ФАКТОРЫ КЛИМАТООБРАЗОВАНИЯ

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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