимации, количество водяного пара в воздухе будет уменьшаться, и для капель

он станет насыщенным. В это время, одновременно с ростом кристаллов, будет

идти испарение капелек, т. е. происходить перегонка водяного пара из капелек в

кристаллы. Укрупнившись, кристаллы начинают выпадать из облака. Если в

нижней части облака или под его основанием температура положительна, то

кристаллы тают, и образовавшиеся капли дают дождь. Если же температуры

воздуха отрицательны до самой земной поверхности, осадки выпадают в виде

снега или крупы. В областях сильных восходящих потоков и с высоким

содержанием переохлажденной жидкой фазы в ливневых осадках может

образовываться град.

По интенсивности и продолжительности выпадения осадки

подразделяются на моросящие, обложные и ливневые.

Моросящие осадки выпадают из слоистых облаков в виде мелких капелек

воды, кристалликов льда и мелких снежинок. Они дают незначительное

количество влаги. Моросящие осадки из мелких капелек получили название

морось.

Обложные осадки бывают умеренной интенсивности, но длительные. Они

выпадают в виде снега или дождя из слоисто-дождевых и высокослоистых

облаков восходящего скольжения.

Ливневые осадки состоят из крупных капель воды, града или хлопьев

снега. Они выпадают из кучево-дождевых облаков, связанных с конвекцией,

бывают весьма интенсивны, но непродолжительны.

Основными типами осадков являются дождь и снег. Однако существуют и

другие виды осадков, так называемые гидрометеориты, – роса, иней, изморозь,

гололед и др. Одни из них жидкие, другие твердые, но объединяет их то, что

они образовались при конденсации водяного пара от соприкосновения влажного

воздуха с холодными поверхностями.

Роса – капельножидкая влага, конденсирующаяся из воздуха на поверхности

почвы, на растениях и различных предметах. Обычно роса образуется после

захода Солнца при ясной погоде, когда земная поверхность быстро остывает, а

теплый воздух, соприкасаясь с ней, тоже охлаждается и становится насыщенным

влагой, избыток которой, конденсируясь, дает капельки росы.

Иней – образуется путем сублимации водяного пара воздуха на

поверхности почвы и предметах, радиационно охлажденных до отрицательных

температур, более низких, чем температура воздуха. Иней возникает

преимущественно в ясную тихую погоду и представляет собой ледяные

кристаллы различной формы, размерами до нескольких миллиметров.

Изморозь – отложение мелких кристаллов льда на ветвях кустов, деревьев,

проводах и других поверхностях во время значительных морозов и, как

правило, при тумане. Изморозь образуется при сублимации водяного пара или

намерзании капелек воды из переохлажденного тумана и представляет собой

рыхлые белые кристаллы иногда значительного объема.

Гололед – слой плотного льда на земной поверхности и на предметах,

преимущественно с наветренной стороны. Образуется путем выпадения

переохлажденных капель, возникших в атмосфере, и намерзания их на более

холодных поверхностях при температуре воздуха от 0 до –(10–15) ºС. Гололед

может создавать чрезвычайно аварийную ситуацию на дорогах, промышленных

объектах, в авиации (обледенение самолетов), повышать травматизм среди

населения и т. п.

5.5. Распределение осадков по поверхности Земли

Названные и другие виды осадков, распределяясь по поверхности Земли,

вместе с термическими особенностями создают многообразие и уникальность

ландшафтов планеты. Говоря о суммах осадков, следует помнить, что при их

измерении возникают систематические ошибки, связанные, в основном, с

ветром, из-за которого в осадкомеры попадает не все выпадающие осадки, что

особенно справедливо для снега. Кроме этого, часть осадков идет на испарение

между сроками измерения, смачивание стенок измерительных емкостей и др.

Поэтому в последнее время проведены специальные исследования причин и

величин ошибок при измерениях осадков, определены поправочные

коэффициенты в измеренные значения и составлены карты распределения

осадков по земному шару, материкам и отдельным регионам.

Количество осадков определяется толщиной слоя воды в миллиметрах,

выпадающих на земную поверхность. Ежегодно из атмосферы Земля получает

около 520 тыс. км3 осадков, основное их количество (около 79 %) выпадает над

Мировым океаном, меньшая часть (около 21 %) – над сушей.

Распределение осадков по поверхности планеты зависит от ряда факторов:

солнечной радиации, циркуляции воздушных и водных масс, географического

расположения материков, их величины, особенностей геоморфологического

строения и др.

Для характеристики климата подсчитывают многолетнюю сумму осадков по

месяцам и за год. По этим данным определяют годовой ход осадков, среднее

число дней с осадками, вероятность осадков (отношение числа часов с осадками

к общему числу часов в месяце или в году). Среднее количество осадков,

выпадающих на земном шаре, составляет около 1 130 мм в год. Однако за этой

средней величиной скрывается большое разнообразие в их распределении.

В целом распределение осадков по поверхности планеты носит

выраженный зональный характер. При этом соотношение моря и суши,

характер рельефа, облесенность территории и другие факторы вносят в общие

закономерности выпадающих осадков азональные черты.

Наиболее общая планетарная закономерность в распределении осадков

выражается в увеличении их количества от полюсов к экватору. Максимальное

их количество (до 2 000–3 000 мм в год и более) выпадает в экваториальном

поясе, что обусловлено процессами во внутритропической зоне конвергенции,

создающими интенсивные восхождения воздуха, образование облаков большой

вертикальной мощности и большого влагосодержания. Особенно увлажненный

пояс, где средняя месячная сумма осадков превышает 100 мм, в январе

располагается между 10º с. ш. и 20º ю. ш., а в июле – между 20º с. ш. и

экватором. Таким образом, дождливый пояс несколько смещен в северное

полушарие, более того, в нем выпадает почти половина годового объема

осадков на земном шаре, в то время как на полярные пояса приходится около 4

% осадков. Наиболее обильные осадки отмечаются в западной части Тихого

океана экваториальной зоны, на островах Индонезии, на берегу Гвинейского

залива, в Амазонской низменности – свыше 6 000 мм. В этой же зоне

максимальное количество осадков выпадает на наветренных склонах гор, где

поднимаются воздушные массы пассатов и муссонов. Таким образом, по

сравнению с полярными частями планеты, отдельные районы экваториального

пояса получают осадков более чем в 10 раз больше.

Распределение осадков в целом закономерно совпадает с распределением

влагосодержания в тропосфере, лишь над тропиками эта закономерность

нарушается в связи с пониженным содержанием влаги (рис. 8).

Между 20-й и 30-й параллелями южного и северного полушарий находится

зона пониженного увлажнения, где на обширных пространствах континентов и

восточных частях океанов выпадает не более 250 мм осадков в год, а в

отдельных местах (пустыни Атакама, Сахара) – осадков в течение года может и

вовсе не быть. Существование этой зоны связано с закономерностями

планетарной циркуляции атмосферы, обусловливающими крайне слабое

развитие фронтальных и циклонических процессов и преобладание нисходящих

движений воздуха, сопровождающихся дивергенцией и температурными

инверсиями в нижнем слое тропосферы. Данная зона пониженного количества

осадков достаточно хорошо выражена как по широте, так и по океаническим и

континентальным секторам этой полосы, однако на протяженных материках под

влиянием орографических систем эта зона занимает различное широтное

положение в разных долготных секторах.

Рис. 8. Распределение средних годовых количеств осадков (мм/год)

В умеренных поясах, начиная с 30º с. ш. и 30º ю. ш., количество осадков, в

целом, возрастает и образует второй, после экваториального, максимум между

40-й и 60-й параллелями. Здесь выпадает до 1 000 мм осадков в год и более.

Однако в глубинных районах материков количество осадков уменьшается до

250 мм (Якутия, Центральная и Средняя Азия и др.).

Следует отметить, что в распределении осадков в умеренных широтах

северного и южного полушарий имеется существенная разница. Так, в южном

полушарии на этих широтах годовой слой осадков на суше значительно

больше, чем на океанах. Причина в том, что площадь суши мала и морской

воздух, проходя над сушей, трансформируется слабо. Кроме того, поверхности

в основном гористые и поэтому осадкообразовательные процессы идут более

интенсивно.

В умеренных широтах северного полушария наблюдается обратная

картина. Здесь чередуются обширные океаны и континенты, имеющие

заметные различия в структуре теплового баланса и в тепловом режиме,

которые оказывают влияние на влажность воздуха и циркуляцию атмосферы и

обусловливают заметную дифференциацию в распределении осадков по

долготным секторам. Количество осадков над океаном примерно в 1,5 раза

больше, чем над материками. Большие различия в умеренных широтах северного

полушария наблюдается и в распределении осадков по сезонам года.

Влагосодержание воздуха над океанами в умеренных широтах в большую

часть года выше, а зимой – в несколько раз выше, чем над материками. Это

связано с относительно высокой температурой тропосферы над океанами в

холодное время года и в среднем за год, большим испарением, а также

активной циклонической циркуляцией в течение всего года, за исключением

короткого летнего времени, когда за счет относительно низких температур,

меньшего испарения и влагосодержания, чем над материками, циклоническая

деятельность ослабевает.

Особенно благоприятны условия для выпадения большого количества

осадков в умеренных широтах восточных частей океанов, что связано с

выносом тепла и влаги из субтропиков воздушными потоками, тепла

океаническими течениями и орографическими особенностями. Так, в

прибрежных районах на наветренных склонах соответственно

ориентированных хребтов слой осадков увеличивается до 1 000–3 000 мм и

более. Например, в горах Тихоокеанского побережья Северной Америки

увлажнение достигает 8 000 мм в год, в районах Западной Европы – до 1000

мм и более.

В холодный период года глубинные части материков и восточные районы

Азии и Северной Америки отличаются антициклональной циркуляцией и

малым влагосодержанием холодного воздуха, что не способствует образованию

осадков. В летние месяцы для тропосферы умеренного пояса континентов

северного полушария характерны достаточно высокое влагосодержание и

развитая циклоническая циркуляция. Поэтому летом на континентах отмечается

максимум осадков, однако осредненные значения годовых осадков имеют

широтную зависимость и весьма разнятся по секторам широтных зон (табл. 5).

Как видно из табл. 5, убывание количества годовых осадков идет с запада

на восток и в отдельных секторах осложняется рельефом. Данная

закономерность в первом приближении характерна для всего пояса умеренных

широт, за исключением районов муссонной циркуляции. Так, например, в

прибрежных районах Дальнего Востока слой осадков возрастает до 1 000 мм и

более.

Таблица 5. Распределение осадков в умеренных широтах России для наиболее

увлажненного пояса (мм/год)

Долгота, º в. д.

Широта,º с. ш.

30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130

62 720 750 700 900 580 660 800 600 400 310 240

За северным и южным полярными кругами располагаются две зоны

минимума осадков. Уже в зоне тундры их количество уменьшается до 200–300

мм в год, но при ослабленном испарении эта зона, тем не менее, является

избыточно увлажненной. Далее в центральных частях полярных областей

осадков становится еще меньше. В центральной части Арктики осредненная

годовая сумма осадков не достигает 200 мм, а в аналогичной части

Антарктиды она менее 100 мм. На осадкообразование здесь влияют низкое

влагосодержание воздуха, низкие температуры, а также то, что в охлажденном,

уплотняющемся и оседающем воздухе развиваются антициклонические

процессы с нисходящими движениями в тропосфере и дивергенцией в ее

нижних слоях. Последнее замечание справедливо для внутренних частей

полярных областей, то небольшое количество осадков, которое здесь выпадает,

связано преимущественно с вымораживанием влаги в охлажденном воздухе, а

не с циклонами и фронтами.

Специфическим видом осадков, особенно для России, является снежный

покров. Он имеет как устойчивый характер в течение года (высокие полярные

широты, горные вершины), так и сезонный (умеренный пояс). При высоком

альбедо снежного покрова (до 80–90 %) таяние его от нагревания солнечной

радиацией имеет второстепенное значение, исключение составляет

загрязненный снег. Важнейшей причиной таяния снега является адвекция

теплых воздушных масс с температурой выше 0 ºС. С таянием снега связаны

многие природные процессы (питание рек, эрозия, половодье и др.), поэтому за

состоянием снежного покрова должны вестись постоянные наблюдения. В

районах с сезонным снежным покровом его доля в годовой сумме осадков

составляет 25–30 %. Мощность снежного покрова зависит от количества

осадков, рельефа местности и наличия всевозможных препятствий.

Наибольшая толщина снежного покрова зафиксирована на Камчатке и Сахалине

(100–300 см), на большей части России его мощность составляет 20–70 см.

Весьма высок снежный покров на наветренных склонах гор, возвышенностях,

увалах и на перевалах, здесь его мощность может достигать нескольких метров.

Снег, в результате переноса достаточно сильным ветром (метелью),

может перераспределяться в горизонтальном направлении и накапливаться у

препятствий, образуя сугробы, снежные заносы и пр. Метель часто называют

вьюгой, бураном, пургой. Различают низовую метель, поземок и общую

метель, когда при сильном ветре и выпадающем снеге практически нельзя

различить, сколько выпадающего снега переносит ветер и сколько срывает с

поверхности снежного покрова.

Особенно большие запасы снега наблюдаются выше снеговой линии –

высотного уровня, выше которого снег и другие твердые осадки могут

сохраняться на незатененных поверхностях в течение всего года, т. е.

накопление твердых осадков преобладает над их таянием и испарением.

Снежный покров, являясь продуктом климата, сам влияет на климат и

другие составляющие географического ландшафта. За счет малой

теплопроводности снег сохраняет зимой достаточно высокую температуру

почвы, предохраняя еѐ от глубокого промерзания, более того, снег способствует

процессу засоления почв. Снежный покров, охлаждая над собой воздух, создает

значительные приземные радиационные инверсии температур, образует запасы

воды, повышает освещенность.

Не только рассмотренные выше закономерности распределения осадков

влияют на истинную картину увлажнения территорий, необходимо учитывать

соотношение тепла и влаги, так как именно оно наряду с подстилающей

поверхностью создает мозаичность ландшафтов планеты. Одно и то же

количество осадков в разных физико-географических условиях определяет

различный характер увлажнения, когда в одних случаях оно избыточно и

приводит к заболачиванию (тундра), в других случаях это же количество

осадков недостаточно, и формируются аридные ландшафты (пустыни,

полупустыни). Поэтому наряду с количеством выпадающих осадков должно

учитываться их испарение. Для этой цели используются соответствующие

показатели.

Коэффициент увлажнения (к) – отношение суммы осадков (r) к

испаряемости (Ео) на данной территории, т. е.

к = r/Ео.

Коэффициент показывает, в какой доле выпадающие осадки могут

возместить потерю влаги при испарении. Считается, что если к 100 % в

течение всех месяцев года – территория имеет постоянно избыточное

увлажнение, при 25 % к 100 % – умеренное увлажнение, при к 25 % –

увлажнение недостаточное и почва теряет влагу. Возможно, что для какой-либо

территории часть месяцев в году будет относиться к влажным, а другая – к

засушливым. Тогда в зависимости от соотношения влажных и засушливых

периодов получим засушливо-влажный или влажно-засушливый климат.

Радиационный индекс сухости (К) показывает, какая доля радиационного

баланса тратится на испарение. М.И. Будыко считает, что на годовую

испаряемость в данном месте должно затрачиваться количество тепла, равное

годовому радиационному балансу избыточно увлажненной подстилающей

поверхности. В этом случае радиационный индекс сухости определяется

следующим образом:

К = R/Lr,

где R – годовой радиационный баланс;

r – годовая сумма осадков;

L – скрытая теплота парообразования.

По М.И. Будыко, при К 0.45 климат считается избыточно влажным, при

0.45 К 1.00 – влажным, при 1.00 К 3.00 – недостаточно влажным, при К

3.00 – сухим.

Радиационный индекс сухости весьма объективно характеризует

увлажнение и используется для определения границ природных поясов с

последующим распределением их на географические зоны для обоснования

структуры географической оболочки.

6. АТМОСФЕРНОЕ ДАВЛЕНИЕ И ВЕТЕР

6.1. Атмосферное давление и горизонтальный барический градиент

Одним из наиболее важных свойств атмосферы является еѐ весомость. Еще

в конце XVI в. ученые считали воздух невидимым и невесомым, однако, ещѐ во

времена величайшего и разностороннего из ученых древности Аристотеля

появились разрозненные идеи и проводились опыты с целью доказать

весомость воздуха. И лишь в XVII в. Торричелли открыл, что столб воды

высотой 32 фута (или 10.33 м) равен давлению атмосферы. Если вместо воды

использовать ртуть, которая в 13.6 раза тяжелее воды, то атмосферное давление

уравновешивается столбом ртути высотой 760 мм. Трубка, наполненная ртутью

и опрокинутая открытым концом в сосуд, также наполненный ртутью, была

названа барометром, конструкция которого в последующем усовершенствовалась

и видоизменялась. Нормальным давлением считается давление ртутного столба,

высотой в 760 мм, находящегося на уровне моря.

Таким образом, атмосферное давление равно весу вертикального столба

воздуха, простирающегося от любого заданного уровня до внешней границы

атмосферы. Оно измеряется в миллиметрах ртутного столба (мм рт. ст.), в

миллибарах (мб), в гектопаскалях (гПа). Отметим, что

760 мм рт. ст. = 1 000 мб = 1 000 гПа.

С высотой атмосферное давление убывает в зависимости от

вертикального распределения плотности воздуха, и, следовательно,

температуры и влажности. На высоте около 5 км атмосферное давление

составляет половину от давления у земной поверхности. Поскольку воздух

обладает способностью сжиматься, то давление с высотой падает не линейно, а

в геометрической прогрессии. Для определения изменения давления с высотой

введено понятие барической ступени. Под барической ступенью понимается

расстояние по вертикали (в м), соответствующее изменению атмосферного

давления на 1мб. Так, на уровне моря при стандартном давлении в 1 000 мб и

температуре 0 ºС барическая ступень составляет около 8 м на 1мб, а на высоте

3 км – 15–20 м/мб. Барическая (или барометрическая) ступень зависит от

температуры воздуха и, соответственно, увеличивается или уменьшается в

теплом или холодном воздухе. Величина, обратная барической ступени,

называется барическим (или барометрическим) градиентом.

В горизонтальном направлении атмосферное давление распределяется

неравномерно, причем его величины меняются непрерывно, т. е. можно

говорить о суточном и годовом ходе (изменении) давления. Эти изменения

представляют собой периодические колебания, на которые накладываются

непериодические колебания, являющиеся пульсацией давления в

зависимости от места положения барических центров.

Пространственное распределение атмосферного давления носит

название барического поля, а линии, соединяющие пункты с одинаковым

давлением, называются изобарами. Изменения барического поля, эти

периодические и непериодические колебания атмосферного давления,

отражаются на синоптических картах. В том случае, когда карты

характеризуют давление на разных высотах, они называются картами

барической топографии. При этом от скорости изменения атмосферного

давления в горизонтальном направлении зависит частота положения изобар на

синоптической карте: чем быстрее изменяется давление в каком-либо месте,

тем плотнее друг к другу расположены изобары, и наоборот, чем медленнее

изменения давления, тем дальше отстоят друг от друга изобары на карте.

Изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости

носит название горизонтального барического градиента (ГБГ). ГБГ

представляет собой векторную величину, за начало отсчета принимается

направление, на котором давление убывает наиболее значительно. Вектор (или

ГБГ) имеет направление, идентичное направлению нормали к изобаре, т. е.

направлен в сторону уменьшения давления, а длина его пропорциональна

числовому значению градиента (рис. 9).

В службе погоды синоптики используют карты абсолютной и

относительной барической топографии, в первом случае отсчет давления

ведется от уровня моря, во втором – от нижележащей изобарической

поверхности. Например, можно составить карту высот поверхности с давлением

500 гПа относительно поверхности 1 000 гПа.

На карты барической топографии наносят геопотенциалы изобарических

поверхностей. Геопотенциалом называется потенциальная энергия единицы

массы в поле силы тяжести. Иначе говоря, геопотенциал изобарической

поверхности есть работа, которую нужно совершить против силы тяжести,

чтобы поднять единицу массы от уровня моря в данную точку на данную

высоту. На уровне моря геопотенциал принимается равным нулю. При отсчете

геопотенциала от уровня моря он будет называться абсолютным, а если за

начало отсчета принимается нижележащая изобарическая поверхность –

относительным.

Рис. 9. Изобары (Р) и векторы давления (стрелки) в трех точках барического

поля

Выше отмечалось, что расстояние между изобарами на картах отражает

усиление или ослабление давления. В действительности в атмосфере давление

изменяется повсеместно настолько, что могут обособляться области

повышенного либо пониженного давления, которые носят название барических

систем. Основные представители барических систем – циклоны и

антициклоны.

Циклон – это область действия пониженного, либо низкого давления. Он

представляет собой возмущение атмосферного воздуха, причем минимальное

давление наблюдается в самом центре циклонального возмущения, а ветер в

циклоне в северном полушарии циркулирует против часовой стрелки, в южном

– по часовой. При этом в слое трения (от земной поверхности до высоты

несколько сот метров) ветер имеет составляющую, направленную внутрь

циклона, изобары имеют вид замкнутых кривых округлой или овальной формы,

ветры направлены и усиливаются к центру системы, а давление возрастает к

периферии (рис. 10, а). Циклоны – очень подвижные атмосферные образования,

представляют мощные восходящие вихри диаметром до 3 000 км, которые за

сутки могут перемещаться на 700–1 000 км и более. Например, расстояние от

Атлантики до центральных районов Сибири они проходят за 4–7 дней. В

циклонах преобладает облачная, ветреная, дождливая погода.

Продолжительность активной жизни циклонов – около 5–7 дней. Особенно

мощные циклоны образуются в субтропических и тропических областях

планеты, где они называются тайфунами (ураганами). Они гораздо меньше по

размерам, но скорости ветра в них достигают 100 м/с, что вызывает

р – 1 р + 1

р

– р

– р

– р

катастрофические разрушения. В службе погоды каждый тайфун имеет

собственное название, чаще всего женское имя.

Антициклон – это область повышенного атмосферного давления с

максимумом в центре. На синоптических картах антициклон изображается в

виде замкнутых концентрических изобар с систематическим убыванием

давления к периферии. Нисходящее движение воздуха к центру антициклона и

его уплотнение приводят к поддерживанию высокого давления длительное

время. В центре антициклона преобладает штилевая погода. От его центра

ветры дуют на периферию, там они достигают довольно значительной скорости

– до 20 м/с. Направление ветров в антициклонах под влиянием силы Кориолиса

постепенно изменяется. В северном полушарии воздух движется по часовой

стрелке, отклоняясь вправо (рис. 10, б), в южном полушарии – против хода

часовой стрелки с отклонением влево. В антициклонах преобладает

безоблачная, сухая погода, так как опускающиеся воздушные массы

нагреваются и удаляются от точки их насыщения водяными парами.

Рис. 10. Схема движения воздушных масс (северное полушарие): а) в циклоне;

б) в антициклоне

Помимо циклонов и антициклонов, существуют и другие барические

системы с повышенным или пониженным давлением.

Ложбина – вытянутая область пониженного давления с горизонтальной

осью (рис. 11).

Горизонтальная ось ложбины – это линия сходимости барических

градиентов и, следовательно, ветров. Изобары в пределах ложбины либо

приблизительно параллельны друг другу, либо имеют вид латинской буквы V.

995

1000

1020

1010

1025

1020 1015

1000

а) б)

Рис. 11. Ложбина (стрелками показаны приземные направления ветра,

пунктиром – ось ложбины)

Гребень – область повышенного давления без замкнутых изобар – имеет ось

с расходящимися барическими градиентами. В том же направлении

дивергируют и ветры. Гребень имеет ось, по направлению которой давление

максимальное, а барические градиенты направлены от оси к периферии, при

этом изобары имеют форму латинской буквы V (рис. 12).

Рис. 12. Гребень (стрелками показаны приземные направления ветра,

пунктиром – ось гребня)

Седловина – форма барического рельефа между двумя областями высокого

и двумя областями низкого давления, расположенными крест-накрест (рис. 13).

Своеобразие седловины заключается в том, что изобарические поверхности

здесь имеют характерную форму седла, т. е. поднимаются в направлении к

антициклонам и опускаются в направлении к циклонам. Центральная часть этой

барической системы называется точкой седловины.

1015

1020

Рис.

8.

Рас

пре

дел

ени

е

сре

дни

х

год

овы

1025 1020 1015

1005

1010 1005

1000

1000

1010

Выше отмечалось, что барическое поле не остается постоянным.

Неравномерное изменение давления у земной поверхности вызывает

образование ветра. Ветер – горизонтальное движение воздушных масс из

области высокого в область низкого давления. Воздух движется из области

высокого давления к области низкого по наиболее короткому пути – это будет

направление барического градиента. И чем больше барический градиент, тем

больше ускорение ветра. Следовательно, барический градиент – это сила, которая

сообщает воздуху ускорение, т. е. вызывает ветер. Однако если бы скорость ветра

зависела только от барического градиента, то движение воздуха было бы

равномерно ускоренным. На самом деле скорость ветра уменьшается, это

происходит потому, что в силу вступает замечательное свойство земного шара –

отклоняющая сила вращения Земли и другие силы, уравновешивающие силу

градиента.

Рис. 13. Седловина: Г – точка седловины; Н – область циклона; В – область

антициклона

Отклоняющая сила вращения Земли иначе называется силой Кориолиса.

Механизм действия силы Кориолиса заключается в следующем. Воздух,

движущийся над поверхностью вращающейся Земли, получает относительно

неѐ поворотное ускорение, или ускорение Кориолиса. Это ускорение не меняет

модуль скорости ветра, но меняет направление его движения, при этом, в

северном полушарии вектор смещения направлен вправо от вектора скорости, в

южном – влево, а у экватора это смещение равно нулю.

Вне слоя трения Земли ветер близок к теоретическому – геострофическому

или градиентному ветру.

6.2. Геострофический ветер

Геострофический ветер – равномерное прямолинейное горизонтальное

движение воздуха в отсутствие силы трения, при равновесии силы

горизонтального барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли.

B

B

Г

Н

Н

р – 1

р

А

1.1.1 G

Ug

G

Вектор геострофического ветра направлен вдоль изобар, отклоняясь от вектора

барического градиента на прямой угол, в северном полушарии – вправо и в

южном – влево (рис. 14).

Рис. 14. Геострофический ветер: G – вектор силы барического градиента; А –

вектор отклоняющей силы вращения Земли; Ug – вектор скорости

геострофического ветра

Таким образом, если считать, что ветер, дующий на поверхности Земли,

геострофический, кроме движущей силы градиента G, на воздух действует

отклоняющая сила вращения Земли А. В связи с тем, что обе силы

предполагаются равномерными, они уравновешиваются, т. е. направлены

взаимно противоположно, хотя равны по модулю.

Теоретически, когда кроме силы градиента и отклоняющей силы вращения

Земли учитывается и центробежная сила, движение воздуха становится

криволинейным. Такой теоретический случай равномерного движения воздуха

по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным ветром.

Траектории градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, как

и геострофический, направлен по изобарам, но не по прямым линиям, а по

круговым. Поэтому в понятие градиентного ветра можно включать и

геострофический, как предельный случай градиентного ветра, при радиусе

кривизны изобар, равном бесконечности.

На движение воздуха у самой земной поверхности существенно влияет сила

трения. С высотой она убывает и становится незначительной (в среднем около 1

000 м), в сравнении с другими силами. Высота, на которой сила трения

практически исчезает, называется уровнем трения. Слой тропосферы от земной

поверхности до уровня трения получил название слоя трения, или планетарного

пограничного слоя. Сила трения в этом слое вызывается тем, что воздух течет над

шероховатой поверхностью Земли, и скорость его частиц замедляется. Эти

частицы, у которых скорость уменьшилась в процессе турбулентного обмена,

поднимаются в вышележащие слои, а оттуда поступают частицы с большей

скоростью движения, у которых скорость со временем также убывает. Таким

образом, вследствие турбулентности уменьшение скорости передается вверх на

более или менее мощный слой атмосферы. Это и есть механизм влияния силы

трения на движение воздушных масс.

За счет трения скорость ветра уменьшается так, что становится вдвое

меньше, чем скорость геострофического ветра, рассчитанная для того же

барического градиента. Например, средняя годовая скорость ветра у земной

поверхности составляет 4.8 м/с, а средняя скорость геострофического ветра,

вычисленная по приземным барическим градиентам, – 9.5 м/с. Над морем

скорость действительного ветра составляет около 2/3 скорости геострофического

ветра. С высотой сила трения убывает, а скорость ветра возрастает, пока на

высотах около 1 000 м не станет близкой к скорости геострофического ветра.

Необычно сильные ураганные потоки воздуха, получившие название струйных

течений, наблюдаются на границе тропосферы. Для них характерно направление

с запада на восток, они достигают нескольких тысяч километров в длину, сотен

километров в ширину и всего нескольких километров в высоту, при этом их

скорость может достигать 200– 400 км/ч и более.

Рассмотрим механизм воздействия силы трения на направление ветра, а

также – взаимодействие этой силы с силой Кориолиса и с силой барического

градиента (рис. 15).

Вектор силы трения противоположен вектору скорости. Сила градиента будет

составлять со скоростью ветра острый угол, т. е. вектор скорости ветра будет

направлен не по изобарам, а будет пересекать их, отклоняясь при этом от вектора

градиента вправо в северном полушарии и влево – в южном. Причем угол

отклонения близок к прямому в свободной атмосфере и меньше прямого у

поверхности Земли. Это и есть барический закон ветра, т. е. связь между

ветром и горизонтальным распределением атмосферного давления,

выражающаяся в том, что ветер отклоняется от барического градиента в

северном полушарии вправо, а в южном – влево, и угол отклонения близок к

прямому в свободной атмосфере и меньше прямого – у поверхности Земли.

Более того, этот закон, называемый ещѐ законом Бейс-Баллота (по имени

голландского метеоролога Христофера Хенрика Дидерика Бѐйс-Баллота), на

практике означает, что, если наблюдатель в северном полушарии стоит спиной

к ветру, то центр низкого давления лежит слева и несколько впереди, а центр

высокого давления – справа и несколько позади. В южном полушарии –

наоборот.

Рис. 15. Взаимодействующие силы при равномерном и прямолинейном

движении воздуха в слое трения: G – сила барического градиента; А –

отклоняющая сила вращения Земли; R – сила трения; V – скорость ветра; –

острый угол между силой градиента и скоростью ветра

С высотой направление изобар меняется, следовательно, меняется и

направление ветра. Вместе с тем, с высотой меняется барический градиент, а,

следовательно, изменяется и скорость ветра. С высотой барический градиент

получает дополнительную составляющую, обусловленную температурным

градиентом. Следовательно, и градиентный ветер с высотой получает

дополнительную скорость, эта составляющая скорости носит название

термического ветра. Чтобы получить градиентный ветер на верхнем уровне

(рис. 16), нужно дополнительную составляющую, обусловленную

температурным градиентом, прибавить к градиентному ветру на нижнем

уровне.

Рис. 16. Составляющие термического ветра: υ0 – ветер на нижнем уровне; υ –

ветер на верхнем уровне; Δυ – термический ветер

А

G

R A+R

α

T = const

(Х)

Δυ

υ0

υ

(Т)

В слое трения прослеживается суточный ход движения воздуха, который

можно выявить лишь при проведении наблюдений за скоростью и

направлением ветра в приземном слое атмосферы. Наблюдения эти проводятся

ежедневно, а затем усредняются. Максимум скорости ветра наблюдается

примерно около 14 часов, минимумы – ночью или утром, эта закономерность

отмечается у земной поверхности. При подъеме в более высокие слои

атмосферы картина меняется. Начиная с высоты 500 м, суточный ход обратный,

т. е. максимальная скорость ветра наблюдается ночью и минимальная – днѐм.

Над поверхностью моря или океана суточной ход скорости ветра относительно

сглажен. Однако над морем некоторое усиление конвекции приходится на ночь,

а поэтому и суточный максимум ветра наблюдается ночью. На горных

вершинах суточный ход ветра такой же, как в свободной атмосфере, с

максимумом скорости ночью и минимумом днем.

7. АТМОСФЕРНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ

Ветры над большими площадями земной поверхности образуют обширные

воздушные течения, из которых слагается общая циркуляция атмосферы, или

атмосферная циркуляция.

Атмосферная циркуляция – это система крупномасштабных воздушных

течений на Земле, которая зависит от глобального распределения поясов

высокого и низкого давления. Главная причина основных движений воздуха

заключается в неравномерном распределении по земной поверхности прежде

всего температур и, как следствие, тепла.

Воздушными массами (ВМ) называются относительно однородные

массы воздуха, которые распространяются на несколько километров по

вертикали и несколько километров по горизонтали и обладают одинаковыми

свойствами: температура (t), относительная влажность (r) и прозрачность.

По температурному признаку воздушные массы делятся на теплые и

холодные. Теплыми называются воздушные массы, поступающие на

относительно холодную подстилающую поверхность, а холодными –

воздушные массы, поступающие на относительно теплую поверхность.

Холодные воздушные массы (ХВМ) образуются в высоких широтах, а теплые

воздушные массы (ТВМ) – в низких.

По генетическому (географическому) признаку воздушные массы

делятся на: арктические (А); полярные (П), или умеренные (У); тропические

(Т); экваториальные (Э). Воздушные массы перемещаются как единое целое

в одном из макротечений общей циркуляции атмосферы (ЦА). Они

формируются в определенном очаге над однородной подстилающей

поверхностью и в однородных условиях солнечной радиации. Выходя из

очага, воздушные массы перемещаются в другие районы Земли и

соответственно меняют свои свойства, т. е. трансформируются.

7.1. Воздушные массы

Итак, арктические воздушные массы (АВМ) характеризуются низкими

температурами большую часть года, малым содержанием влаги, очень

большой прозрачностью воздуха.

Аналогичны им по характеристикам антарктические воздушные массы

(АнВМ) в южном полушарии. Отличие заключается в том, что антарктические

воздушные массы не подразделяются на морской арктический воздух (МАВ) и

континентальный арктический воздух (КАВ), ибо в Антарктиде формируется

только континентальный антарктический воздух (КАнтВ).

Умеренные воздушные массы (УВМ) формируются в северном и южном

полушариях. В северном полушарии умеренные воздушные массы состоят из

континентального воздуха (КВ) и морского воздуха (МВ), в южном полушарии

– только из МВ, так как суши практически нет. В целом для этих масс воздуха

характерны положительные летние и отрицательные зимние температуры.

Тропические воздушные массы (ТВМ) также формируются в северном и

южном полушариях. Они состоят из континентального тропического воздуха

(КТВ) и морского тропического воздуха (МТВ) и характеризуются высокими

температурами в течение всего года.

Экваториальный воздух (ЭВ) – всегда морской, для него характерны

высокие температуры и самая малая годовая амплитуда температуры (Аt).

В связи с тем, что Земля делится на материки и океаны, воздушные массы

также были разделены на морские и континентальные. Различия между ними

заключаются в первую очередь в разном влагосодержании. Если воздушные

массы формируются над океаном, то они характеризуются высокой

влажностью, меньшей амплитудой температур, более низкими летними и более

высокими зимними температурами.

7.2. Атмосферные фронты

Массивы различных воздушных масс отделяются друг от друга

атмосферными фронтами.

Атмосферный фронт – это поверхность раздела между теплыми и

холодными воздушными массами, это пограничная зона, в которой сближаются

воздушные массы, а их свойства резко меняются. При этом, холодный воздух,

как более плотный и тяжелый, вклинивается под более легкий тѐплый, поэтому

поверхность раздела воздушных масс (атмосферный фронт) не вертикальна, а

наклонена в сторону холодного воздуха.

Ширина атмосферного фронта – от нескольких километров до нескольких

десятков километров. Сплошных атмосферных фронтов на земном шаре нет, а

есть фронтальные зоны. Наибольшая протяженность фронтов по высоте в средних

широтах 8–12 км. Нередко они достигают тропопаузы.

Атмосферные фронты делятся на холодный (ХФ) и тѐплый (ТФ) фронты.

Холодным фронтом называется фронт, который перемещается в сторону высоких

температур, после прохождения ХФ наступает похолодание. Тѐплым фронтом

называется фронт, который перемещается в сторону низких температур, после

прохождения ТФ наступает потепление.

Движение тѐплого фронта – восходящее движение над клином холодного

воздуха. Чем больше разность температур холодного и тѐплого воздуха, тем

резче выражен фронт и у земной поверхности, и на высотах, тем интенсивнее

конденсация и образование облаков и тем больше осадков.

Таким образом, тѐплый фронт обычно является фронтом восходящего

скольжения. В тѐплом воздухе, поднимающемся над фронтальной

поверхностью, возникают характерные системы облаков: перисто-слоистые,

высоко-слоистые и слоисто-дождевые, а также зоны обложных осадков,

выпадающих перед линией фронта, ширина которой составляет 300–400 км.

Выше системы высоко-слоистых (As) – слоисто-дождевых (Ns) облаков

возникают перистые (Ci) и перисто-слоистые (Cs) облака, а под этой системой в

холодном воздухе формируются разорвано-дождевые (Frnb) облака. Нередкие

предфронтальные туманы связаны в основном с насыщением воздуха

испаряющимися осадками (рис. 17).

Холодный фронт имеет другое строение, в разрезе система облаков

мощного ХФ представлена на рис. 18.

Профили тѐплого и холодного фронтов заметно отличаются. В данном

случае тѐплый фронт в нижнем слое вследствие трения о земную поверхность

растягивается в направлении, обратном движению, и холодный фронт

становится более крутым.

Холодный фронт движется быстро. Облачность его сводится к валу кучево-

дождевых облаков перед фронтом со шквалами, ливневыми осадками и

грозами, за линией фронта наступает прояснение.

Рис. 17. Тѐплый фронт в вертикальном разрезе

Рис. 18. Холодный фронт в вертикальном разрезе

Тѐплый и холодный фронты движутся с разной скоростью. Холодный

фронт движется быстрее, догоняет тѐплый, они сливаются, и образуется фронт

окклюзии. Облачные системы обоих фронтов, сомкнувшись, сохраняются и

дают обильные преимущественно обложные осадки. Однако в дальнейшем

интенсивность фронта окклюзии ослабевает. При этом мощные облачные

системы начинают рассеиваться, и фронт обнаруживается только по остаткам

облачности.

На рис. 19а и 19б схематически изображено смыкание холодного и тѐплого

фронтов при движении их слева направо. Холодный воздух, как более плотный,

вклинивается под тѐплый. Поэтому линия фронта поднимается над землей,

холодные массы воздуха обоих фронтов смыкаются друг с другом.

Рис. 19а. Образование тѐплого фронта окклюзии: а – нижний тѐплый фронт, б –

верхний холодный фронт, аб – поверхность окклюзии

Рис. 19б. Образование холодного фронта окклюзии: а – нижний холодный

фронт, б – верхний теплый фронт, аб – поверхность окклюзии

Таким образом, фронт окклюзии – сложный (комплексный) фронт,

образовавшийся путем смыкания холодного и тѐплого фронтов при окклюзии

циклона.

7.3. Фронт и струйное течение

Итак, фронт – это переходная зона между тѐплыми и холодными

воздушными массами. Температура в районе фронта меняется быстро, то есть

фронт характеризуется повышенными горизонтальными градиентами

температуры. В том случае, когда горизонтальный градиент температур

совпадает с горизонтальным барическим градиентом, он очень быстро растет с

высотой, а вместе с тем растет и скорость ветра. В том случае, когда

температурный фронт выражен резко, в верхнем слое тропосферы и в нижнем

стратосферы формируется параллельное воздушное течение в несколько сотен

километров шириной со скоростью в 150–300 км/ч. Эти сильные воздушные

течения вблизи тропопаузы и называются струйными течениями. Учет

струйных течений весьма важен для авиации, так как встречное струйное

течение уменьшает скорость самолета, попутное – увеличивает. Но в любом

случае оно достаточно опасно, ибо в зоне струйного течения может развиваться

сильная турбулентность.

Главные фронты тропосферы (полярные и арктические) проходят, в

основном, в широтном направлении, причем холодный воздух располагается в

более высоких широтах. Поэтому связанные с холодным воздухом струйные

течения направлены с запада на восток. Если главный фронт отклоняется от

широтного направления, то также отклоняется и струйное течение. В

арктическом фронте струйные течения обнаруживаются на более низких

уровнях, в стратосфере, где горизонтальный температурный градиент меняется

на обратный, барический градиент уменьшается, и скорость ветра ослабевает.

7.4. Циклоны и антициклоны

В системе общей циркуляции атмосферы важную роль играют циклоны и

антициклоны. Они осуществляют междуширотный перенос тѐплых воздушных

масс и холодных воздушных масс.

Атмосферное давление (Р) в циклонах возрастает от центра к периферии,

ветер усиливается к центру циклона, погода пасмурная, дождливая.

В развивающихся циклонах наблюдается восходящее движение воздушных

масс, вследствие которого воздух охлаждается, водяной пар конденсируется,

образуется мощная облачность, и выпадают осадки. У земной поверхности в

систему циклона воздух втекает, поднимается вверх, и на высотах

выбрасывается за его пределы, что вызывает убыль массы воздуха в

центральной части циклона и понижение давления, т. е. происходит углубление

циклона.

С этим периодом развития циклона связаны увеличение горизонтального

градиента температур и давления в системе циклона и усиление ветра,

который иногда достигает штормовой силы. Атмосферные фронты

обостряются, облакообразование и выпадение осадков происходят наиболее

интенсивно, зимой снегопады сопровождаются метелями. Затем давление в

центре начинает расти, ветры ослабевают, фронты размываются, осадки резко

уменьшаются и прекращаются. Циклон сливается с другими циклонами и

перестает быть самостоятельным образованием.

Движение циклонов происходит вдоль господствующего в тропосфере

воздушного потока, холодный фронт всегда располагается в тыловой части

движущегося циклона, а тѐплый фронт – в передней его части.

Давление в центре циклонов, развивающихся над Европой, составляет

990–1 000 мб, в отдельных случаях давление в центре понижается до 950 мб и

ниже. Чаще всего это происходит на севере Атлантики и Тихого океана, и в этих

случаях ветер достигает разрушительной силы (рис. 20).

Рис. 20. Схема изобар и приземных линий в циклоне: а) циклон северного

полушария; б) циклон южного полушария

В антициклоне давление возрастает от периферии к центру. В

развивающихся антициклонах осуществляется нисходящее движение

воздушных масс, в результате чего воздух нагревается и удаляется от состояния

насыщения водяным паром. При нисходящем движении в центре антициклона

происходит накопление больших масс воздуха, что вызывает рост атмосферного

давления и растекание приземного воздуха. От момента возникновения до

стадии наибольшего развития давление в центре антициклона поднимается,

горизонтальные градиенты атмосферного давления возрастают, фронты

размываются, облака рассеиваются, наступает ясная погода.

В начале своего развития антициклон охватывает лишь низкие слои

атмосферы (2–3 км), в последней стадии, усиливаясь, он распространяется

вверх, вплоть до нижних слоев стратосферы. Во второй половине жизни

антициклона давление в центре начинает понижаться, ветры ослабевают до

штиля.

При разрушении антициклона нередко появляется облачность, и в

отдельных его частях начинают выпадать осадки. В передней части

антициклона переносится холод, в тыловой – тепло.

б)

1010

1000

990

а)

1010

1000

990

990

1000

1010

В период усиления антициклона по всей тропосфере возрастают

температурные контрасты, но затем горизонтальная термическая асимметрия

уничтожается, и антициклон заполняется однородным воздухом. В центре

развивающегося антициклона давление достигает 1 030–1 040 мб, однако в

отдельных случаях оно превышает 1 060–1 070 мб, такие антициклоны

возникают главным образом над азиатским материком зимой (рис. 21 а, б).

Рис. 21. Схема изобар и приземных линий в антициклоне: а) для северного

полушария; б) для южного полушария

В области высокого давления может образовываться отрог (гребень)

высокого давления, который более или менее обособлен от основного «тела»

антициклона (см. рис. 12). Гребень может быть даже с отдельным центром

повышенного давления, однако более слабым, чем основной центр. Например,

Азорский антициклон в январе дает отрог, направленный на север Африки, а в

июле – на южную Европу. Самый мощный Азиатский антициклон дает 3

отрога: на северо-восток, на юго-восток и на запад – по параллели 50º с. ш.

(так называемая ось Воейкова).

Таким образом, различают три стадии развития барического

образования:

возникновение;

максимальное развитие;

затухание и исчезновение.

На периферии заполняющихся циклонов и разрушающихся антициклонов

образуются новые тропосферные фронтальные зоны с большими контрастами

температур и сильными воздушными течениями. Здесь возникают новые

атмосферные фронты и новые циклонические и антициклонические

возмущения, которые вновь проходят полный цикл жизни.

7.5. Основные факторы атмосферной циркуляции

От постоянно возникающих в атмосфере огромных воздушных волн и

вихрей – циклонов и антициклонов – зависит все разнообразие общей

циркуляции атмосферы. Циркуляция атмосферы определяется, как уже

говорилось ранее, многими факторами. Из них наиболее важны следующие:

лучистая энергия Солнца;

а) б)

вращение Земли, влияние которого на атмосферную циркуляцию

изменяется с широтой, т. е. оно значительно в высоких широтах и приближается

к нулю на экваторе;

влияние подстилающей поверхности, которое не ограничивается

приземным слоем, а распространяется на всю тропосферу путем турбулентного

перемешивания;

трение воздуха о земную поверхность, которое всегда уменьшает

скорость воздушных течений и изменяет их направление.

В общей циркуляции атмосферы при всем разнообразии ее непрерывных

изменений можно отметить и некоторые устойчивые особенности, которые

повторяются из года в год.

1. Квазигеострофичность течений общей циркуляции. Течения общей

циркуляции в большей части атмосферы являются квазигеострофичными, т. е.

это движение воздуха, действительное или предполагаемое, приближающееся к

геострофическому ветру. Это крупномасштабные течения общей циркуляции

атмосферы над уровнем трения.

2. Зональность циркуляции. Причина еѐ – зональность в распределении

температур, атмосферного давления и ветра. Зональность циркуляции вызвана

преобладанием меридиональных барических градиентов над широтными, и,

как следствие, преобладанием широтной составляющей ветра – восточной или

западной. Примером зональности циркуляции атмосферы являются западные

ветры в умеренных широтах, восточные ветры в высоких широтах.

3. Меридиональные составляющие общей циркуляции атмосферы. Они

меньше по сравнению с зональными, но имеют большое значение, так как

именно они обусловливают обмен воздуха между различными широтами.

7.6. Глобальное распределение давления

В нижней части тропосферы у земной поверхности формируются

следующие зоны высокого и низкого давления.

Барическая депрессия – полоса пониженного атмосферного давления,

охватывающая земной шар вблизи экватора. Она может быть смещена от

экватора в то полушарие, где в данное время лето, это – надэкваториальная

внутритропическая зона конвергенции.

На 30-х широтах обоих полушарий давление высокое, потому что здесь

скапливаются массы воздуха с экватора и из умеренных широт.

На 60-х широтах давление низкое, так как здесь скапливаются циклоны.

В приполярных областях давление высокое, из-за того, что здесь низкие

температуры, и воздух уплотняется и давит на земную поверхность.

Меридиональный барический градиент несколько раз меняется вдоль

меридиана. Он направлен от субтропиков в сторону экватора и к субполярным

широтам и, кроме того, от полюсов к субполярным широтам. Зональное

распределение ветров имеет те же направления (рис. 22).

Рис. 22. Распределение давления по широтам (направления барического

градиента показаны в правой части каждого рисунка): а) у земной поверхности

и в нижней части тропосферы; б) в верхней части тропосферы и в нижней

части стратосферы; в) летом в северном полушарии на высоте более 20 км от

поверхности Земли

Образование зон высокого и низкого давления влияет на особенности

циклонической деятельности. Антициклоны, возникающие в общем западном

переносе умеренных широт, при движении с запада на восток смещаются к

более низким широтам и там усиливаются, где и образуют субтропическую

зону высокого давления в районе приблизительно 30–35 параллели. Циклоны

же, возникающие в тех же средних широтах и движущиеся на восток,

отклоняются к более высоким широтам, скапливаясь там и образуя

субполярную зону низкого давления, в районе 60–65º северной и южной широт.

Оба этих явления связаны с отклоняющей силой вращения Земли. А между

30 и 60º северной и южной широт, т. е. в средних широтах, создаются зоны

западного переноса. Наиболее хорошо выражен западный перенос над

в)

б) а)

в)

океанами, особенно в южном полушарии (40-, 50-е широты). Западный

перенос возникает вследствие того, что давление повышается в районах 30-х

широт, а в районах 60-х широт – понижается. От 30-х широт ветер

направляется на север и на юг, но под действием силы Кориолиса

отклоняется на запад. Зона его западного переноса располагается между

субтропической зоной высокого давления и полярной областью.

По периферии субтропической зоны высокого давления, обращенной к

экватору, барический градиент у земной поверхности и в нижней части

тропосферы направлен к экватору, что и создает здесь зону восточного

переноса. В общем, это явление охватывает всю тропическую зону, а яркое его

проявление – пассаты – тропические восточные ветры.

В приполярных районах также возникает восточный перенос, вследствие

того, что давление падает от полюсов к субполярным широтам. Особенно ярко

выражены восточные ветры в Антарктиде.

7.7. Изобарические центры действия атмосферы

Области высокого и низкого давления называются барическими центрами

действия атмосферы. Выше было сказано о зонах высокого и низкого

давлений, но под влиянием неравномерного распределения суши и моря эти как

бы сплошные полосы высокого и низкого давлений распадаются на отдельные

ячейки с замкнутыми изобарами, которые носят названия центров действия

атмосферы. Одни из них существуют круглый год – перманентные, другие

прослеживаются только летом или только зимой – сезонные центры действия

атмосферы. В зависимости от сезонов года, сезонные центры меняют свое

положение и перемещаются вслед за Солнцем то к северу, то к югу.

В январе в северном полушарии выделяются следующие центры высокого

давления: Азиатский, Северо-американский, Канадский, Гренландский, Северо-

тихоокеанский, Северо-атлантический, или Азорский – и центры низкого

давления: Алеутский и Исландский.

В южном полушарии существуют следующие центры высокого давления:

Южно-тихоокеанский, Южно-атлантический, Южно-индийский – и центры

низкого давления: Южно-американский, Южно-африканский, Австралийский и

Антарктический пояс низкого давления.

В июле в северном полушарии действуют следующие центры высокого

давления: Северо-атлантический, Гренландский, Северо-тихооке-анский – и

центры низкого давления: Азиатский, Северо-американский, Центрально-

тихоокеанский.

В южном полушарии в июле зима, но здесь материки сильно сужаются к

югу, а потому центры высокого давления смещаются с материка на океаны,

где в итоге и проходит большая полоса высокого давления – Южно-

тихоокеанский, Южно-атлантический, Южно-индийский, Австралийский

максимумы. Вдоль берегов Антарктиды постоянно держится низкое давление, а

над материком Антарктиды высокое давление круглый год.

Таким образом, зональность в распределении давления нарушается тем,

что над материками оно повышается зимой и понижается летом.

Над материками высокое давление обнаруживается в умеренных и

полярных широтах, где оно вообще понижено, летом над материками

давление понижается, даже в субтропических зонах, где оно вообще

повышено.

7.8. Главные атмосферные фронты

Главные фронты находятся в тесной зависимости с центрами действия

атмосферы. Они возникают по мере того, как воздух тропосферы расчленяется

на воздушные массы, с разными температурами и давлением, и действуют в

соответствии с распределением циклонов и антициклонов.

Арктический фронт (АФ) проходит по северу Атлантического океана и по

северу Евразии, расположен на севере Северо-Американского материка и

над северными островами Америки. К северу от него преобладает

арктический воздух. При возникновении серий циклонов и антициклонов,

арктический фронт перемещается и может проникать далеко к югу. За ним

следует арктический воздух.

Антарктический фронт располагается в южном полушарии, вокруг

Антарктиды.

Полярный фронт (ПФ) отделяет область воздуха умеренных широт от

областей тропического воздуха и проходит по южной периферии Исландской

депрессии над Атлантическим океаном, над Средиземным морем, в Азии –

вдоль северной границы Тибетского нагорья, над Тихим океаном, над югом

США.

В южном полушарии прослеживаются четыре полярных фронта под 40–

50º ю. ш. над океанами. Концы полярных фронтов, проникающих вглубь

тропиков, называются пассатными фронтами. Они разделяют уже не

воздух умеренных широт и тропический, а разные массы тѐплого воздуха,

которые относятся к разным субтропическим антициклонам.

Тропические фронты (ТФ) проходят внутри тропиков, они почти

сливаются в один общий фронт. В январе тропические фронты проходят больше

над южным полушарием, отклоняясь к югу вместе с экваториальной

депрессией, в июле они смещены в северное полушарие – до Гималаев над

Индией, до низовьев Янцзы.

Таким образом, смещаясь к северу в период от января до июля, а в период

от июля до января– к югу, атмосферные фронты и воздушные массы являются

одним из важных критериев климатообразования. А расположение фронтов

позволяет определить, какие воздушные массы являются господствующими на

данной территории.

7.9. Циркуляция воздушных масс в тропиках

Пассаты – это восточные ветры, которые дуют от 30º ю. ш. к экватору и

имеют направление северо-восточное в северном полушарии и юго-восточное –

в южном полушарии. Они отличаются большой устойчивостью направления в

течение всего года. В 30-х широтах давление повышенное, над экватором

– пониженное, ветер, как уже говорилось, дует из области высокого

давления в сторону низкого давления и отклоняется под действием силы

Кориолиса в северном полушарии вправо, а в южном полушарии влево

(рис. 23).

Рис. 23. Схема потоков воздуха в зоне пассатов:

– изобара антициклона; – направление ветра вблизи земной

поверхности; – направление ветра над уровнем трения

Чем ближе к экватору, тем более возрастает вертикальная мощность

пассатов, т. е. высота слоя атмосферы, где воздействие пассатов является

определяющим. В районе 20º широты вертикальная мощность пассатов

составляет 2–4 км, вблизи экватора восточные ветры захватывают уже всю

тропосферу и стратосферу. Вверху над пассатами преобладают западные ветры,

которые называются антипассатами.

Внутритропическая зона конвергенции (ВЗК) – это переходная зона

между пассатами северного и южного полушарий. Она характеризуется

конвергенцией скорости, т. е. ослаблением скорости ветра и сходимостью линий

тока, по крайней мере в зоне трения. Конвергенция и возникновение волновых

и вихревых возмущений создают режим переменных ветров во

внутритропической зоне конвергенции и усиливают развитие конвекции, т. е.

перенос жидкости или воздуха в определенном направлении. Здесь

наблюдаются неустойчивые ветры – от штилей до шквалистых. Облака (Сu и Сb)

имеют большое вертикальное развитие и образуют мезомасштабные облачные

скопления, из которых выпадают обильные осадки. Ширина внутритропической

зоны конвергенции – несколько градусов широты.

Муссоны – воздушные течения над большой частью земной поверхности,

которые отличаются одним направлением ветра зимой и противоположным ему

– летом.

Тропические муссоны обусловлены тем, что экваториальная депрессия и

связанная с ней зона конвергенции отодвигаются в течение года от экватора в то

полушарие, где в данный момент лето (рис. 24).

35º ю. ш.

35º с. ш.

Экватор

Рис. 24. Потоки воздуха во внутритропической зоне конвергенции: I –

сходимость потоков воздуха вблизи экватора; II – сходимость пассатов на

большем расстоянии от экватора (летний экваториальный муссон); III –

экваториальная зона западных ветров

Поэтому режим восточных пассатных ветров, являющихся ни чем иным,

как зимним муссоном, сменяется режимом западных ветров – летним муссоном.

Особенно хорошо выражены тропические муссоны в экваториальной Африке, в

северной части Индийского океана и южной Азии (Индия, Индокитай, юг и

юго-запад КНР, Индонезия), в северной Австралии и близких к ней районах

океана.

Тропический циклон – это атмосферное возмущение с пониженным

давлением воздуха и штормовыми скоростями ветра, возникшее в тропических

широтах. Главной причиной тропического циклона является мощный подъем

нагретого влажного воздуха над большой площадью океана. Для возникновения

тропического циклона необходимы два условия.

1. Зона конвергенции должна быть отодвинута от экватора минимум на 5–

10º, так как от 0 до 5º широты отклоняющая сила вращения Земли мала.

2. Поверхность океана должна быть нагрета не ниже, чем до +27º.

Оба условия выдерживаются летом, поэтому и тропические циклоны

возникают летом и в начале осени.

Тропические циклоны характеризуются следующим: диаметр циклона

составляет несколько сотен километров, скорость ветра – до 20 м/с и более,

высокие барические градиенты, обильные ливневые осадки и сильные грозы.

Эти циклоны носят названия тропических штормов, если скорость ветра 18–

33 м/с, и тропических ураганов – при скорости ветра более 33 м/с. Облачность

в тропическом циклоне представляет собой почти сплошное гигантское

грозовое облако.

В самом центре циклона обычно находится небольшая зона (несколько

десятков километров в диаметре), свободная от мощных облаков и со слабыми

I II

III

ветрами, так называемый глаз бури или глаз циклона, где пониженное нисходящее

движение воздуха и высокий уровень конденсации, вследствие чего тихо, ясно.

Температура воздуха в тропическом циклоне выше, чем в окружающей

атмосфере, в связи с выделением огромного количества тепла при конденсации,

вертикальная стратификация очень неустойчива. В глазе бури температура воздуха

еще более высокая, это связано с нисходящими движениями воздуха. Создается

устойчивая стратификация атмосферы.

Тропические циклоны (ТЦ) перемещаются на запад по направлению

ветров в тропической зоне, при этом они отклоняются к высоким широтам.

Если циклон выходит из тропиков, он меняет направление и движется на

восток.

На земном шаре за год в среднем возникает около 80 тропических

циклонов. Около половины их остаются в тропиках и там затухают, другие

выходят во внетропические широты, где создают бедствия и потери во всех

видах человеческой деятельности, особенно, если они проходят над океанами и

прибрежными частями материков.

Возникают тропические циклоны в полосах от 5 до 20º северной и южной

широт. Существует четыре основных района образования циклонов.

1. Район Филиппинских островов, Южно-Китайского и Желтого морей,

где их называют тайфунами. Насчитывается в среднем до 28 тайфунов в год,

иногда их число достигает 50, половина из них – с ураганной силой ветра.

Тайфуны движутся вначале на запад и северо-запад. Если они достигают берегов

Китая, то быстро затухают над сушей. Но чаще, не достигнув материка, они

поворачивают к северо-востоку, нередко проходят через южные Японские острова

или около них, иногда достигая Камчатки.

2. Район Тихого океана к западу от Мексики, в Карибском море, в районе

Малых Антильских островов и в Мексиканском заливе в районе Больших

Антильских островов. Иногда эти циклоны заходят на материк в районе

Флориды и других Юго-восточных штатов США, нанося убытки хозяйству и

приводя к человеческим жертвам.

3. Район Бенгальского залива и Аравийского моря у берегов Индии.

4. В южном полушарии – район к востоку от Новой Гвинеи, между

Мадагаскаром и Маскаренскими островами в Индийском море, между северо-

западным побережьем Австралии и Кокосовыми островами, где эти циклоны

называются вили-вили.

7.10. Внетропическая циркуляция воздушных масс

Приведѐм важнейшие закономерности внетропической циркуляции

атмосферных воздушных масс.

1. Основная ее особенность – интенсивная циклоническая

деятельность. Циклоны перемещаются в направлении общего переноса с

запада на восток. В течение года во внетропических широтах каждого

полушария возникают сотни циклонов значительных размеров, хорошо

развитый циклон может иметь в поперечнике 2–3 тыс. км. Ветры достигают

штормовых скоростей на больших территориях, особенно это характерно для

южного полушария, отдельные порывы ветра могут доходить до 60 м/с.

Эволюция циклона продолжается несколько суток. Если он объединяется с

другими циклонами, то существует еще дольше и образует единую глубокую

обширную малоподвижную область низкого давления – так называемый

центральный циклон. В северном полушарии – это Исландская и Алеутская

депрессии (с давлением 925 гПа). В южном полушарии наиболее глубокие

циклоны – вдоль Антарктиды (с давлением 923 гПа). Антициклоны чаще

становятся малоподвижными и сохраняются так много дней. И если у

циклонов движение направлено к высоким широтам, то у антициклонов – к

низким. В тылу каждого из серии циклонов холодный умеренный воздух

проникает все дальше в низкие широты. Заключительный циклон дает мощное

вторжение умеренного воздуха в субтропическую зону, умеренный воздух при

этом прогревается как от земной поверхности, так и благодаря нисходящим

движениям в антициклоне и трансформируется в тѐплый воздух. В передней

части циклонов тѐплый воздух продвигается в высокие широты. В процессе

окклюзии циклонов он оттесняется от земной поверхности в верхнюю

тропосферу, но и там продолжает движение к высоким широтам. При этом он

охлаждается и, в конце концов, трансформируется в умеренный воздух. Таким

образом, при посредстве циклонов и антициклонов происходит обмен

воздухом между низкими и высокими широтами Земли.

2. Зональный тип циркуляции. Над значительной частью северного

полушария господствует хорошо выраженный западный перенос воздуха.

Это значит, что в крупномасштабном распределении давления высокое

давление занимает низкие широты, а низкое давление – высокие широты, а

общий перенос воздуха происходит с запада на восток. В этом же

направлении перемещаются циклоны и антициклоны.

3. Меридиональный тип циркуляции. Во внетропических широтах

имеются интенсивные высокие малоподвижные циклоны и антициклоны,

расположенные рядом друг с другом. Они простираются до больших

высот, нарушая западный перенос воздуха в тропосфере. Обмен воздуха

между высокими и низкими широтами при меридиональном типе

циркуляции происходит интенсивнее, чем при зональном типе. Даже в высоких слоях тропосферы воздушные течения приобретают

большие меридиональные составляющие. В передних частях циклонов и в

тыловых частях антициклонов устанавливаются мощные воздушные течения,

которые направлены из низких широт в высокие, а в тыловых частях циклонов

и в передних частях антициклонов, наоборот, из высоких широт – в низкие.

Обмен воздухом между высокими и низкими широтами происходит

интенсивнее, чем при зональном типе, происходят глубокие затоки

арктического воздуха на юг и тропического воздуха – на север.

В южном полушарии зональный тип циркуляции воздуха чаще и сильнее,

чем меридиональный и чем в северном полушарии.

Внетропические муссоны. Внетропические муссоны характерны только

для северного полушария, так как в южном полушарии в этих широтах нет

суши. Внетропические муссоны наиболее выражены на Российском Дальнем

Востоке, на северо-востоке Китая, в Японии, менее отчетливо – в северной

Азии и в некоторых районах субтропиков.

7.11. Местные ветры

Часто под влиянием физико-географических условий, присущих

конкретной местности, возникают местные циркуляции воздуха (ветры),

оказывающие заметное влияние на погоду. Наиболее распространенными из

местных ветров являются бризы, бора, горно-долинные, фѐны и др.

Бризы – местные ветры с суточной периодической сменой направления,

образующиеся у береговой линии морей и крупных озер. Причиной их

возникновения является неравномерное нагревание и охлаждение в течение

суток суши и водной поверхности. В связи с чем в нижнем слое воздуха

устанавливается барический градиент, ориентированный с моря на сушу, а с

ним устанавливается морской (или дневной) бриз, когда ветер дует с моря на

сушу. В ночное время картина меняется на противоположную, и образуется

береговой (или ночной) бриз, дующий с более охлажденной суши на море.

Морской бриз начинает проявляться с 8–10 часов утра, достигая максимума

после полудня, затем постепенно затухает к заходу солнца. Береговой бриз

образуется после захода солнца и продолжается до 8–9 часов следующего дня.

Между сменой морского бриза на береговой, когда контраст температур

между сушей и морем минимальный, устанавливается штиль. Скорость ветра

при бризах порядка 3–5 м/с, а в тропиках и больше. Вертикальная мощность

бризов составляет несколько сот метров, иногда достигая километра и более.

Наиболее выражены бризы летом при ясной устойчивой погоде. При

прохождении циклонов их ветры маскируют бризовую циркуляцию, и она

теряет свое значение. Морские бризы, иногда существенно, влияют на

погоду в береговой полосе, ширина которой до 20–40 км, вызывая

понижение температуры (на 10 ºС и более) и повышение влажности (до 40

% и более). В пределах России достаточно устойчивые бризы

наблюдаются у берегов Чѐрного, Каспийского, Балтийского морей, а в ряде

случаев и на побережьях крупных озер: Ладожское, Онежское и др. Бора – сильный порывистый ветер, образующийся из-за перетекания

холодного плотного воздуха через прибрежные невысокие горы в сторону моря,

где располагается область теплого менее плотного воздуха. В зимнее время бора

приносит сильное похолодание и может дуть от одних суток до недели. При

этом случается понижение температуры на 25 ºС и более, а ветры усиливаются

до 40–60 м/с. Бора распространяется в сторону моря на несколько километров,

чаще не далее 10 км, и может причинить большие разрушения городам и

портам. Бора наблюдается на черноморском побережье Кавказа в районе города

Новороссийска (в среднем около 46 дней в год), где называется норд-остом, на

Апшеронском полуострове – нордом, в долине Роны на побережье

Рис. 8.

Распред

еление

средних

годовых

количес

тв

осадков

(мм/год)

995

Средиземного моря – мистралью, на Байкале – сармой. Аналогичные ветры, но

меньшей силы, свойственны многим горным странам умеренного пояса.

Фѐн – теплый, иногда горячий, сухой и порывистый нисходящий ветер,

дующий с гор в долины. Наиболее типичный фѐн возникает в случае, когда

воздушное течение общей циркуляции атмосферы переваливает через горный

хребет значительной высоты. При поднятии воздуха по наветренному склону он

будет охлаждаться в среднем на 0.6 ºС на каждые 100 м высоты

(влажноадиабатический процесс), при этом выделяется скрытая теплота

парообразования. При опускании воздуха по другому (подветренному) склону

будет наблюдаться сухоадиабатический процесс, при этом температура

повышается на 1 ºС на каждые 100 м высоты.

Таким образом, при поднятии по наветренному склону воздух не только

охлаждается, но и увеличивается его относительная влажность (до 100 %), и

наблюдается такая закономерность до достижения уровня конденсации и

выпадения осадков. На перевальную точку горного хребта воздух приходит

значительно иссушенным, а при опускании к подножью – более нагретым и

сухим (рис. 25). Скорость ветра достигает 15–20 м/с. Изменение температуры

скоротечно может повыситься на 10 ºС, а относительная влажность –

понизиться до 10 %.

Рис. 25. Схема образования фѐна

Чаще вышеописанного встречается другой вид фѐна – антициклональный

фѐн. Образуется он в том случае, когда над горной страной развит антициклон.

Опускание воздушных масс в центральной части антициклона, начавшееся в

свободной атмосфере, захватывает одновременно оба склона хребта. Более того,

любое опускание воздуха в свободной атмосфере производит эффект фѐна.

Таким образом, фѐн – это не случайный и редкий местный ветер, а одна из

черт климата. Фѐны наблюдаются в Альпах, Пиренеях, на Кавказе, в горах

Средней Азии и других горных системах в течение всего года, но особенно

зимой и весной. Образование фѐнов весной может вызвать ускоренное таяние

снегов и катастрофический разлив рек, а летом – гибель сельскохозяйственных

t = –3 ºС

t = 3 ºС

t = 9 ºС

t = 15 ºС; r = 60 % t = 28 ºС; r = 20 %

t = –2 ºС; r = 100 %

t = 8 ºС

t = 18 ºС 1 000 м

2 000 м

3 000 м

культур. Фѐны могут повысить увлажнение возвышенных поверхностей, что в

определенных климатических условиях весьма благоприятно.

Горно-долинные ветры – ветры местной циркуляции в горных районах с

суточным периодом. Днем ветры дуют вверх по склонам и вверх по дну долины –

долинный ветер, а в ночное время направление ветра меняется на

противоположное, он дует вниз по склонам и вниз по дну долины. И это – горный

ветер. Возникают горно-долинные ветры вследствие различий в нагревании и

охлаждении атмосферы над гребнями хребтов, над склонами и дном межгорной

долины и прилегающими к горной системе равнинами. Механизм образования

горно-долинных ветров аналогичен описанному ранее механизму образования

бризов, скорость их может достигать 10 м/с и более. Горно-долинные ветры

выражены во многих долинах и котловинах горных стран (Кавказа, Альп, Памира

и др.), особенно в теплое полугодие.

Шквал – резкое кратковременное усиление ветра на ограниченных

территориях, сопровождающееся изменением его направления.

Продолжительность шквалов составляет обычно несколько минут, скорость

ветра может достигать 20 м/с и более. Шквалы, как правило, связаны с кучево-

дождевыми, грозовыми облаками. Если это облака местной конвенции – шквалы

называются внутримассовыми, если облака холодного фронта – то

фронтальными. В обоих случаях наблюдается вихревое движение воздуха в

облаках и под облаками, при этом в передней части кучево-дождевого облака

возникает сильное восходящее движение воздуха, а в центральной и тыловой

частях – нисходящее, создаваемое ливневыми осадками, увлекающими за собой

воздух (рис. 26). Возникающее вихревое движение вовлекает в себя воздух

смежных районов.

Рис. 26. Движение воздуха при шквале

Смерч – атмосферный маломасштабный вихрь с вертикальной осью,

возникающий в грозовом облаке и распространяющийся до земли над водной

поверхностью. Над сушей подобный вихрь называется тромбом, а в Северной

Америке – торнадо. Смерч имеет вид столба с диаметром от нескольких

метров до нескольких сотен метров и формой с воронкообразными

расширениями сверху и снизу. Для него характерно быстрое вращение воздуха

со скоростью до 50–100 м/с с одновременным подъемом по спирали, при этом

снизу втягиваются пыль, вода и различные предметы.

Смерч обычно образуется в условиях сильной неустойчивости

атмосферной стратификации и перемещается вместе с облаком со скоростью

10–20 м/с (скорость движения тромба ещѐ выше – 50–100 м/с). Время

существования смерчей измеряется минутами, тромбов – десятками минут, а

иногда и несколькими часами. За это время вихрь может продвинуться от

нескольких километров над морем, до десятков и даже сотен километров над

сушей. Если смерчи обладают относительно меньшей разрушительной силой,

то тромбы, сопровождаемые грозой, ливневыми осадками, градом, производят

значительные разрушения на земной поверхности. Срываются и разрушаются

строения, вырываются с корнями деревья, переносятся смерчем люди и

животные, уничтожаются линии электропередач и т. п. Тромбы наиболее часто

наблюдаются между Скалистыми горами и Аппалачами (США), в среднем

около 200 торнадо в год (в отдельные годы до 800, а в 1999 г. их

зарегистрировано более 1 000). В Европе тромбы сравнительно редки и

наблюдаются, как правило, в жаркую летнюю погоду, в послеполуденные

часы в воздушных массах тропического происхождения с большими

вертикальными градиентами температуры. В целом смерчи (тромбы) являются

разрушительными стихийными бедствиями.

8. КЛИМАТООБРАЗОВАНИЕ. КЛИМАТООБРАЗУЮЩИЕ ФАКТОРЫ

В предыдущих разделах настоящего пособия рассмотрены атмосферные

явления, как результат взаимодействия трех климатообразующих процессов,

действующих на Земле: теплооборота, влагооборота и общей циркуляции

атмосферы. Все процессы взаимосвязаны. Например, на тепловой режим

подстилающей поверхности, а также и атмосферы в целом, влияет облачность,

задерживающая приток прямой солнечной радиации. Образование облаков –

это один из элементов влагооборота, который, в свою очередь, зависит от

тепловых условий подстилающей поверхности и атмосферы, а они – от

адвекции тепла, т. е. от общей циркуляции атмосферы. Общая циркуляция

создает перенос водяного пара и облаков и тем самым влияет на влагооборот, а

через него – и на тепловые условия.

Основным содержанием климатологии является изучение географических

закономерностей в приходо-расходе лучистой энергии, в теплообмене и

влагообмене между земной поверхностью и атмосферой на всем земном шаре,

т. е. глобального климата, и в отдельных областях земного шара – локального

климата.

Климатология служит связующим звеном между метеорологией и

географией. В географии климатология занимает одно из первых мест,

поскольку атмосферные процессы определяют ход многих явлений на земной

поверхности. Климат в широком смысле можно определить как совокупность

всех внешних радиационных, гидротермических, механических воздействий на

земную поверхность.

В предыдущих разделах, когда были рассмотрены процессы

распространения солнечной радиации, температура, влажность, ветры в

атмосфере, постоянно учитывались их суточный и годовой ходы,

непериодическая изменчивость и пространственное распределение, т. е.

рассматривалась их географическая обусловленность. Основываясь на этих

материалах, можно обозначить ряд климатообразующих факторов.

Итак, основными географическими климатообразующими факторами

являются: географическая широта, высота над уровнем моря, распределение

суши и воды на поверхности земного шара, орография, океанические течения,

растительный, снежный и ледяной покровы. Особое место занимает

деятельность человека, оказывающая значительное влияние на изменение

климата через изменение географических условий.

От географической широты напрямую зависят зональность климата и

распределение элементов климата. Так, солнечная радиация поступает на

земную поверхность в строгой зависимости от географической широты, которая

определяет полуденную высоту солнца и продолжительность солнечного

сияния. Зональность лежит в основе распределения температуры воздуха,

осадков, испаряемости и других метеорологических элементов.

Высотная географическая зональность заключается в том, что в горах

изменение метеорологических величин с высотой создает изменение всего

комплекса климатических условий. Например, атмосферное давление с высотой

падает, солнечная радиация и эффективное излучение – возрастают, температура

воздуха и амплитуда ее суточного хода – убывают. В горах, как и на равнине,

происходит смена климатических зон, но смена их с высотой происходит гораздо

скорее, а протяженность зон значительно меньше (несколько километров), тогда

как на равнине протяженность климатических зон может измеряться тысячами

километров.

Смена климатических поясов в горах обусловлена, во-первых, изменением с

высотой радиационного баланса и зависящего от него падения температуры

воздуха – 6 ºC на 1 км, а во-вторых, изменением баланса влаги.

Исходя из этих двух особенностей, различают два основных типа

вертикальной поясности: океанический и континентальный. Им соответствуют

влажный и относительно сухой климаты.

При океаническом типе высотной поясности еще на равнине начинается

пояс древесной растительности, с высотой он сменяется широколиственными

(дубовыми, выше буковыми), затем темнохвойными лесами. Выше идет

субальпийский пояс кустарниково-стланиковой растительности (рододендроны),

чередующийся с лугами. Еще выше – пояс альпийских низкотравных лугов, и,

наконец, пояс многолетнего снега и льда. Такая зональность отмечена в

Альпах, Карпатах, на западных склонах Кавказских гор и в других горах,

отличающихся обильным увлажнением.

Континентальный тип высотной поясности отмечается в горах,

расположенных в сухом климате, где ниже лесного пояса отмечается

ксерофитная растительность степей, полупустынь и даже пустынь. Выше зоны

лесов идут субальпийские луга и нивальная зона (ледники, снег). Такая смена

поясов отмечена в горах Восточного Закавказья, на Южном Урале, Алтае, в

горах Средней Азии и в других горных системах, расположенных в сухом

климате субтропических и тропических широт. Например, в Северном Тянь-

Шане на склонах северной экспозиции с высотой пустынный пояс сменяется

пустынно-степным и сухостепным, выше – лиственно-лесным и хвойно-

лесным, субальпийским луговым, альпийским луговым и, наконец, –

гляциально-нивальным. Граница земледелия в таких горах близка к границе

леса. Так, в умеренных широтах она лежит на высоте 1 500 м, в тропиках и

субтропиках – 4 000 м, а на Тибетском нагорье – даже выше 4 600 м.

Распределение суши и моря является эффективным фактором

климатообразования. Именно с этим фактором связано деление климата на

морской и континентальный типы, что вызвано следующими причинами.

1. Различие теплопроводности. На суше тепло распространяется в более

глубокие слои медленно, в толще воды процесс идет эффективнее. Однако

участие больших масс воды приводит к тому, что их нагревание и охлаждение

происходят в десятки раз медленнее, чем на суше.

2. Более глубокое проникновение солнечной радиации в воду в

сравнении с почвой. На суше солнечная радиация поглощается верхним

слоем почвы, толщиной в десятые доли сантиметра, в океане – до 10–100

метров.

3. Почти вся поглощаемая водой солнечная радиация идет на

нагревание воды, и только незначительная ее доля (около 0,4 %) расходуется

на нагревание воздуха над водой. Суша, наоборот, отдает в воздух от 30 до 85

% тепла, т. е., в отличие от суши, вода почти полностью и на

продолжительное время аккумулирует тепло поглощенной солнечной

радиации.

4. Водная поверхность отличается небольшой шероховатостью по

сравнению с поверхностью суши. Это вызывает увеличение скорости ветра над

морем.

Исходя из вышеперечисленных различий, можно сделать ряд выводов.

1. Радиационный баланс океана (Rок) больше радиационного баланса

суши (Rс). Значительные контрасты R и других составляющих теплового

баланса океана и суши имеют большое погодо- и климатообразующее значение.

2. Различны суточные колебания температур (t). Суточные колебания

температуры воздуха (tв) над океаном невелики и обусловлены, как установил

А.И. Воейков, непосредственным нагреванием воздуха потоком радиации, а не

нагреванием его от водной поверхности. Годовой ход температуры

определяется, прежде всего, радиационным балансом (R) и суммарной

радиацией (Is), но своеобразие вносит соотношение протяженности океанов и

морей. На океанах, помимо снижения амплитуды температур, наблюдается

запаздывание еѐ максимумов и минимумов на 1–2 месяца. Поэтому весна в

океанических климатах холоднее осени, а в континентальных – наоборот.

3. Влияние суши и моря различно сказывается и на атмосферном

давлении. Годовой ход давления над океанами противоположен годовому ходу

давления над сушей, что обусловлено прежде всего различием термического

режима.

4. Океаны являются основным поставщиком влаги в атмосферу. По

данным М.И. Будыко, со всей поверхности суши за год испаряется 420 мм

влаги, а с поверхности Мирового океана – 1 260 мм.

5. Относительная влажность в океанических районах больше, чем в

континентальных, соответственно, в океанических районах больше облачность,

особенно летом, больше пасмурных дней и дней с туманами, меньше

продолжительность солнечного сияния.

Таким образом, влияние моря и суши на режим метеорологических

элементов разносторонне и велико, именно поэтому во всех зонах земного шара

в зависимости от характера подстилающей поверхности выделяются морской и

континентальный типы климата.

Влияние рельефа суши на климат также велико и неоднозначно. Все

горные хребты активизируют циклоническую деятельность, вызывают

интенсивный подъем воздуха вдоль склонов, усиливают процессы

облакообразования и выпадения осадков на наветренных склонах. Горные

хребты очень часто являются основными рубежами для воздушных масс,

особенно для холодного воздуха (ХВ). Холодные фронты (ХФ) переваливают

только через невысокие возвышенности, тогда как высокие горы обычно

огибаются ими. При этом возможно образование орографической окклюзии, с

которой связаны периоды продолжительной ненастной погоды в горах.

Мощными препятствиями для холодного воздуха являются Кавказский хребет,

Альпы, Карпаты, Крымские горы, Алтай. Такие горы, как Кордильеры, Анды,

Урал, обостряют климатические различия и способствуют климатическому

расчленению территорий.

Океанические течения влияют на температуру воздуха и на атмосферную

циркуляцию. Океанические течения устойчивы по направлению, мощности и

температуре, поэтому их влияние на атмосферу стабильно и существенно.

Морские течения возникают в основном под действием циркуляции атмосферы

и имеют важную роль в межширотном переносе тепла и холода. Холодные

течения усиливают устойчивость стратификации атмосферы и тем самым

ослабляют вертикальную составляющую обмена воздуха и водяных паров.

Холодные течения усиливают бездождье, результатом чего является

образование пустынь. В результате воздействия Перуанского холодного течения

появляется пустыня Атакама (Южная Америка), Бенгальского – пустыня Намиб

(Южная Африка), Канарского – пустыня Сахара, Калифорнийского – пустыня

Долина Смерти (Северная Америка). Например, самое мощное холодное

течение, Перуанское, в Тихом океане способно охлаждать температуру

прилегающих районов на 10–12 ºС и даже в районе экватора – на 3–4 ºС. Над

районами холодных океанических течений увеличивается повторяемость

туманов, особенно сильные туманы формируются у берегов Нью-Фаундленда

(север Канады), где воздух достаточно быстро переносится с теплых вод

Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения.

Теплые течения, в отличие от холодных, способствуют развитию

конвекции, а, следовательно, увлажнению воздуха в нижних слоях атмосферы

до значительных высот. Возникает неустойчивость стратификации, которая

усиливается зимой. Нередко это приводит к зимней грозовой деятельности даже

в таких северных районах, как побережье Норвегии. Наиболее крупные теплые

морские течения – Гольфстрим, Куро-Сиво, их значение и их мощность

усиливаются тем, что они располагаются на пути крупнейших атмосферных

переносов. Поэтому эти течения становятся почти постоянным ложем для

полярно-фронтовых циклонических образований. К теплым океаническим

течениям обычно приурочены зоны повышенного количества осадков, а

температура воздуха над ними резко возрастает, т. е. они оказывают отепляющее

влияние на прилегающие территории.

Теперь рассмотрим влияние на климат растительного, снежного и

ледяного покровов. Растительность усложняет условия тепло- и влагообмена

в приземном слое воздуха. Значительная часть солнечной радиации

поглощается растениями, и к почве проникает лишь небольшая ее доля.

Альбедо травянистой и кустарниковой растительностей изменяется от 15 до

30 %. Поэтому днем температура припочвенного воздуха среди растений

обычно ниже, чем над оголенным местом. Ночью поверхность растений

увеличивает эффективное излучение, и под пологом растений ночью

температура выше, чем над оголенной поверхностью.

Растительность уменьшает суточную амплитуду температуры в воздухе и

почве и снижает средние значения температуры. Значительное, своеобразное

и сложное влияние на климат имеет лес. Лесная растительность поглощает от

80 до 95 % солнечной радиации. Основная часть ее задерживается кроной

леса (его деятельным слоем), и лишь небольшая часть проникает в

подкронное пространство. Лес с одной стороны задерживает поступление

тепла под крону, с другой – препятствует потере тепла в ночное время, поэтому

под пологом леса суточные и годовые колебания температур сглажены. Для

леса характерна высокая влажность воздуха. Влага поступает с листьев крон

деревьев и сохраняется под пологом леса в результате застоя воздуха. Но на

уровне деятельной поверхности, т. е. на уровне крон деревьев, имеющих

высокую дневную температуру, относительная влажность может быть

понижена.

Механизм и сам размер влияния леса на осадки до конца не изучены.

Многими авторами установлено, что на территории, занимаемой лесом, осадки

за летние месяцы увеличиваются, что можно объяснить влиянием

шероховатости поверхности лесных массивов. Количество задержанных

кронами деревьев осадков напрямую зависит от силы дождя и от пород

деревьев, составляющих лес. Слабые осадки (до 3 мм) почти полностью идут на

смачивание крон, и даже при сильных дождях 1/5 часть осадков не попадает

внутрь леса.

Снежный покров уменьшает потерю тепла почвой и сглаживает

колебания температур, так как снег отражает солнечную радиацию днем и

охлаждается путем излучения ночью. Для снежного покрова характерны

частые инверсии температур, зимой они связаны с радиационным

выхолаживанием, весной – с таянием снега. Весеннее таяние снежного

покрова обогащает влагой почву, что имеет большое значение для климата

теплого времени года, а высокое альбедо снежного покрова приводит к

усилению рассеянной радиации, что в свою очередь увеличивает суммарную

радиацию и освещенность. Вечный снег и ледники покрывают примерно 11

% территории суши. Ледяной покров обладает большой отражательной и

излучательной способностью, выступает в роли своеобразного

«холодильника» для воздуха, понижает температуру воздуха, способствует

выпадению влаги в виде изморози и тем самым иссушает воздух. В

результате этого, в полярных областях образуются климаты, отличающиеся

суровостью и сухостью.

9. КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ

Климатические условия на Земле отличаются многообразием. Это создаѐт

необходимость выделения определѐнных типов климата, создания их

классификации и изучения их распространения по земной поверхности.

9.1. Классификация климатов В. Кеппена

Поверхность земного шара по температурному режиму и степени

увлажнения В. Кеппен делит на 8 климатических поясов.

Пояс влажного тропического леса расположен по обе стороны от

экватора. Средняя температура воздуха (t) самого холодного месяца не ниже

18 ºС, годовая сумма осадков (r) не меньше 750 мм.

Далее по обе стороны от тропического пояса расположены два пояса

сухого климата. Здесь годовая сумма осадков малa, а испаряемость (E0) при

высоких температурах – велика. В этом поясе выделяются два типа климата:

климат степей и климат пустынь.

За этими поясами следуют два пояса с умеренно теплым климатом, где

зимы часто проходят без регулярного снежного покрова. Со стороны экватора

каждый из этих поясов ограничен изотермой 18 ºС самого теплого месяца, а со

стороны полюса – изотермой –3 ºС самого холодного месяца. В эти пояса

попадают, например, страны Западной Европы (кроме Скандинавии),

Средиземноморье, восточный Китай, юго-восточные штаты США. В этом поясе

выделяют три типа климата: умеренно теплый с сухой зимой, умеренно

теплый с сухим летом, умеренно теплый с равномерным увлажнением.

В северном полушарии выше (по широте) расположен пояс умеренно

холодного климата с устойчивым снежным покровом зимой. Его границей на

юге является изотерма –3 ºС самого холодного месяца, а на севере – изотерма

+10 ºС самого теплого месяца. Это климат лесной зоны.

И наконец – две области полярного климата. Они ограничены изотермой

+10 ºС самого теплого месяца. Здесь выделено также два типа климата: климат

тундры, который хорошо выражен в северном полушарии и почти отсутствует

в южном (встречается только на о. Огненная земля и на о. Земля Грейама);

климат постоянного мороза – Арктический бассейн и почти вся Антарктида.

К этому поясу Кеппен относит и климат высокогорных районов.

9.2. Классификация климатов Л.С. Берга

Классификация климатов Л.С. Берга основана на ландшафтном подходе.

Климат – главный компонент ландшафта и климатические зоны совпадают с

ландшафтно-географическими, границы которых выявляются по характерным

признакам ландшафта – растительность, почвы, воды, климат. Берг различает 11

типов климатов низин и 6 типов климатов высоких плато.

9.3. Классификация климатов Б.П. Алисова

Б.П. Алисов предложил классификацию климатов, исходя из циркуляции

атмосферы. Он выделил 7 основных климатических зон: экваториальную, две

тропические, две умеренные, две полярные. Климат каждой зоны образуется

под влиянием воздушной массы (ВМ) только одного типа. Для образования

экваториальной зоны климата решающее значение имеют экваториальные

воздушные массы (ЭВМ), для тропической – тропические (ТВМ) и,

соответственно, для умеренной, полярной, арктической или антарктической –

умеренные (УВМ), полярные (ПВМ), арктические или антарктические

воздушные массы (АВМ, АнтВМ).

Между основными зонами Б.П. Алисов различает 6 переходных зон (по 3 в

каждом полушарии), для которых характерна сезонная смена воздушных масс

(ВМ). Это две субэкваториальные зоны или зоны тропических муссонов, в

которых летом преобладает экваториальный, а зимой тропический воздух, две

субтропические зоны, в которых летом преобладают тропические воздушные

массы, а зимой – умеренные воздушные массы; зоны субарктическая и

субантарктическая, где летом преобладают умеренные воздушные массы, а

зимой – арктические или антарктические воздушные массы.

Границы зон определяются по среднему положению климатологических

фронтов. Так, тропическая зона располагается между летним положением

тропических фронтов и зимним положением полярных фронтов. Поэтому

круглый год она будет занята тропическим воздухом. Субтропическая зона

находится между зимним и летним положением полярных фронтов, поэтому

зимой она находится в зоне действия полярных воздушных масс, а летом –

тропического воздуха. Аналогично определяются и границы других зон.

В каждой широтной зоне различаются 4 типа климата: материковый,

океанический, климат западных берегов и климат восточных берегов.

Различия между материковым и океаническим типами климата определяются

свойствами подстилающей поверхности, а между климатами западных и

восточных берегов континентов – циркуляцией атмосферы и океаническими

течениями.

I. Экваториальный климат. Располагается к северу от экватора до

широты 5–10º. Очень равномерный годовой ход суммарной солнечной

радиации и температуры. Средняя многолетняя температура сохраняется в

пределах 24–28 ºС в течение года, годовая амплитуда температур не больше 1

ºС, максимальные температуры редко превышают +35 ºС, а минимальные – не

ниже +20 ºС. Осадки обильны, имеют ливневый характер и часто

сопровождаются грозами. В горах Индонезии, в Центральной Африке, в

бассейне Амазонки их больше 6 000 мм в год, у подножия пика Камерун

(Африка, 4.1º с. ш. и 90º в. д.) – 9 655 мм, это области влажных тропических

лесов.

Велика относительная влажность. Даже в самом сухом месяце года она

выше 70 %, а в устье Амазонки – более 90 %, также велико испарение.

Климат тропических муссонов (субэкваториальный) – бассейны

Индийского, Тихого океанов, Южная Азия, тропическая Африка и Южная

Америка. Внутритропическая зона конвергенции вместе с экваториальной

депрессией два раза в год перемещается через эти районы, здесь происходит

смена зимнего и летнего муссонов, а тропический воздух сменяется

экваториальным, годовая амплитуда температур растет с географической

широтой, очень неравномерно распределяются осадки. С ростом широты они

убывают, особенно в глубине материков, где их количество не превышает 167

мм/год.

Напротив, на склонах гор, обращенных к летнему муссону, количество

осадков резко возрастает. Так, в Черрапунджи (Индия, 25.3º с. ш. и 91.8º в.

д.) отмечены максимальные годовые суммы осадков на земном шаре – 11 020

мм, а на острове Кауаи (Гавайские острова) – 12 000 мм. В связи с

воздействием муссонов характерна сухая зима, когда муссоны дуют с материка,

и очень влажное лето, когда муссоны дуют с океана. Поэтому для климата

тропических муссонов характерен ландшафт саванн, т. е. тропической

лесостепи.

Тропический, или пассатный климат. Это климат субтропических

антициклонов. Наблюдается в Северной и Южной Африке, Аравии, в большей

части Австралии, т. е. в тех районах по обе стороны экватора, где нет смены

тропических муссонов. Это пояс тропических пустынь, в который входят

Сахара, Аравийская пустыня, пустыни Австралии и прочие. Разность между

поглощѐнной радиацией и эффективным излучением здесь меньше, чем в

экваториальном поясе, что можно объяснить высоким альбедо и достаточно

большим эффективным излучением, осадков предельно мало, облачность

практически отсутствует. Все это ведет к очень низким затратам тепла на

испарение.

Лето исключительно жаркое, средняя температура самого теплого месяца

не меньше +26 ºС. Именно в этой зоне отмечены самые высокие температуры

на земном шаре: +57, +58 ºС.

Зима теплая, температура самого холодного месяца от +10 до +22 ºС,

годовые амплитуды температур составляют 15–20 ºС, суточные доходят до

40 ºС.

Осадки выпадают редко, годовые суммы осадков от 250 до 100 мм и

меньше. Бывают годы, когда дожди не выпадают совсем.

II. Субтропические климаты. Эти типы климатов располагаются в

районах от 25º до 40º северной и южной широты. Климат определяется

резкой сезонной сменой циркуляции воздушных масс атмосферы. Летом зоны высокого давления и полярные фронты смещаются в более

высокие широты, а субтропики захватываются тропическим воздухом из более

низких широт.

Зимой полярные фронты смещаются к низким широтам, а в субтропики

проникает умеренный воздух. Различают четыре варианта субтропических

климатов: внутриконтинентальный, средиземноморский, муссонный,

океанический.

Климат умеренных широт. На климате умеренных широт остановимся

несколько более подробно. Как и предыдущие климаты, он определяется в

первую очередь циркуляцией атмосферы и разностью между поглощѐнной

радиацией и эффективным излучением, которая существенно изменяется по

сезонам: летом эта разность высока, зимой на материках отрицательна. Вторая

особенность климата умеренных широт – повышенная интенсивность

циклонической деятельности. Режим погоды здесь очень изменчив, часты

вторжения воздушных масс, как из полярных, так и из субтропических широт,

что вызывает резкие колебания температуры воздуха. В северном полушарии

отчетливо выражены морской и континентальный типы климата умеренных

широт, в южном полушарии – континентальный тип климата отсутствует.

На основании вышесказанного Б.П. Алисов выделяет несколько типов

климата умеренных широт.

1. Внутриконтинентальный климат умеренных широт. Этот тип

климата встречается в Евразии и в Северной Америке. Характеризуется теплым

летом и холодной зимой с устойчивым снежным покровом. Годовая амплитуда

температур велика, растет с удалением вглубь материка и с запада на восток.

Рассмотрим типичные черты климата в Евразии. В южной части

умеренных широт Евразии зимой преобладает режим высокого давления.

Именно в этих широтах располагается центр зимнего антициклона с отрогом,

направленным в южную часть Европы, поэтому зимние осадки здесь очень

незначительны и убывают вглубь материка. Снежный покров невысок, а в

Забайкалье, вблизи центра антициклона, практически отсутствует, что

усугубляется суровой зимой.

Летом здесь нередки антициклоны субтропического типа, несущие жаркую

и сухую погоду, осадков за год выпадает крайне мало – от 200 до 450 мм. В

целом летнее время характеризуется высокими температурами, высокой

испаряемостью, недостаточным увлажнением.

В результате, начиная от Молдавии, через южные районы Европейской

территории России и дальше за Урал до Монголии включительно тянутся степи,

в которых летом формируются засушливые условия. В Прикаспийской

низменности степи переходят в полупустыню, а за Уралом, в северной части

Туранской низменности (в Казахстане) – даже в пустыню, т. е. в область с

постоянно сухим (аридным) климатом. Под одной и той же широтой с удалением

на восток понижается температура зимы и убывает количество осадков,

ландшафт при этом меняется от степного до полупустынного и пустынного.

Средние температуры лета изменяются от +20 до +25 ºС, зимы от –4 до –15

ºС, количество выпадающих осадков уменьшается от 380 до 120 мм.

В более высоких широтах умеренного пояса Евразии лето менее жаркое, но

все же очень теплое, зима более суровая и больше выпадает осадков за год.

Континентальность также растет с запада на восток, главным образом за счет

понижения температуры зимы, возрастают годовые амплитуды температур и

убывают осадки, снежный покров здесь выше и лежит дольше. Это зона

смешанных и лиственных лесов. Сравним климатические условия в некоторых ее

пунктах. В Москве средняя температура июля составляет +18 ºС, января – около –

10 ºС, годовое количество осадков – 600 мм; в Казани, соответственно, +20 ºС, –

13 ºС, 459 мм; в Новосибирске: +19 ºС, –19 ºС, 425 мм. Максимум осадков везде

приходится на лето.

Еще севернее располагается зона тайги, которая тянется от Скандинавии до

Тихого океана, с теми же закономерностями в изменении климата, но с большей

суровостью зимы, к востоку южная граница этой зоны смещается к более

низким широтам. Климат тайги прослеживается даже в Забайкалье, хотя этот

район по широте находится южнее Москвы, но в Забайкалье он граничит сразу

со степным климатом, зона лиственных лесов исчезает. Самый же северный

регион, куда распространяется зона тайги и присущий ей климат – полуостров

Таймыр.

Лето в зоне тайги такое же жаркое, как и в более низких широтах, но

зима гораздо холоднее, именно за счет зимы климат здесь наиболее

континентальный. Осадков выпадает столько же, как и в зоне лиственных

лесов, увлажнение, в общем, достаточное, а в Западной Сибири встречаются

отдельные районы даже с заболачиванием. В качестве примера приведем

отдельные многолетние значения метеоэлементов по некоторым населенным

пунктам умеренных широт. В Каргополе, расположенном на 61.5º с. ш. и

38.9º в. д., средняя температура июля составляет +17 ºС, января – около –12

ºС, среднегодовое количество осадков – 540 мм. В Енисейске (координаты:

58.4º с. ш. и 92.1º в. д.) средние значения температур, соответственно, +18

ºС и –22 ºС при среднегодовом количестве осадков 460 мм. В Якутске,

координаты которого 62º с. ш. и 129.6º в. д., следующие значения

вышеозначенных величин: +19 ºС, –44 ºС и 190 мм осадков в год.

Наибольшей величины континентальность климата достигает в Якутии.

На материке Северной Америки те же типы климата умеренных широт

распределяются очень сложно под влиянием орографии. Например,

западные районы внутренней части материка защищены от Тихого океана

Скалистыми горами. В результате, влажные воздушные массы с Тихого

океана не проникают во внутренние области американского Запада, и здесь

господствуют пустыни и степи, в то время как на тех же широтах на востоке

– лиственные леса. Севернее, большая часть Канады занята тайгой. Самый

северный регион, куда проникает тайга, – Аляска.

Метеорологические характеристики климатов умеренной зоны западного

полушария следующие:

в степной зоне средняя температура июля составляет +25 ºС, января –

около –1 ºС, количество осадков за год – 395 мм;

в зоне лиственных лесов, соответственно, +23 ºС, –4 ºС, 815 мм;

в зоне тайги, соответственно, +17 ºС, –20 ºС, 406 мм.

Климат горных районов в умеренных широтах. В горных районах

умеренных широт температуры ниже, чем на низменности, и температурный

режим разнообразнее, что определяется в первую очередь высотой местности и

особенностями рельефа. В целом, общее количество осадков убывает по

направлению с запада на восток, но в горах их распределение имеет ряд

особенностей. В горах осадки обильнее, чем на прилежащих равнинах, причем

значительно обильнее на наветренных склонах и гораздо меньше – на

подветренных и в замкнутых котловинах. Поэтому на наветренных склонах

накапливается большой снежный покров и снижается снеговая линия.

Основные параметры климата некоторых горных районов Земли

приведены ниже:

Горы Тянь-Шаня и Памира: температура июля +17 ºС, января – около –7

ºС, годовое количество осадков более 2 000 мм на наветренных склонах и

меньше 150–100 мм – на подветренных;

высокогорные области Саян и Алтая: средние температуры июля

составляют от +14 до +16 ºС, января от –15 ºС – в предгорьях и от –28 ºС до –32

ºС – в межгорных котловинах, сумма осадков за год от 1 500 мм на наветренных

склонах, до 200 мм и менее – на подветренных;

Скалистые горы Северной Америки: от +13 до +18 ºС – средняя

температура июля, от –5 ºС до –10 ºС – января и от 1 000 до 150 мм осадков за год.

Особые условия климата наблюдаются в Монголии. Это климат

высокогорных степей и полупустынь. Теплое лето и очень холодная и

малоснежная зима, обусловленная длительным стационарным положением

антициклона на территории Монголии зимой. Осадков выпадает очень мало,

и преимущественно – летом. В Улан-Баторе средняя температура июля

+17 ºС, января – около –28 ºС, количество осадков за год – 243 мм, в основном

с мая по сентябрь, характерны высокие суточные амплитуды температур.

Климат западных частей материков в умеренных широтах. В западных

частях Евразии и Северной Америки в умеренных широтах преобладает

перенос на материк морского воздуха (МВ) и зимой, и летом. Здесь на климат

имеет сильное влияние близость океанов, и климат является морским,

характеризующимся не очень жарким летом и мягкой зимой без устойчивого

снежного покрова с достаточным количеством осадков и равномерным их

распределением по сезонам года. Такой климат формирует здесь зону

широколиственных лесов и лугов.

Этот тип климата в Северной Америке распространен узкой полосой у

подножий Каскадных и Скалистых гор. В Западной Европе он распространяется

дальше вглубь материка с постепенным увеличением континентальности и

постепенно переходит во внутриматериковый климат. Например, в Париже

средняя температура июля составляет +18 ºС, января – около –1 ºС, сумма

осадков за год – 484 мм; в Стокгольме, соответственно, +16 ºС, –3 ºС и 540 мм.

Наибольшая сумма осадков выпадает на наветренных склонах гор, например, в

Альпах – более 2 500 мм в год.

Климат восточных частей материков в умеренных широтах. Климат

на востоке материков значительно отличается от климата их западных частей.

Если, как уже говорилось, в западной части Евразии сформировался морской

климат, то на востоке этого материка господствует типично муссонный климат.

Муссоны выражены очень отчетливо, в умеренных широтах они являются

продолжением муссонов тропических широт и распространены до широты

северного Сахалина. Таким образом, умеренный муссонный климат

наблюдается в Приморском крае, северо-восточном Китае, северной Японии и

на Сахалине. Зимой окраина Евразии находится на периферии азиатского

антициклона, поэтому здесь преобладает перенос холодного воздуха из

Восточной Сибири. Зима малооблачная и сухая, с холодами и резким

минимумом осадков. Летом над востоком азиатской части материка

господствует циклоническая деятельность с обильными осадками.

Характерным примером может служить климат Хабаровска, где средняя

температура июля составляет +21 ºС, января – около –22 ºС, сумма осадков за

год – 569 мм, причем, с октября по март их выпадает всего 99 мм.

Климатообразующие факторы в районе Японии воздействуют несколько

по-иному. Циклоны господствуют не только летом, но и зимой, фронтальные

осадки усиливаются орографией. Летом циклоническая деятельность отступает

к северу, и наступает ясная погода с минимумом осадков в середине сезона.

Например, в Саппоро температура июля составляет +21 ºС, января – около –6

ºС, осадков выпадает 1 078 мм в год, из них в зимнее полугодие – 560 мм, в

летнее – 518 мм.

Климат океанов в умеренных широтах. Атлантический, Тихий и

Индийский океаны занимают большие площади в умеренных широтах.

Преобладающий западный перенос выражен над океанами лучше, чем над

материками, и особенно ярко прослеживается в южном полушарии. Здесь выше

скорости ветра, продолжительнее штормы. «Ревущие сороковые» (между 40º и

50º ю. ш.) – так называют эти умеренные широты южного полушария. Над

океанами умеренных широт распространение температуры строго зонально,

причем эта зональность выражена четче, чем над материками.

В северном полушарии западные части океанов зимой заметно холоднее

восточных, так как происходят частые выносы холодного воздуха с материков,

летом различия смягчаются. В тех районах северного полушария, где

наблюдаются глубокие циклоны (в субполярных широтах), облачность велика и

значительны осадки. В целом, над поверхностью океана облачность и осадки

повышены, а годовая амплитуда температур составляет всего 10–15 ºС.

Субполярный климат. Этот тип климата распространѐн в зоне тундры по

северным окраинам Евразии и Северной Америки и характеризуется зимами

продолжительными и суровыми, холодным, с заморозками летом. Средняя

температура июля варьируется от + 10 до +12 ºС, января – около –25 ºС, годовые

суммы осадков составляют 300–400 мм. Данный температурный режим

является предельным, при котором могут произрастать деревья. Именно лето,

хотя и холодное, определяет ландшафт тундры.

Осадков в районах субполярного климата выпадает меньше, чем в зоне

тайги, а в Восточной Сибири, куда редко попадают циклоны, осадков выпадает

меньше 100 мм в год. Однако облачность велика, и дней с осадками много, но

выпадают они в небольшом количестве. Это объясняется тем, что при низких

температурах влагосодержание воздуха небольшое. При низких

температурах сумма осадков в год больше испаряемости (r > Е0), а потому в

тундре наблюдается избыточное увлажнение, и, вследствие вечной мерзлоты,

– заболачивание.

В южном полушарии субполярный климат представлен к югу от 60º ю. ш.

вплоть до побережья Антарктиды. Летом эта климатическая зона

характеризуется достаточно однородным распределением температур, которые

по своему значению близки к 0 ºС. Зимой температуры быстро убывают и

достигают –20 ºС и ниже. В этих широтах особенно часто проходят центры

циклонов, поэтому облачность здесь очень велика, что вызывает большую

повторяемость осадков и туманов. Преобладают западные ветры.

Климат Арктики и Антарктиды. Самыми главными особенностями

климата Арктического бассейна являются недостаток (либо полное отсутствие

солнечной радиации зимой) и очень большой приток ее летом. К влиянию

радиационных условий присоединяется сильное воздействие общей

циркуляции атмосферы.

Во все сезоны года в Арктике происходит интенсивная циклоническая

деятельность. Повышенное давление преобладает весь год только над горным

плато Гренландии, зимой области повышенного давления – над Аляской и над

северо-востоком Азии. Для Арктики характерны большая облачность и сильные

ветры, благодаря циклонам происходит заток тѐплого воздуха из умеренных

широт, что смягчает климат Арктики.

Среднемесячная температура в Арктическом бассейне изменяется от –

40 ºС зимой до 0 ºС летом. Наиболее теплой является Атлантико-Европейская

область Арктики, где средняя температура июля составляет +5 ºС, января –

около –16 ºС, сумма осадков за год – 320 мм. В западной части Баренцева моря

циклоническая деятельность настолько интенсивна, что количество осадков

возрастает до 500 мм, при движении от Баренцева моря на восток оно резко

убывает, в связи с резким падением повторяемости циклонов.

В Азиатской или Восточносибирской, Канадской и Тихоокеанской областях

Арктики зима значительно холоднее, достаточно холодное и лето, характерны

низкие суммы осадков – до 100–120 мм/год. Особенно суровый

континентальный климат имеет Гренландия, где средняя температура июля

составляет –14 ºС, января – около –49 ºС, средняя годовая температура

составляет –32 ºС, а абсолютный минимум достигает –65 ºС, осадков выпадает

100 мм/год. Предполагается, что это еще не предел суровости климата для

Гренландии.

Климат Антарктиды является самым суровым на земном шаре, и

основными причинами этого являются:

1) снежная поверхность материка;

2) большая высота его над уровнем моря (средние высоты – около

2 000 м, в центральной части – 3 500 м);

3) преобладание антициклонического режима циркуляции.

Приток солнечной радиации достаточно высок, но высокое альбедо

снежной поверхности и эффективное излучение приводят к тому, что годовой

радиационный баланс отрицателен на всем материке. Средняя скорость ветра

колеблется от 3 до 4 м/сек, над снежной поверхностью образуются мощные

инверсии. Средние температуры зимних месяцев опускаются до –70 ºС

(максимальная низкая температура зимой – вплоть до –90 ºС), летних – до –

30 ºС, осадков выпадает очень мало, всего 30–50 мм в год, низкое

влагосодержание.

В Восточной Антарктиде холоднее, чем в Западной, почти на 30 ºС. Это

объясняется высотой местности и тем, что Западную Антарктиду посещают

циклоны, втягивающие на материк теплый морской воздух.

Осадков на побережье Восточной Антарктиды выпадает до 400–500 мм в год,

Западной – 600–700 мм в год. Средняя температура на станции Мирный в

январе –2 ºС, в августе –18 ºС, среднегодовая –11 ºС, годовая сумма осадков

составляет 427 мм.

На побережье Антарктиды умеренно влажный и сравнительно мягкий

климат. Летом максимальные температуры иногда поднимаются выше 0 ºС, и

интенсивно тает снег. Особенно характерны сильные стоковые ветры с

высокого плато материка. На стоковые ветры накладываются ветры в циклонах,

скорость которых на побережье может быть достаточно сильной – до 15–20 м/с.

10. ИЗМЕНЕНИЕ КЛИМАТА

Наверное, на всем протяжении истории люди говорили о погоде. Ни один

день не похож на предыдущий, а тем более год. Но меняется не только погода,

но и более устойчивая характеристика природных условий планеты – климат.

Что же понимается под климатом?

Климат – греческое слово, буквально означающее «наклон», имеется в

виду угол наклона, под которым солнечные лучи соприкасаются с земной

поверхностью. Существует несколько определений климата.

Так, в энциклопедическом словаре терминов по физической географии

приведено следующее определение. Климат – это многолетний режим погоды

в том или ином регионе Земли, определяемый географическими условиями.

В 1968 г. С.П. Хромов определил климат как совокупность атмосферных

условий, присущую данной местности в зависимости от еѐ географической

обстановки.

Отсюда видно, что климат – это некая осредненная характеристика

метеорологических элементов за определенный срок. При этом колебания

метеорологических элементов могут быть с периодом в один год, несколько лет,

а также – в сотни и тысячи лет. А.С. Монин считает, что колебания

метеорологических элементов с периодом 30–40 лет имеют минимальную

амплитуду, и этот период достаточно устойчив и хорошо характеризует климат

соответствующего времени. Этот же автор определил климат как

статистический ансамбль состояний атмосферы за период порядка 30–40 лет

(климатическую эпоху).

В течение многих миллионов лет жизни нашей планеты климат

подвергался большим и малым изменениям. Проблемы изменения климата в

разные эпохи развития Земли, как в прошлом, так и будущем волнуют

многочисленных исследователей как у нас в стране, так и за рубежом.

Несмотря на достаточно продолжительное время изучения этого вопроса и

большое число исследований, изменение климата вызывает много дискуссий.

Для решения вопросов, связанных с климатом Земли, созданы

международные программы, объединяющие ученых для создания научных

основ решения проблем окружающей среды. Одной из таких программ

международного сотрудничества является Всемирная программа исследования

климата (ВПИК), направленная на расшифровку физических процессов,

определяющих глобальный климат и его изменения.

Как отмечает М.И. Будыко, изменение климата понимается как

направленное прогрессирующее его улучшение (или ухудшение), когда

происходит закономерное изменение метеорологического режима на

протяжении больших отрезков геологического времени.

Исторически климат менялся неоднократно. Наступали влажные и сухие,

теплые и холодные периоды в развитии планеты. Изучением климатической

истории занимается палеоклиматология – научная дисциплина, изучающая

климаты геологического прошлого и причины их изменения. Показателями этих

изменений являются ископаемые флора и фауна, признаки процессов

выветривания, особенности осадочных отложений и т. п. Например,

образование морских известняков и кораллов в настоящее время происходит в

мелководных теплых морях. Поэтому, обнаруживая аналогичные отложения в

несвойственных современному осадконакоплению местах планеты, можно

сделать вывод о существовании более теплого климата в исторически более

ранние эпохи развития Земли.

Особенно определенный характер имеют палеоклиматические выводы,

основанные на данных об изменениях ледников. О размерах ледников и

времени наступления эпох оледенения, а, значит, и об изменении климата в

отдаленном прошлом, можно судить по геологическим следам ледников и, в

первую очередь, по распространению ледниковых отложений – морен и

тиллитов. Морена – это отложения рыхлого, несортированного обломочного

материала (от суглинков до валунников, испещренных шрамами и

полированных), созданного непосредственно ледниками при их движении.

Тиллиты, имея общие черты с мореной, представляют древние ледниковые

отложения, подвергшиеся уплотнению, литифицированные и превратившиеся

в твердую горную породу.

Установив место и геологический возраст оледенения по оставленным

ими следам, исследователь получает богатую информацию для

реконструкции палеоклиматической обстановки, а, зная особенности

существования современных центров оледенения, можно восстановить

особенности климата прошлого. Так, оледенения происходили в Скандинавии и

Канаде в эпоху археозоя, Гренландии и Северной Европе – в эпоху протерозоя,

в Африке, Австралии, Южной Америке и Индии – в каменноугольный период, в

Евразии и Америке – в четвертичный период.

В разные эпохи древних оледенений изменения климата носили

глубочайший характер, причем повторялись эти изменения неоднократно. Н.М.

Чумаков выделяет четыре наиболее крупных ледниковых интервала (ледниковых

эпохи) в истории Земли, длительностью от нескольких десятков до сотен

миллионов лет. Первый в историческом плане ледниковый период продолжался

от 2.6 до 2.2 млрд. лет до н. э., второй период – от 450 до 240 млн. лет до н. э.

и, наконец, последний ледниковый период, начавшийся 20–30 млн. лет назад в

южном и около 3 млн. лет назад – в северном полушарии, продолжается и по сей

день. Ледниковая эра состоит из ледниковых периодов, а периоды – из ледниковых

эпох, и в каждой этой временной единице существовали межледниковья, в одном

из которых мы и живем.

Однако в истории Земли были и теплые периоды. Так, каменноугольный

период (карбон) характеризовался развитием высокобонитетных лесов, что

привело к образованию углей. Климат этого времени в северном полушарии

был теплый и влажный без резко выраженных сезонов года, что резко

отличается от существующего климата разрабатываемых угольных бассейнов

Печорского, Кузбасского и др.

Достаточно заметные изменения климата отмечены во время

четвертичного периода (около 1 млн. лет тому назад). В это время неоднократно

покровные и горно-долинные оледенения сменялись межледниковьем. Льдами,

иногда мощностью более 1 км, покрывались огромные площади Евразии и

Северной Америки, при этом южная граница оледенения прослеживается

примерно до 50º с. ш. С потеплением льды отступали к северу, и вслед за ними

мигрировали климатические (ландшафтные) зоны.

Причины изменения климата весьма разнообразны и носят как

естественный (природный), так и антропогенный (техногенный) характер. Ряд

ученых связывают изменения климата с тектоническими, астрономическими и

физическими причинами.

Тектонические процессы приводят к изменению лика Земли. Так как

тектогенез может быть достаточно продолжителен во времени, то и изменения

климата, связанные с ним, носят глубокий характер. Поднятие и опускание

земной коры вызывает увеличение или уменьшение площади суши и океана,

образование горных стран и выровненных поверхностей, изменение положения

и направления океанических течений. С названными изменениями создаются

новые условия для усиления или уменьшения теплообмена между низкими и

высокими широтами, увеличения или сокращения циклонов и антициклонов не

только в районах тектонической перестройки земной коры, но и за их

пределами.

Известно, что общая циркуляция атмосферы зависит от особенностей

подстилающей поверхности (горы, океан, суша и т. п.), поэтому изменения еѐ,

вызванные тектоническими процессами, приводят к изменениям переноса

теплого и холодного воздуха, турбулентного потока тепла в атмосфере и, как

следствие, – к вариациям климата.

Соотношение площадей суши и океана (моря) обусловливает деление

климата на морской и континентальный. Если проследить распределение

температур, осадков и других климатических характеристик по земной

поверхности, обнаруживается их тесная связь с распределением поверхности

Земли на сушу и океан. Так, субтропические зоны высокого давления летом

разрываются над материками, а в умеренных широтах высокое давление над

материками устанавливается вследствие выхолаживания зимой. Это усложняет

общую атмосферную циркуляцию и, соответственно, вносит поправку в

распределение климатических условий планеты.

Положение материков определяет направления океанических течений,

которые выносят из низких широт в высокие огромное количество тепла и тем

самым регулируют положение полярных льдов. Если обратиться к

конфигурации материков северных частей Атлантического и Тихого океанов, то

увидим, что ветви теплого течения Гольфстрим свободно проникают в южную

часть Баренцева моря и в район Шпицбергена примерно до 80º с. ш., из-за чего

здесь наблюдается повышенный фон температур, и обеспечивается большая

повторяемость циклонов. Совершенно отлична климатическая обстановка на

севере Тихого океана. Здесь узкий Берингов пролив ограничивает проникновение

в Северный Ледовитый океан теплых вод Тихого океана, более того, северо-

восток Сибири зимой находится под воздействием азиатского антициклона и

получает заметное охлаждение. Таким образом, центры возникновения

циклонов между материком и Тихим океаном находятся гораздо южнее, чем на

севере Атлантики. Согласно данным Х.П. Погосяна, на севере Атлантики для

широт 60–80º с. ш. отмечается большая повторяемость циклонов, в то же

время на этих широтах в Тихом океане циклоны почти не наблюдаются, а

развиваются они южнее примерно на 2 000 км.

За последние десятилетия на нашей планете участились экстремальные

явления погоды, которые приводят или могут привести к экологическим

катастрофам. Форму стихийных бедствий приобретают наводнения и

продолжительные дожди, губительные засухи и экстремальные холода, наконец,

ураганы, штормы и смерчи. Ежегодно 100–150 стихийных бедствий наносят

экономический ущерб России. Кроме того, вековые колебания климата, его

масштабные изменения в историческом прошлом, равно как стабильная

тенденция к глобальному потеплению в наши дни, несет на себе причины не

только антропогенного плана, но и весьма вероятно – космического. Достаточно

долго дебатировался вопрос (с XIX в.) о влиянии на климатические условия

колебаний прозрачности атмосферы. Изменение количества солнечной

радиации, достигающей земной поверхности, обусловленное нестабильностью

прозрачности атмосферы, является существенным фактором колебаний

климата. Были выполнены расчеты изменений температуры, обусловленных

колебаниями прозрачности атмосферы, которые происходят при увеличении

или уменьшении массы стратосферного аэрозоля.

Интересной оказалась гипотеза М.И. Будыко о возможности

возникновения аэрозольных климатических катастроф в результате

столкновения небесных тел (комет, метеоритов, астероидов) с Землей. В

результате падения больших метеоритов на Землю, возрастает оптическая

плотность аэрозольного слоя в атмосфере. Сохранившиеся следы метеорных

кратеров на земной поверхности наглядно доказывают, что в результате взрыва

при падении метеорита на Землю в стратосферу попадало такое количество

аэрозольных частиц, которых было вполне достаточно для резкого

уменьшения солнечной радиации, достигающей земной поверхности. На

основании схематичного расчета сделан вывод, что после такого падения

произойдет понижение температуры примерно на 5–10 ºС, которое будет

продолжаться многие месяцы, и окажет катастрофическое воздействие на

развитие гео- и биосферы и, в первую очередь, на живые организмы.

Примерно один раз в несколько миллионов лет с нашей планетой

сталкиваются астероиды. Доказательством этому служат гигантские кратеры –

астроблемы (в переводе с латинского – «звездные раны»). Довольно

равномерно они расположены по Земле, диаметры их достигают от 10–15 до

200 км. Наиболее известная астроблема – кратер Чиксулуб диаметром 180 км в

Мексике, на полуострове Юкатан. Предполагают, что он образовался при

столкновении Земли с астероидом около 65 млн. лет тому назад, и именно эта

катастрофа привела к климатическим изменениям, повлекшим гибель

динозавров. Есть предположение, что и ледниковый период, начавшийся 2 млн.

лет тому назад, также был результатом падения на Землю астероида.

Доказано, что при падении астероида или крупного метеорита происходит

взрыв чудовищной силы. В верхнюю атмосферу выбрасывается большое

количество пыли, которое препятствует прохождению солнечного света на

Землю. Наступают мрак и зима длительностью в несколько лет. Температура

понижается на 10–30 ºС, и даже в тропиках замерзают реки и озера, гибнут

растения и животные.

Едва ли не каждый день на нашей планете то в одном, то в другом районе

возникают явления природы, влекущие за собой разрушения и человеческие

жертвы. Большинство стихийных бедствий связано с процессами,

происходящими в атмосфере. Данные регистрации со спутниковых систем

показывают, что с 1994 г. происходит инверсия температуры поверхности

океана, меняется почти вся система мировых океанических течений. За

последние 5 лет в Америке, Канаде, Западной Европе были побиты зимние

рекорды температур. Повышается температура воды на экваторе, а это

приводит к интенсивному испарению влаги. Одновременно тают льды

Северного полюса. Мало кто знает, что на территории суши в Арктике и

Антарктиде в настоящее время идет бурное развитие растительности, и наша

тайга наступает на север. Постоянно увеличивается количество всевозможных

катастроф, ускоряется дрейф магнитных полюсов планеты. Например,

скорость дрейфа северного магнитного полюса выросла с 10 км в год в середине

XX в. до 40 км в год – в конце.

Комплексный анализ результатов десятков и даже сотен отечественных и

зарубежных исследований показал, что одной из главных причин

ускоряющегося дрейфа магнитных полюсов планеты, глобальных изменений

циркуляции атмосферы, глобальных катастроф и многочисленных стихийных

бедствий является вхождение Солнечной системы в определенную

энергонасыщенную зону нашей Галактики (как выразились специалисты

НАСА, система «погрузилась в водородный пузырь»). Эта область повышенной

концентрации атомарного водорода стала принципиально менять

«энергетический порядок» развития и взаимодействия всех сил Солнечной

системы.

Согласно официальным данным НАСА (в том числе полученным с

помощью космического зонда «Улисс») и Объединенного института геологии,

геофизики и минералогии СО РАН:

мощность электромагнитного излучения Юпитера повысилась с начала

1990-х гг. в 2 раза, а Нептуна только с конца 1990-х гг. – в 30 раз;

энергоемкость базового электромагнитного каркаса Солнечной

системы, который образует связка Солнце – Юпитер, возросла в 2 раза;

на Уране, Нептуне и Земле нарастают процессы дрейфа магнитных

полюсов.

Таким образом, ускоряющийся дрейф полюсов на нашей планете является

лишь элементом процессов, происходящих в Солнечной и Галактической

системах и оказывающих различные влияния на все элементы развития

биосферы и жизнедеятельности человека.

Исследования ЦИВТИ Минобороны РФ свидетельствуют, что правящие

круги США получили первичные сведения о нарастающих планетарных

деструкциях уже к середине XX в. и стали их всесторонне и скрытно учитывать

в своей долгосрочной геостратегии. Даже в открытой версии

правительственного доклада 1980 г. президенту США «О положении в мире к

2000 году» (где один из четырѐх томов был полностью посвящен детальному и

многовариантному прогнозу природной обстановки на планете спустя 20 лет)

четко учитывалось, что обострение природной обстановки в районе 2000 г.

может быть вызвано «изменением орбиты Земли и ее вращением», «…эти

изменения будут иметь последствия для нашего будущего»,

«продолжительность последствий может тянуться от нескольких дней до

нескольких тысячелетий».

В 1998 г. при Конгрессе, а с 1990 г. и при правительстве США были

организованы специальные комитеты по подготовке страны к деятельности

в чрезвычайных ситуациях в период до 2030 г. Причем, руководящие

научные и государственные инстанции США жестко блокируют публичное

распространение какой-либо объективной и системной информации о

нарастающих колебаниях земных полюсов и катаклизмов на планете.

В последнее время пристальное внимание к изменению климата связывают

с техногенным влиянием на окружающую среду. Для исследований в области

климата и его изменений создан ряд международных организаций, экспертных

советов, проводятся конференции. Особо заслуживают внимание данные,

выводы и сценарии изменения климата, полученные Межправительственной

группой экспертов по изменению климата (МГЭИК, 1990), в состав которой

вошли представители полутора десятков развитых и развивающихся стран. К

большому сожалению, в составе членов МГЭИК нет представителей России.

Одной из важнейших причин изменения климата в сторону потепления

является повышение содержания в атмосфере парниковых газов.

Наблюдения за концентрацией в атмосфере основных долгоживущих

парниковых газов: метана (CH4), двуокиси углерода (CO2), закиси азота (N2O),

хлорфторуглеродов (ХФУ) и четыреххлористого углерода (CCl4) – показывают

продолжающееся еѐ увеличение вследствие деятельности человека.

Сильнодействующим парниковым газом является озон (О3). Во второй

половине XX в. его темпы снижения составляли до 10 %, что связывается с

выбросами промышленных галогенуглеродов. В настоящее время наблюдается

некоторое увеличение общего содержания его, главным образом, в нижних слоях

стратосферы (ниже 25 км).

В табл. 6 приведены прогнозные данные по выбросам некоторых

парниковых газов, а на рис. 27 дан прогноз выбросов СО2, особенно влияющих

на развитие климатических событий в будущем.

Содержание ХВУ в настоящее время имеет тенденцию к снижению и

замене на гидрохлорфторуглерод (ГХФУ) и гидрофторуглерод (ГФУ), которые

имеют более низкие нормы выбросов.

Таблица 6. Сценарий максимально возможного выброса парниковых газов по

данным МГЭИК 1992 г.

Год

Выбросы

СО2

(млрд. т)

СН4

(млн. т)

N2О

(млн. т)

SОx

(млн. т)

1990

2025

2100

7.4

15.1

35.8

506

697

1168

12.9

16.3

19.1

98

163

254

Современные прогнозы с использованием совмещенных моделей общей

циркуляции «океан – атмосфера» подтверждают дальнейшее потепление со

скоростью примерно 0.3 ºС в десятилетие с учетом ускорения воздействия

парниковых газов. При этом предсказывается бóльшая степень потепления в

северном полушарии, чем в южном, что объясняется большими пространствами

суши, которые более быстро реагируют на вынуждающее ускорение процесса

потепления, вызванное антропогенным воздействием. В действительности, если

учитывать и другие антропогенные воздействия, включая сульфатные аэрозоли,

разрушение стратосферного озона, скорость процесса (0.3 ºС на десятилетие)

ожидается меньшей. Вслед за увеличением приземной температуры ожидается

поднятие уровня моря со скоростью от 2 до 4 см за десятилетие.

На потепление нижних слоѐв стратосферы значительное воздействие

оказывают вулканические извержения. Так, извержение вулкана Эль Чичон (1982

г.) способствовало повышению температуры в нижней стратосфере в

глобальном масштабе примерно на 1 ºС, и это продолжалось около двух лет.

Известно, что вулканические извержения могут приводить и к охлаждению

поверхности Земли за счет снижения прозрачности атмосферы.

Имеются свидетельства того, что на региональном уровне могут возникать

сравнительно быстрые изменения климата. Такие изменения могут

продолжаться во времени в течение нескольких десятилетий, но чаще они

имеют сезонный характер. Такие быстрые изменения ещѐ слабо изучены,

однако они могут иметь заметное практическое значение. В качестве примера

влияние этого явления можно сослаться на обилие осадков и близкие к

абсолютному минимуму температуры в 2000–2001 гг. во многих регионах

Сибири.

Однако вывод МГЭИК (1990) остается неизменным: «размер потепления в

целом согласуется с прогнозами, полученными на климатических моделях, хотя,

в целом, величина этого потепления вполне может быть объяснена естественной

климатической изменчивостью. Таким образом, наблюдаемое увеличение можно

было бы в значительной мере отнести за счет этой естественной изменчивости;

альтернативно, эта изменчивость и другие антропогенные факторы могли бы

привести к еще большему потеплению за счет парникового эффекта, вызванного

деятельностью человека».

Диапазон прогнозируемых в будущем количеств парниковых газов очень

широк. Остановимся на сценариях выбросов СО2, одного из газов,

потенциально влияющих на климат и, в частности, связанных с деятельностью

человека.

На графике (см. рис. 27) показаны три из возможных сценариев увеличения

выбросов СО2, связанных с выработкой энергии, производством цемента и

вырубкой лесов. Сценарий, обозначенный цифрой 2, считается наиболее

оптимистическим и учитывает современные тенденции прироста населения, а

также увеличение оценочных величин выбросов, сокращение использования

геноуглеродов и корректировку цен на возобновляемую энергию.

Наиболее угрожающим представляется сценарий, обозначенный на

графике цифрой 3. Здесь рассматривается ситуация, когда проявляется

тенденция к увеличению средней численности населения, активному

экономическому развитию, интенсивному использованию ископаемого топлива

и гипотетическому прекращению использования ядерной энергии. Последнее

замечание к развитым странам относится весьма условно, так как в последнее

время, в том числе и в России, вопросу ядерной энергетике уделяется все

большее внимание.

Самые низкие уровни содержания СО2 характерны для сценария под

цифрой 1. Здесь предполагается, что население к середине текущего столетия

(XXI в.) будет сокращаться, экономический рост будет низким, а использование

ископаемого топлива будет весьма ограничено.

Рис. 27. Выбросы СО2, связанные с выработкой энергии, производством

цемента и вырубкой лесов

В настоящее время одним из международных договоров, ограничивающих

выброс парниковых газов в атмосферу, можно назвать «Киотский протокол»,

подписанный в 1977 г. 84 странами мира (кроме США и Китая) в бывшей

столице Японии Киото и ставший международным документом, использующий

СО2 млрд. т

«рыночный механизм» для решения глобальной экологической проблемы.

Согласно Киотскому протоколу, к 2008–2012 гг. промышленно развитые страны

должны сократить свои совокупные выбросы парниковых газов примерно на 5,2

% по сравнению с уровнем 1990 г. При этом, для каждой группы действующих

стран установлены свои предельные значения выбросов, которые они не

имеют право превышать. Становится весьма важным модернизировать

природоохранные и очистные сооружения, иначе такой важнейший

природный ресурс, как чистый воздух, без соответствующих вложений в его

восстановление, может значительно деградировать, а это уже угрожает

безопасности человечества.

При прогнозировании изменения климата существуют неопределенности в

понимании таких аспектов:

источники и стоки парниковых газов и аэрозолей и их атмосферные

концентрации (включая их косвенные воздействия на глобальное потепление);

облака (в частности, их обратное воздействие на потепление климата,

вызванное парниковыми газами, а также влияние аэрозолей на облачность и на

еѐ радиационные свойства) и другие элементы атмосферного водного баланса,

включая процессы, от которых зависит количество водяного пара на больших

высотах;

океаны, которые посредством своей термальной инерции и

возможными изменениями влияют на сроки и характер изменения климата;

ледяные полярные щиты (реакция которых на изменение климата

оказывает влияние на подъѐм уровня моря);

процессы и обратные связи на поверхности суши, включая

гидрологические и экологические процессы, которые связывают региональный

и глобальный климат.

Для разрешения перечисленных неопределенностей требуется

консолидация исследований в рамках международных программ, на

национальном уровне, обеспечение ресурсами для поддержки этих программ на

национальной и региональной основе, анализ данных мониторинга широкого

спектра климатических переменных с достаточной степенью охвата и точности.

11. ЭКОЛОГИЯ АТМОСФЕРЫ

Человек живет на дне великого воздушного океана – атмосферы. Хотя

общая мощность воздушной оболочки достигает половины радиуса Земли

(средний радиус Земли = 6 371 км), по космическим масштабам она выглядит

тончайшей пленкой. Более того около 80 % массы воздуха и, как уже

отмечалось выше, весь кислород и водяной пар, необходимые для

существования большинства организмов планеты, сосредоточены в приземном

слое – тропосфере.

Современный газовый состав атмосферы (см. раздел «Состав атмосферы»)

в значительной мере сложился в результате развития жизни на Земле, т. е. во

многом имеет биогенное происхождение. Взаимодействуя с космосом,

солнечным излучением, Мировым океаном, земной поверхностью, живыми

организмами, она (атмосфера) опосредованно и непосредственно влияет на

здоровье человека.

Важнейшее свойство атмосферы для всего живого – это еѐ защитная

функция. Атмосфера является преградой для губительного воздействия

космоса, и лишь крупные метеориты могут проникнуть через нее. Именно

атмосфера задерживает мощный поток солнечных и иных космических

излучений широкого диапазона волн и энергий (гамма-излучение, жесткие

рентгеновские лучи, инфракрасное излучение, ультрафиолетовые лучи,

видимый свет и т. п.). Если бы все они достигли земной поверхности, ни о

какой жизни на Земле не пришлось бы говорить.

Для всего разнообразия излучений атмосфера оставляет лишь два узких

«окна», сквозь которые проникают некоторые радиоволны, а также видимая

часть светового излучения и частично ультрафиолетовые и инфракрасные лучи.

Роль защитного экрана выполняют ионосфера и озоновый слой атмосферы. Для

жизни человека в первую очередь, как защитник, важен именно озоновый слой.

Хотя он крайне разрежен, именно здесь большая часть энергии

ультрафиолетовых лучей расходуется на разрушение молекул кислорода.

Ультрафиолет, отфильтрованный через озоновый слой, остается опасным для

некоторых организмов, в том числе для болезнетворных, однако для человека в

сложившихся природных пропорциях опасности нет.

Наблюдения за состоянием озонового экрана Земли вызывают законную

тревогу жителей планеты. Речь идет о медико-биологических последствиях в

связи с увеличением ультрафиолетового излучения, связанного с появлением

над планетой так называемых озоновых дыр. Механизм их возникновения

весьма спорный, но то, что это результат антропогенного влияния на

атмосферу, у большинства исследователей сомнений не вызывает.

Что же может произойти с жизнью на Земле с ростом ультрафиолетового

излучения? В первую очередь на это отреагируют наиболее чувствительные к

излучению ультрафиолетовой радиации фито-, зоо- и ихтиопланктон, снизив

свою продуктивность. В свою очередь наземные растения ответят ухудшением

своего развития, перерождением и вырождением. Всѐ это скажется на условиях

жизнедеятельности человека снижением урожайности сельскохозяйственных

культур, уменьшением биологических запасов Мирового океана и т. д.

Более того, организм человека отзовется на этот процесс болезнями.

Установлено, что уменьшение количества озона в пределах 1 % повлечет рост

таких заболеваний, как катаракта (примерно на 1 %); злокачественных

новообразований, в основном, на коже (на 3 %); инфекционных болезней и т. п.

Могут также возникнуть и другие существенные побочные эффекты, о которых

человек в настоящее время и не предполагает. Поэтому проблема состояния

озонового слоя над нашей планетой уже сегодня имеет перспективу перерасти в

глобальную.

Для человека небезразличны физические свойства и состояние атмосферы.

Так, атмосферное давление у поверхности Земли (около 9.8×104 Па или 760 мм

рт. ст.) называется нормальным. Нормальное атмосферное давление – это

значение давления, которое соответствует условиям атмосферы на 45º северной

или южной широты при температуре 0 ºС. Это норма существования человека,

которую он, как любую норму, не замечает, хотя на него при этом давит 10–12

т воздуха, однако изменение давления влияет на организм. Так, при

пониженном давлении проявляется головокружение, слабость, тошнота, а при

повышенном – затрудненное дыхание, боль в ушах и т. п., особенно это

сказывается на состоянии людей, болеющих гипертонической болезнью.

Весьма существенно для биосферы состояние газового баланса атмосферы.

Так, азот (что в переводе значит «безжизненный»), названный так Лавуазье,

является сырьем для деятельности азотфиксирующих микроорганизмов и

водорослей, для производства азотных удобрений и, опосредованно, для

синтеза белков и нуклеиновых кислот – носителей жизни. Однако

азотсодержащие загрязнители атмосферы – окись и перекись (двуокись) азота –

ядовиты. Около 90 % окислов азота попадает в атмосферу за счет сгорания

топлива в автомобильных двигателях, топках теплоцентралей и тепловых

электростанций, сжигания бытовых отходов, при производстве азотной

кислоты, искусственных волокон и т. д. Окислы азота приводят к образованию

смога, который вызывает раздражение глаз, уничтожает растительность.

Особенно важна кислородная составляющая атмосферы, ведь кислород

входит в состав четвертой части всех атомов живого вещества. Сам человек на

2/3 состоит из кислорода. Через дыхание кислород определяет энергетику

многоклеточных животных. Следовательно – сокращение кислорода в

атмосфере повлекло бы замедление процессов жизнедеятельности и

неизбежную замену аэробных форм жизни анаэробными. В среднем человек

потребляет в сутки свыше 500 л кислорода, пропуская через легкие свыше 10

тыс. л воздуха (около 12 кг), тогда как количество воды и пищи в суточном

рационе составляет около 2 кг.

Процесс сокращения количества кислорода в атмосфере естественным

и техногенным путями становится угрожающим. Уменьшается поступление

кислорода в атмосферу из-за сокращения зеленого покрова Земли: вырубки

лесов, отчуждения земель под строительство, транспортные магистрали и т.

п. Хотя этот экологический вопрос можно в какой-то степени сбалансировать

лесовозобновлением, озеленением городов, рекультивацией земель и т. д., но

существует угроза реального и значительного сокращения влиятельных

продуцентов кислорода – зеленых водорослей Мирового океана. Загрязнение

Мирового океана может привести к массовой гибели фитопланктона, дающего

около половины кислорода в атмосферу, поэтому судьба зеленых водорослей

океана – острейшая глобальная экологическая проблема современности.

Другой аспект проблемы кислорода – нарастающее его расходование.

Основными потребителями кислорода являются транспорт и промышленность.

Так, легковой автомобиль за 1 тыс. км пробега сжигает годовую норму

потребления кислорода одним человеком. На сгорание разнообразного топлива

требуется, по разным оценкам, от 10 до 25 % производимого зелеными

растениями кислорода. Уже сейчас примерно на 1×1010

т идет ежегодное

уменьшение объѐма кислорода, а при ускоренных темпах техногенной нагрузки

на атмосферу в ближайшем будущем возможно сокращение кислорода на

несколько процентов. Если учесть, что организм человека чувствителен к

снижению концентрации кислорода уже на 1–2 %, то сохранение кислорода –

жизненно важная проблема.

Промышленность и транспорт, сжигая кислород, выбрасывают в

атмосферу огромное количество сажи, пыли, сернистого газа (SO2), оксида

железа, меди и других металлов, оксида углерода (СО), известного как

угарный газ, ядовитого свинца, углекислого газа (СО2) и многого другого.

Самое опасное загрязнение атмосферы и всей окружающей среды –

радиоактивное.

Естественная радиоактивность в 10–20 микрорентген/ч создается в

атмосфере двумя источниками. Во-первых, это выделение радиоактивных

газов из минералов земной коры (радон-222, имеющий период полураспада

3.8 суток; торон, он же радон-220, с периодом полураспада 54 секунды). Во-

вторых, это бомбардировка атмосферных газов космическими лучами,

приводящая к образованию радиоактивных изотопов: трития (водород-3),

углерода-14, бериллия-7 и других. Если естественная радиоактивность не

оказывает значительного влияния на здоровье человека, то радиоактивное

заражение при добыче и переработке сырья и, особенно, при авариях на

атомных электростанциях (АЭС) могут иметь катастрофические последствия.

По данным международной организации (МАГАТЭ) на атомных

электростанциях планеты ежегодно происходит около 10 аварий, крупных

аварий за последние 40 лет насчитывается три.

В 1957 г. на АЭС в Уиндскейле (Великобритания) произошел выброс в

атмосферу с содержанием радиоактивных изотопов йода, цезия и стронция

объѐмом около 21 000 Ки . Произошло загрязнение местности около 500 км2.

В 1979 г. – авария на АЭС Три-Майл-Айленд в штате Пенсильвания (США).

Кюри (Ки) равен 37 миллиардам беккерелей. Суммарная активность

радиоактивного вещества измеряется числом распадов атомов в секунду.

Единицей является беккерель (БК), равный одному распаду в секунду.

Самая крупная авария современности на Чернобыльской АЭС в 1986 г.

(активность выброса 50 млн. Ки) привела к гибели десятков и потери здоровья

миллионов людей, полностью исключила из процессов жизнедеятельности

огромную территорию. Последствия этой катастрофы даже в настоящее время до

конца оценить невозможно.

Увеличение содержания в атмосфере углекислого газа (СО2) также пагубно

влияет на жизнь на Земле. За последние 100 лет количество СО2 возросло

ориентировочно на 15–20 %. Углекислый газ не токсичен, улучшает условия

питания растений, и на первый взгляд здесь как бы нет никаких проблем. Но

СО2 обладает особенностью, возводящей его в ранг одной из самых серьѐзных

глобальных проблем.

Углекислый газ, подобно стеклам или пленкам теплицы, пропускает

коротковолновое солнечное излучение, но задерживает отраженное от земли

длинноволновое тепловое излучение. Поскольку планета меньше отдает

поступающего на неѐ солнечного излучения в окружающее пространство,

происходит еѐ нагрев. Это явление получило название «тепличного» или

«оранжерейного эффекта». Данный эффект вызвал увеличение средней

температуры на Земле с начала XX в. на 0,5–1,0 ºС. Ряд ученых полагает, что

при дальнейшем возрастании содержания СО2 в атмосфере может возникнуть

критическая ситуация, когда начнется таяние ледяного покрова Гренландии и

Антарктиды. Это приведет к столь сильному повышению уровня Мирового

океана, что возникнет опасность затопления прибрежных городов на всем

земном шаре, сокращения площади суши – жизненно важного пространства,

активизации геологических процессов и т. д.

Существует и обратный эффект, который вызывают пылевые и другие

частицы, поступающие в атмосферу при извержении вулканов и от других

источников загрязнения. Не пропуская к поверхности Земли существенное

количество солнечного излучения и увеличивая отражательную способность

(альбедо) Земли, они тем самым приводят к уменьшению температуры

планеты, а это сопряжено с наступлением нового ледникового периода.

Вопрос о том, какой из этих процессов (нагрев или охлаждение планеты)

окажется превалирующим, сложен, дискуссионен и однозначного ответа среди

ученых на сегодняшний день не имеет.

Здоровье человека во многом зависит от качества воздуха и в первую

очередь – в условиях городов, где на относительно небольших площадях

концентрируются большое количество людей и источников загрязнения

атмосферы. В большинстве промышленных и автомобильных выбросов

содержание таких элементов, как свинец, цинк, медь, сурьма, ртуть и др.,

превышает предельно допустимые концентрации (ПДК) иногда в десятки раз.

Так, согласно справочникам по гигиене труда и производственной санитарии,

ПДК по фтору составляет 0,05 мг/м3, в то же время в ряде городов

(Новокузнецк, Братск и др.) концентрация его превышает допустимую норму в

10–20 раз. ПДК по некоторым токсическим компонентам атмосферы приведены

в табл. 7.

Поглощение организмом через органы дыхания токсических веществ

осуществляется весьма активно. Так, свинец, поступающий с воздухом,

абсорбируется кровью в 6–12 раз интенсивнее, чем через воду и пищу.

В настоящее время по величине абсолютного выброса газов на первом

месте стоит автомобиль, однако наибольшую опасность для здоровья

представляет сажа, пепел, серная кислота, пыль асбеста, цемента и т. д.,

поступающие в атмосферу от электростанций, заводов и жилых домов,

интенсивно сжигающих уголь. Более того, в результате деятельности человека

в атмосферу поступает огромное количество ядовитых тяжелых металлов, в

основном, от предприятий черной и цветной металлургии. Эти производства

и сжигание бытового и промышленного топлива выбрасывают в атмосферу

бóльшую часть содержащихся в ней тяжѐлых металлов: ванадия – около 85 %,

кобальта – 98 %, никеля – 77 %, сурьмы – 80 %. С выхлопами автомобилей

атмосфера получает более 300 тыс. т свинца, что превышает его поступление от

естественных источников более чем в 17 раз. Именно свинец, по данным

английских ученых, является лидером среди тяжелых металлов в атмосфере,

за ним идут кадмий, цинк, мышьяк, никель и т. п. А известно, что со свинцом

связывается такое заболевание, как поражение центральной нервной

системы, а у детей – нарушение умственного развития, поражение крови и

печени.

Таблица 7. Предельно-допустимые концентрации

некоторых вредных веществ в воздухе

Вещества ПДК, мг/м3 Агрегатное состояние

Аммиак

Ангидрит мышьяковистый

Ангидрит серный

Ацетон

Бензин – растворитель

Бензол

Дихлорэтан

Кислота серная

Кислота соляная

Ртуть металлическая

Свинец и его неорганические

соединения

Сероводород

Сероуглерод

Спирт метиловый

Спирт этиловый

Формальдегид

Хлор

Хрома оксид

20

0.3

1

200

300

5+

10+

1

5

0.01

0.01

10+

1

5+

1000

0.5

1

1

пары

аэрозоль

аэрозоль

газы

газы

газы

пары

газы

газы

пары

пары

аэрозоль

пары

пары

пары

пары

пары

аэрозоль

Примечание: Знак «+» означает, что вещество опасно при поступлении

через кожу.

Загрязнение атмосферы вышеперечисленными веществами, особенно

тяжѐлыми металлами, ведѐт к росту заболеваемости органов дыхания человека

и к увеличению числа летальных исходов. Так, только за последние 20 лет, по

данным ВОЗ, случаев заболеванием раком возросло на 400 %; при этом

установлена прямая связь между раком легких и задымленностью атмосферы,

изменением еѐ качественного состава, интенсивностью работы автотранспорта

и т. д., именно поэтому борьба за чистоту атмосферы и, в целом, всей биосферы

становится наиважнейшей общечеловеческой задачей. Решается вопрос «или

люди сделают так, что в воздухе станет меньше дыма, или дым сделает так, что

на Земле станет меньше людей», как заметил американский метеоролог Луис

Баттан, и с этим трудно не согласиться.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В последнее время главным процессом мирового развития человечества

явилась глобализация. Именно она призвана стать объединяющей силой

неизбежного процесса рационального жизнеустройства людей планеты.

Возросшее антропогенное воздействие на планету в совокупности с

комплексом отрицательно влияющих циклически развивающихся явлений

природы привели к обострению, углублению и комплексному кризису всех

глобальных проблем: экономических, политических, социально-этнических,

национальных, экологических.

В этом переплетении проблем далеко не последнее место занимают

климатические. Климат, как одна из основ жизни на Земле, определяет не

только здоровье человека, степень его эмоциональности, работоспособности и

состояние психологического комфорта, но, в конечном итоге, становится

мощным экономическим, а последнее десятилетие – и политическим

фактором.

В самом деле, глобальное видение мира сейчас представляется

невозможным без учета целого комплекса климатических проблем –

участившихся климатических катастроф, парникового эффекта, «озоновых

дыр», и, наконец, столь нашумевшего потепления. Даже если рассматривать

только эти глобальные проблемы, то в этом случае возникает множество

разнохарактерных, порой противоречивых и дискуссионных путей их решения.

Например, следует разобраться, каково действительное состояние нашего

воздушного бассейна – атмосферы Земли; насколько активно в ней протекают

процессы циркуляции, и в какой степени сейчас, в XXI в., они зависят от

цикличности солнечных процессов; почему участились катастрофические

ураганные явления; какую роль играет колоссальная мощь океана во всем

крупномасштабном механизме атмосферы; как долго и с какой амплитудой

будет продолжаться потепление климата и т. д.

Все климатические проблемы связаны между собой необыкновенно тесно

и решение любой из них будет способствовать неординарному подходу ко всем

остальным. Не случайно мировое сообщество крайне озабочено якобы

наметившимся устойчивым потеплением климата, что проявляется в целом ряде

политических мероприятий. Здесь и принятие Киотского протокола рядом

передовых государств с установлением квот на экологическое и топливно-

энергетическое загрязнение атмосферы, и многочисленные международные

саммиты по вопросам потепления, и неоднократно принимаемые решения в

рамках ООН.

Исходя из сказанного, следует подчеркнуть растущую актуальность

изучения атмосферно-климатических процессов, что особенно важно для такой

страны, как Россия. И если в XXI в. комплекс глобальных проблем в конечном

итоге сводится к одной единственной – проблеме выживания человечества, то

для России эта последняя, назревшая проблема, представляется краеугольным

камнем всей еѐ внутренней и внешней экономической политики.

Именно с климатической точки зрения проявляется уникальность России.

Вся ее обширная территория, площадью в 17.1 млн. км2, расположена к северу

от нулевой изотермы, следовательно, огромная Россия вся находится в

холодном климатическом поясе. Далее: широким фронтом всех своих северных

границ наша страна выходит к суровым льдам Северного Ледовитого океана,

что не может ни сказаться отрицательно на ее экономике. И, наконец, обширные

пространства России занимает многолетняя мерзлота, которая, однако, при

возможно продолжающемся потеплении, будет уменьшаться в размерах, что

резко нарушит сложившийся природно-экономический баланс и может

привести к самым неожиданным и непредсказуемым последствиям.

Иными словами, строение атмосферы, физические процессы, в ней

протекающие, разнохарактерные климаты, формирующиеся на планете, их

взаимодействие с окружающей средой и с человеком – всѐ это необходимо

тщательно изучать в век наукоѐмких технологий и глобального, стремительного

развития стран.

КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ ПО ДИСЦИПЛИНЕ «УЧЕНИЕ ОБ АТМОСФЕРЕ»

1. Понятие об атмосфере. Закономерности изменения температуры

воздуха по слоям атмосферы. Роль атмосферы в жизни Земли.

2. Понятие погоды и климата. Элементы погоды. Роль климата в жизни

человека.

3. Состав атмосферы. Гомосфера и гетеросфера.

4. Строение атмосферы. Характерные особенности каждого атмосферного

слоя. Причины падения и подъема температуры с высотой.

5. Тепловое и лучистое равновесие Земли. Понятие солнечной радиации.

Солнечная постоянная.

6. Прямая и рассеянная радиация. Закономерности их изменений.

Суммарная радиация.

7. Отраженная радиация. Альбедо. Роль альбедо в деятельности человека.

8. Длинноволновая радиация. Собственное излучение Земли. Встречное

излучение атмосферы.

9. Зависимость эффективного излучения от облачности, растительности,

высоты местности.

10. Барическое поле, изобарические поверхности, карты изобар.

11. Метеорология и климатология, их понятия, различия, краткая история

развития. Всемирная метеорологическая организация.

12. Тепловой режим почвы. Изменение температуры почвы на поверхности

и на глубинах. Суточный ход температуры почвы.

13. Метеорологическая сеть, еѐ структура, методика наблюдений. Строго

необходимые условия в работе и установке метеостанций.

14. Суточный ход температуры воздуха. Среднесуточная амплитуда.

Инверсии. Адвекция.

15. Изотермы. Географические особенности распределения температур на

Земле. Термический и географический экваторы.

16. Вода в атмосфере. Испарение и испаряемость. Роль испарения в

обмене влагой.

17. Классификация облаков.

18. Конденсация, облакообразование, осадки.

19. Виды осадков. Особенности распределения осадков по земному шару,

годовое изменение осадков.

20. Атмосферное давление. Изобары. Экваториальная барическая

депрессия.

21. Барические центры в январе и июле.

22. Атмосферная циркуляция. Пассаты.

23. Тропические муссоны. Муссоны.

24. Внетропическая циркуляция. Господствующие циркуляционные

процессы умеренных широт.

25. Местные ветры. Понятие и характеристика.

26. Теплый и холодный воздух. Трансформация воздушных масс.

Классификация ВМ.

27. Теплый и холодный атмосферные фронты. Их возникновение,

особенности, разрушения. Фронт окклюзии.

28. Циклоны и антициклоны. Пространственная структура циклонов и

антициклонов. Величина давления в циклонах и антициклонах, их особенности в

природе.

29. Какой состав воздуха у земной поверхности? Как происходит

изменение состава воздуха с высотой?

30. Что собой представляет строение атмосферы? Каковы основные слои и

их особенности?

31. Что такое гомосфера и гетеросфера?

32. Что такое солнечная постоянная?

33. Чем отличается прямая солнечная радиация от солнечной

постоянной?

34. Что такое коэффициент прозрачности и фактор мутности?

35. Из каких составляющих радиационного баланса складывается суммарная

радиация? От чего она зависит?

36. Что такое отражение радиации? Чем отражение радиации отличается от

альбедо?

37. Какие явления в атмосфере связаны с поглощением и рассеянием

солнечной радиации?

38. От чего зависят заря, сумерки, рассеянный свет, атмосферная

видимость?

39. Что такое планетарное альбедо Земли?

40. Что понимается под коротковолновой и длинноволновой радиацией?

41. Чем обусловлено тепловое и лучистое равновесие Земли?

42. Объясните климатическую сущность излучения земной поверхности,

встречного излучения, эффективного излучения.

43. Что такое радиационный баланс земной поверхности?

44. Каково географическое распределение суммарной радиации и

радиационного баланса на земном шаре?

45. В чѐм сущность парникового эффекта?

46. Что такое тепловой режим атмосферы?

47. Отметьте причины изменений температуры воздуха, индивидуальные и

локальные изменения.

48. Что такое тепловой баланс земной поверхности?

49. Каковы различия в тепловом режиме почвы и водоемов?

50. В чѐм заключается суточный и годовой ход температуры поверхности

почвы?

51. Каковы особенности температурных колебаний в почве с глубиной?

52. Назовите слои постоянной суточной и годовой температуры.

53. Как влияет растительный и снежный покров на температуру почвы?

54. Назовите характерные особенности температурных колебаний в воде.

55. Что характерно для суточного хода температуры воздуха?

56. Как изменяется температура воздуха с высотой?

57. Что такое непериодические изменения температуры воздуха?

58. Что понимается под междусуточной изменчивостью температуры

воздуха?

59. Что такое заморозки?

60. Охарактеризуйте карты изотерм.

61. Каковы особенности географического распределения температуры?

62. В чѐм заключается влияние суши и моря, орографии и морских течений

на температуру воды?

63. Какова температура полушарий и Земли в целом?

64. Какое значение имеет вода в атмосфере?

65. Раскройте особенности влагооборота.

66. Что такое испаряемость, транспирация, суммарное испарение?

67. Дайте понятие облаков. В чѐм заключается международная

классификация облаков?

68. Какие вы знаете виды облаков по генезису, высоте, суточному и

годовому ходу?

69. Что такое конденсация и сублимация в атмосфере? Что вы понимаете

под ядрами конденсации?

70. Как происходит образование осадков?

71. Что такое коагуляция?

72. Что собой представляет электричество облаков и осадков, как оно влияет

на происхождение грозы, молнии и грома?

73. Что такое наземные гидрометеоры?

74. Как образуются роса, иней, изморозь?

75. Что такое жидкий и твердый налет?

76. Чем отличается гололед от гололедицы?

77. Какие вы знаете классификации осадков?

78. Охарактеризуйте географическое распределение осадков.

79. Что такое засухи?

80. Охарактеризуйте водный баланс на земном шаре.

81. Какое климатическое значение имеет снежный покров, и как он

изменяется на земном шаре?

82. Какая существует связь между барическим полем и ветром?

83. Что такое изобарические поверхности и карты изобар?

84. Что такое горизонтальный барический градиент?

85. Как проводятся изаллобары?

86. Что такое атмосферное давление, каковы единицы его измерения?

87. Как изменяется давление во времени? Опишите его суточный ход.

88. Каково среднее распределение давления у земной поверхности в

январе?

89. Каково среднее распределение давления у земной поверхности в

июле?

90. Дайте понятие ветра.

91. Как выглядят сходимость и расходимость линий тока?

92. Что такое турбулентность ветра? Каково влияние препятствий на

ветер?

93. Как оценивается скорость ветра?

94. Какие силы давления действуют в атмосфере?

95. В чѐм заключается градиент давления и какова отклоняющая сила

вращения Земли?

96. Что такое географический и градиентный ветер?

97. Что понимается под общей циркуляцией атмосферы?

98. Каковы особенности распределение давления?

99. Как вы понимаете зональность общей циркуляции?

100. Что такое квазигеострофичность?

101. Каковы особенности западных воздушных течений умеренных

широт и восточных воздушных течений в тропиках?

102. Что такое меридиональные составляющие общей циркуляции и чем

они отличаются от межширотного обмена воздуха?

103. Назовите центры действия атмосферы и главные фронты.

104. В чѐм заключается циркуляция внетропических широт?

105. Что такое воздушные массы в атмосфере?

106. Как вы понимаете трансформацию воздушных масс?

107. Как формируются фронты?

108. Что собой представляет теплый фронт (ТФ)?

109. Каковы особенности холодного фронта (ХФ)?

110. Что такое фронт окклюзии (ФО)?

111. Являются ли циклоны центром низкого давления, как они возникают,

какова их эволюция?

112. Что можно сказать о перемещении циклонов, какая бывает

погода в циклонах?

113. Чем отличаются антициклоны от циклонов, как они возникают?

114. Чем характерна эволюция в антициклонах, каковы их

перемещения?

115. Чем отличается погода в антициклонах?

116. Охарактеризуйте циклоны и антициклоны по наблюдениям с

искусственных спутников Земли.

117. Объясните особенности циркуляция в тропиках.

118. Что такое пассаты?

119. Дайте объяснение внутритропической зоне конвергенции.

120. Что такое тропические муссоны?

121. Каковы особенности местной циркуляции?

122. Что такое бризы?

123. Дайте описание горно-долинных ветров.

124. Что характерно для ледниковых и стоковых ветров?

125. Как климатические особенности местных ветров, фѐна и боры

влияют на состояние ландшафтов?

126. Дайте описание шквалов, смерчей и тромбов.

127. Что понимается под климатообразованием?

128. Можно ли говорить о теплообороте, влагообороте и атмосферной

циркуляции как о климатообразующих процессах?

129. Назовите географические факторы климата и оцените влияние

географической широты на климат.

130. Как изменяется климат с высотой?

131. Что такое высотная географическая зональность?

132. Каково влияние суши и моря на климат?

133. Что такое континентальность климата, какие вы знаете индексы

континентальности?

134. Что понимается под аридностью климата, какие разработаны

индексы увлажнения?

135. Какое влияние на климат оказывает орография местности?

136. Как влияют на климат океанические течения?

137. Какое влияние оказывают на климат растительный и снежный

покровы?

138. Что такое микроклимат?

139. Как влияют рельеф, растительность, водоемы, здания на

микроклимат?

140. Что такое мезоклимат?

141. Как воздействует человек на климат и микроклимат?

142. Как изменяется деятельная поверхность под влиянием человека

(сведение лесов, распахивание полей, орошение, осушение и лесоразведение и

пр.)?

143. Каковы последствия воздействий человека на климат?

144. Что можно сказать о климате большого города?

145. В чѐм заключаются глобальные эффекты антропогенных

воздействий на климат?

146. Какое значение имеет классификация климатов?

147. В чѐм заключаются принципы классификации?

148. Опишите классификацию климатов по В. Кеппену.

149. На чѐм основана классификация климатов Л.С. Берга?

150. Почему классификация климатов Б.П. Алисова называется

генетической?

151. Что такое экваториальный климат?

152. Каковы особенности климата тропических муссонов?

153. Что собой представляют тропические климаты?

154. Каковы особенности субтропических климатов?

155. Каковы особенности климатов умеренных широт?

156. В чѐм особенность субполярного климата?

157. Каков климат Арктики?

158. Каковы особенности климата Антарктиды?

159. В чѐм заключается непостоянство климата?

160. Каковы возможные причины колебаний климата?

161. Приведите примеры изменений климата за последнее тысячелетие.

162. Какова роль антропогенного воздействия на изменение климата?

163. В чѐм, по вашему мнению, заключаются перспективы изменения

климата?

164. В чем заключается проблема современного потепления климата?

165. Какие вы знаете газовые и аэрозольные примеси к атмосферному

воздуху?

166. Назовите основные этапы истории развития метеорологии и

климатологии.

167. Каково народнохозяйственное значение метеорологии и

климатологии?

168. Играет ли загрязнение атмосферы отрицательную роль в жизни

человека?

169. В чѐм заключается техногенный рост концентрации углекислого

газа, радиационно-активных газов, аэрозолей?

170. Что такое туманы и смоги?

171. В чѐм заключается озоновая проблема?

172. Чем различаются «высокие» и «низкие» выбросы загрязняющих

веществ в атмосферу?

173. Каково влияние метеорологических элементов на распространение

загрязнителей?

174. Что такое атмосферная диффузия?

175. В чѐм состоит негативная роль транспорта при загрязнении

атмосферы?

176. Какова роль химической промышленности, энергетики,

металлургии и машиностроения в загрязнении атмосферы?

177. Объясните, каково влияние атмосферного загрязнения на человека,

животных и растительность?

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Хромов, С.П. Метеорология и климатология [Текст] / С.П. Хромов,

М.А. Петросянц. – 4-е изд. – М.: МГУ, 1994. – 455 с.

2. Погосян, Х.П. Атмосфера Земли [Текст] / Х.П. Погосян, З.Л. Туркетти.

– М.: Просвещение, 1970. – 320 с.

3. Судакова, С.С. Общее землеведение [Текст] /С.С. Судакова. – М.:

Недра, 1987. – 325 с.

4. Хромов, С.П. Метеорология и климатология [Текст] / С.П. Хромов. – 2-

е изд. – Л.: Гидрометеоиздат, 1968. – 492 с.

5. Фоменко, А.Н. Общая физическая география и геоморфология [Текст] /

А.Н. Фоменко, В.И. Хихлуха. – М.: Недра, 1987. – 282 с.

6. Изменение климата: оценки МГЭИК 1990 и 1992 гг. [Текст]. – Канада,

1992. – 168 с.

7. Хромов, С.П. Метеорологический словарь [Текст] / С.П. Хромов,

Л.И. Мамонтова. – 3-е изд. – Л.: Гидрометеоиздат, 1974. – 568 с.

8. Исаев, А.А. Экологическая климатология [Текст] /А.А. Исаев. – М.:

Научный мир, 2001. – 458 с.

9. Исаченко, А.Г. Введение в экологическую географию [Текст] /

А.Г. Исаченко. – СПб.: СПбУ, 2003. – 192 с.

10. Будыко, М.И. Глобальные климатические катастрофы [Текст] /

М.И. Будыко. – М.: Гидрометеоиздат, 1986. – 586 с.

11. Исидоров, В.А. Экологическая химия [Текст] / В.А. Исидоров. – СПб.:

Химиздат, 2001. – 304 с.

12. Ясамов, Н.А. Основы геоэкологии [Текст] / Н.А. Ясамов. – М.:

Издательский центр «Академия», 2003. – 352 с.