5 страница. Внетропические муссоны распространены в районах восточных побережий материков в умеренных широтах

Внетропические муссоны распространены в районах восточных побережий материков в умеренных широтах. При летнем муссоне ветры дуют с океана на материк, зи­мой - с материка на океан, что обусловлено различием на­гревания и охлаждения материков и океанов в течение года и связанным с этим распределением давления воздуха. Над сушей летом устанавливается область пониженного давле­ния, зимой —'повышенного; над океанами же, наоборот: ле­том преобладает высокое давление, зимой - низкое, что и определяет направление ветров летнего и зимнего муссо­нов. Хорошо выражены внетропические муссоны на Даль­нем Востоке России, в Китае, Японии. В этих районах зим­ний северо-западный муссон образуется под влиянием ази­атского антициклона, способствующего выносу холодного сухого воздуха из Сибири на восточное побережье Азиат­ского континента. Поэтому во Владивостоке, расположен­ном на широте Сочи, зимой холоднее, чем в Архангельске. Летний же юго-восточной муссон приносит сюда с океана и Японского моря влажный прохладный воздух с большим количеством осадков и частыми туманами.

Важным фактором межширотного обмена энергией яв­ляются тропические циклоны, которые отличаются от вне- тропических меньшими размерами (в поперечнике обычно 400-600 км, редко до 1000 км), большими перепадами дав­ления воздуха между периферией и центром и, следова­тельно, большими горизонтальными градиентами давления, большими скоростями ветра (25-30 м/с, отмечались скоро­сти 50-100 м/с), обильными ливневыми осадками с силь­ными грозами. По существу, весь тропический циклон представляет собой сплошное грозовое облако. Только в самом центре его находится область диаметром в несколько десятков километров, в которой ясная безветренная погода «глаз бури».

Зарождаются циклоны в тропической зоне над океанами в широтах от 0 до 20° обоих полушарий. Условиями обра­зования их являются высокая температура на поверхности океана (не ниже 27 °С) и большая влажность воздуха, что обеспечивает большую энергию неустойчивости воздуха, необходимую д ля развития циклона.

Тропические циклоны, возникающие на востоке Азии, называют тайфунами, в Индийском океане - орканами, в Атлантическом океане - ураганами.

На рис. 2.9 показаны пути перемещения тропических циклонов. Зарождаясь в тропиках, циклоны перемещаются в северо-западном направлении к высоким широтам со ско­ростью 10-15 км/ч. Переходя в умеренные широты, они меняют направление движения на северо-восточное, при этом скорость их возрастает. При выходе на сушу тропиче­ские циклоны быстро затухают, но при этом успевают при­нести огромные разрушения, связанные с сильным ветром и наводнениями. При движении в более высокие широты над водой циклон приобретает свойства внетропического циклона и также затухает. Иногда тихоокеанские тайфуны доходят до Камчатки.

На земном шаре в среднем за год возникает от 80 до 120 тропических циклонов.

Важной составляющей общей циркуляции атмосферы являются струйные течения, представляющие собой срав­нительно узкие потоки воздуха, с почти горизонтальной осью, характеризующиеся большими горизонтальными и вертикальными сдвигами ветра (градиентами скорости, т.е. изменениями скорости на единицу расстояния).

Протяженность струйных течений - тысячи километров (иногда опоясывают земной шар), ширина - несколько со­тен, а толщина-несколько километров.

Нижний предел скорости для струйного течения принят 30 м/с, максимальные скорости по оси могут достигать 50 и 100 м/с, наблюдались скорости и 200 м/с (720 км/ч).

Струйные течения бывают тропосферные и стратосфер­ные. Тропосферные, в свою очередь, подразделяются на струйные течения умеренных широт, субтропические и экваториальные.

Струйные течения умеренных широт образуются в об­ласти высотных фронтальных зон, являющихся переход­ным слоем между теплым и холодным воздухом с больши­ми градиентами температуры и давления, а также причиной больших скоростей геострофического ветра. Они распола­гаются на высоте 8—10 км зимой и 9-12 км летом. В зоне тропосферных струйных течений тропопауза скачком по­вышается от высоких широт к низким.

Тропосферные струйные течения, являясь составной ча­стью западного переноса, имеют направление с запада на восток.

Стратосферные струйные течения наблюдаются на вы­сотах 25-30 км со скоростями ветра до 200 км/ч. От сезона к сезону (лето-зима) меняют направление на обратное. Имеются стратосферные струйные течения на высотах до 60 км.

Струйные течения переносят по земному шару различ­ные примеси: продукты распада радиоактивных веществ, частицы пыли, вулканического пепла. Особое значение они имеют для авиации.

Все рассмотренные виды циркуляции атмосферы, вхо­дящие в состав общей циркуляции (пассаты, тропические и внетропические муссоны, ветры западного и восточного переноса, тропические циклоны, внетропические циклоны и антициклоны, струйные течения), обеспечивают обмен воздушными массами между океанами и материками, меж­ду высокими и низкими широтами, перенос влаги с океанов на континенты.

Внутризональный обмен происходит в основном за счет потоков воздуха на высотах вдоль параллелей (квазигеост- рофический ветер), межширотный обмен - за счет меридиа- нальной составляющей в приземном слое, а в умеренных широтах - в основном за счет циклонов и антициклонов.

Циклоническая деятельность является также причиной междусуточной изменчивости погоды.

Местные ветры. Местный ветер - это ветер в опреде­ленном ограниченном районе, обладающий характерными особенностями, связанными с географией этого района. Он может быть: проявлением местной циркуляции, независи­мой от общей циркуляции атмосферы (бризы, горно­долинные ветры); результатом воздействия местной топо­графии на течения общей циркуляции атмосферы (фен, бо­ра и др.); проявлением конвекции, иногда вихревого харак­тера (пыльная буря); течением обшей циркуляции с такими особыми для данного района свойствами, как сухость, за- пыление, низкая температура и др. (афганец, хамсин).

Бризовая циркуляция сильнее выражена в тропических районах, особенно на побережьях морей, граничащих с пус­тынями.

Склоновые ветры, как и горно-долинные, наблюдаются во многих горных местностях, дуют вдоль склонов днем вверх, а ночью вниз (рис. 2.11). Как и бризы, они имеют суточную периодичность. Днем воздух, прилегающий к склону горы или долины, нагревается сильнее, чем воздух на той же высоте, но удаленный от склона. Теплый воздух поднимается по склону и всасывает воздух из долины, а на смену ему опускается воздух из свободной атмосферы. Об­разуется циркуляция. Ночью при охлаждении склонов про­исходит обратная циркуляция.

а б Рис. 2.11. Склоновые ветры днем (а) и ночью (б): А - точка у поверхности Земли; В - удалена от поверхности

Горно-долинные ветры возникают в больших глубоких долинах, выходящих на равнины. Днем ветер дует вверх по долине, а ночью с гор - вниз к равнине. На некоторой вы­соте ветер меняет направление на обратное. Вертикальная протяженность горно-долинных ветров составляет от де­сятков до нескольких сотен метров.

Ледниковые ветры дуют вдоль направления ледников. Эти ветры возникают при охлаждении воздуха, прилегаю­щего к поверхности ледника и в течение суток остаются более холодными, чем воздух над ссужающими склонами. Наибольшей силы эти ветры достигают днем, когда велик контраст между температурами воздуха над ледником и в свободной атмосфере Высота слоя ледниковых ветров от десятков до сотен метров.

Наиболее четко рассмотренные ветры термического происхождения проявляются в антициклонах, когда на них не накладывается влияние крупномасштабных возмущений атмосферы.

Местные ветры могут возникать и вследствие механиче­ских возмущений воздушных течений рельефом местности. К таким ветрам относятся фен и бора.

Фен - сухой и горячий ветер, дующий со стороны высо­ких гор в долину или на море. Этот ветер возникает, если на пути воздушного потока встречается поперек располо­женный горный хребет. Пусть на пути воздушного потока имеется горный хребет высотой 3 км и температура воздуха у его подножья на наветренной стороне составляет 20 °С (рис. 2.12). Предположим, что уровень конденсации нахо­дится на высоте 1,3 км. Приземный поток, встретив препят­ствие, начнет подниматься по склону хребта и адиабатиче­ски охлаждаться, пока не достигнет уровня конденсации, охлаждение его будет происходить по сухоадиабатическо­му закону с вертикальным температурным градиентом 1 °С на 100 м подъема. При дальнейшем подъеме выше уровня конденсации водяной пар начнет конденсироваться, обра­зуя облака с выпадением осадков. Падение температуры воздуха от уровня конденсации и до максимальной высоты подъема (до 3 км) будет происходит по влажно-адиабати­ческому закону с градиентом температуры 0,5 °С на 100 м высоты.

Рис. 2.12. Схема образования фена

Повышение температуры сопровождается уменьшением относительной влажности воздуха. Изменения температуры и влажности воздуха при фене могут быть быстрыми и рез­кими: за 1-2 ч температура может повыситься на 30-40 °С. Продолжительность фена составляет от нескольких часов до 5 суток и более. Скорость ветра при фене колеблется от небольших значений до 15-20 м/с, а иногда достигает 30-40 м/с.

Фены наблюдаются во всех горных системах мира. Зи­мой фен может привести к снежным обвалам в горах, вес­ной и летом - к бурному таянию снега в горах и разливу горных рек. Летом вследствие высокой сухости и темпера­туры может губительно действовать на растительность.

Суховей - ветер при температуре выше 25 °С (часто до 35-40 °С), относительной влажности воздуха менее 30 %, большом дефиците насыщения, имеющий скорости выше 5 м/с (часто до 20 м/с), наблюдается летом в степной, лесо­степной зонах европейской территории России, особенно в Прикаспийской низменности, а также в Казахстане и Сред­ней Азии.

Суховеи образуются в результате трансформации воз­душных масс, чаще всего арктического происхождения. Арктический воздух вторгается с севера по восточной пе­
риферии антициклона, имея низкие температуру и абсо­лютную влажность. Перемещаясь над континентом в низ­кие широты, он сильно прогревается и становится еще бо­лее сухим. Продолжая свой путь по южной и юго-западной периферии антициклона, арктический воздух поступает в указанные выше районы уже горячим и сухим. На образо­вание суховеев оказывают влияние также нисходящие дви­жения воздуха в центральной части антициклона, способст­вующие прогреву воздуха и уменьшению его влажности.

На юго-востоке европейской части России суховеи мо­гут наблюдаться с апреля по сентябрь, особенно часто в Прикаспийской низменности. В районе Саратов-Астрахань в этот период бывает 40-80 дней с суховеями, а в средне­азиатских пустынях - до 180 дней.

Суховей - одно из неблагоприятных для сельского хо­зяйства метеорологических явлений. Высокая температура, низкая влажность и значительная скорость ветра ведут к интенсивному испарению влаги из почвы, транспирации растениями и в результате - к засухе. В таких условиях растения засыхают даже при достаточном запасе влаги в почве, так как их корневая система не успевает подавать в наземную часть достаточное количество воды.

Жаркие ветры, подобные суховеям, наблюдаются в тро­пических и субтропических районах и имеют местные на­звания.

Самум - местный ветер в пустынях Аравии и Северной Африки, имеющий характер шквала с сильной песчанной ; бурей, нередко с грозой.

Хамсин - сухой и жаркий ветер южных направлений на северо-востоке Африки, особенно частый в весенние меся-: цы, переносит в больших количествах пыль и песок, сильно снижающих видимость.

Сирокко - итальянское название для теплых и влажных ветров, в Аравии и Палестине и Месопотамии ветры этого типа очень сухи и несут тучи песчаной пыли.

Бора - сильный, холодный и порывистый, ветер, дую­щий с низких горных хребтов в сторону теплого моря. Об­разуется преимущественно в холодное время года, когда над холодным континентом устанавливается область высо­кого давления, а над теплым водоемом - область низкого давления. При этом холодный воздух начинает двигаться в сторону моря. Если на его пути встречается горный хребет, то воздух стремится перевалить через него на наименьшей высоте, поэтому он чаще всего движется через перевалы. При этом происходит сужение воздушного потока, что при­водит к увеличению его скорости. Ввиду сравнительно малой высоты перевала адиабатический прогрев опускаю­щегося воздуха при боре незначительный.

Бора с давних времен известен в районе Новороссий­ской бухты и на Адриатическом побережье. За год в Ново­российске наблюдается 46 дней с борой. Скорость ветра до 60 м/с, понижение температуры воздуха - на 25°С и более. Новороссийский бора затухает в море уже в нескольких километрах от берега. Продолжительность боры 1-3 суток. Бора есть и на Новой Земле в Арктике. Во Франции мест­ное название боры - мистраль. ^

В Гренландии и особенно в Антарктиде наблюдаются стоковые ветры - это движение охлажденного воздуха под действием силы, тяжести по достаточно длинному по­логому склону.

В Антарктиде высокое ледяное плато способствует об­разованию мощного антициклона над ледяным куполом и стоку охлажденного воздуха. Особенно сильны стоковые ветры на тех участках Антарктиды, где ледовый склон дос­таточно крут или где имеются ледниковые долины, совпа­дающие с направлением стока. К берегу скорость ветра увеличивается и вблизи побережья достигает 20 м/с, отме­чались скорости 45 м/с с порывами до 90 м/с.

Шквалы - резкие кратковременные усиления ветра на ограниченных территориях. В большинстве случаев шква­лы образуются при прохождении кучево-дождевых облаков местной конвекции либо холодного фронта. Скорость ветра 20 м/с и более.

В условиях большой неустойчивости атмосферной стра­тификации кроме грозовых шквалов могут возникать еще особые вихри с вертикальной осью. Это совсем небольшие пыльные вихри, во множестве возникающие над перегре­той почвой в пустынях (но не только в пустынях), особенно на границах* где резко меняются свойства подстилающей поверхности. В пустыне Сахаре на площади 10 кв. км ино­гда наблюдается до 100 таких вихрей в день.

Смерч - вихрь с вертикальной осью, возникающий во время шквала или грозы и имеющий очень большую ско­рость вращения. Соединяя облако с землей или водой, он перемещается со значительной скоростью и обладает большой разрушительной силой. Смерч над сушей называ­ется тромбом, в Америке его называют торнадо. Диаметр смерча над водой составляет около 100 м, над сушей - до 1000 м. Высота около 1 км. По характеру разрушений мож­но было установить, что скорость движения воздуха в этих вихрях 50-100 м/с, а в особо интенсивных торнадо достига­ет 250 м/с, причем имеется большая вертикальная состав­ляющая скорости, равная 70-90 м/с. Внутри вихря очень низкое давление.

5. ОКЕАНИЧЕСКИЕ ТЕЧЕНИЯ

Особое значение для формирования климата имеет взаимодействие между океаном и атмосферой, проявляю­щееся в обмене теплом, влагой, количеством движения. Океан представляет собой огромный аккумулятор солнеч­ного тепла и влаги. Благодаря ему на Земле сглаживаются резкие колебания температуры и увлажняются отдаленные районы суши.

Океаническая циркуляция, возникающая в основном под действием циркуляции атмосферы, играет важную роль в межширотном переносе тепла. Установлено, что около половины общего адвективного переноса тепла из низких широт в высокие и из высоких широт в низкие осуществля­ется океаническими течениями, а остальная половина - че­рез атмосферную циркуляцию.

Океанические течения в первую очередь оказывают влияние на температуру воздуха, ее распределение и тем­пературную стратификацию воздушных масс. Холодные течения усиливают устойчивость атмосферы и тем самым ослабляют вертикальный обмен воздуха и водяных паров. Поэтому увеличивается повторяемость туманов, уменьша­ется облачность и количество осадков, что способствует поддержанию прибрежных пустынь.

Теплые течения, наоборот, способствуют развитию тер­мической конвекции в атмосфере и, следовательно, увлаж­нению воздуха до значительных высот. Особенно велика неустойчивость воздуха над теплыми течениями в зимнее время, что нередко приводит к зимним грозам даже в таких северных районах, как побережье Норвегии. К теплым те­чениям приурочены обычно зоны повышенного количества осадков. Схема течений Мирового океана показана на рис. 2.13.

Течения в широтном направлении являются нейтраль­ными, так как не участвуют в межширотном переносе тепла (к ним относятся северное пассатное, южное пассатное, эк­ваториальное противотечение и др).

Течения от тропического пояса к югу или северу - теп­лые, а течения, направленные из высоких широт в низкие, - холодные. Например, через пролив между Флоридой и Ку­бой из Мексиканского залива выходит мощное теплое Фло­ридское течение, которое дает начало системе Гольфстрима с температурой выше 28 °С. Наибольшая ширина этого по­тока 120 км, глубина - 2 км, протяженность - 10 тыс. км, расход воды составляет 9-10¹⁰ м³/ч. Этот поток переносит воды в 22 раза больше, чем все реки земного шара.

Пересекая Атлантический океан, Гольфстрим направля­ется на северо-восток и разделяется на несколько потоков. Он приносит огромное количество тепла к берегам Запад­ной Европы, где, омывая берега Норвегии, проникает в Ба­ренцево море до Шпицбергена, значительно утепляя запад­ный сектор Арктики.

Большое холодное течение из Баффинова моря - Лабра­дорское - направляется на юг, при встрече с Гольфстримом образуется Субполярный гидрологический фронт. Именно здесь часто зарождаются циклоны.

В южном полушарии, в зоне западного переноса, дейст­вует мощное течение западных ветров. Из высоких широт южного полушария вдоль западных берегов Южной Аме­рики проходит холодное Перуанское течение, вдоль запад­ных берегов Северной Америки - холодное Калифорний­ское течение. Крупные океанические циркуляции сущест­вуют и в других районах Мирового океана.

Холодные течения, поступающие из высоких широт, спо­собствуют охлаждению тропиков. Теплые течения из тропи­ческих районов отепляют высокие широты. Океанические течения, возникающие под воздействием атмосферной цир­куляций, оказывают влияние на атмосферную циркуляцию.

На протяжении последних десятилетий большой прак­тический и научный интерес у климатологов вызывает яв­ление Эль-Ниньо, выражающееся в аномальном повыше­нии температуры поверхностных вод Тихого океана у за­падных берегов Южной Америки в летние месяцы. Причи­на этого явления не вполне выяснена, но установлено, что усиление интенсивности Эль-Ниньо отмечается в годы ос­лабления пассатов и изменений других воздушных потоков.

Интенсивность Эль-Ниньо проявляется с некоторой пе­риодичностью. Так, в 1982 г. аномалия температуры по­верхности Тихого океана распространилась на огромные пространства и составила 6 С.

В годы усиления Эль-Ниньо на западном побережье Южной Америки отмечались катастрофические ливни - даже в районах, где прежде не было осадков на протяжении многих лет, как например в пустыне Атакама.

Эль-Ниньо, являясь порождением нарушений общей циркуляции атмосферы, само оказывает влияние на цикло­ническую деятельность на территориях глобального мас­штаба, вызывая аномальные погодные явления, наводнения в одних районах и засухи в других, а также образование смерчей, торнадо.

Поступление Эль-Ниньо оттесняет холодное Перуан­ское течение от берегов Перу и Чили, препятствует подъе­му глубинных холодных вод. Поступление теплых вод в этот район с пониженным содержанием кислорода оказы­вает губительное влияние на растительный мир и живые организмы, что отрицательно сказывается на экономике прибрежных стран, для которых рыбный промысел имеет важное значение.

Таким образом, океанические течения являются мощным климатообразующим фактором, оказывающим влияние на климат обширных районов через атмосферную циркуляцию.

6. РОЛЬ РЕЛЬЕФА В ФОРМИРОВАНИИ КЛИМАТА

Рельеф оказывает большое влияние на климат, осо­бенно крупные формы рельефа - горы. В горной местности создается особый тип климата, носящий название горного климата.

В горах с высотой вследствие уменьшения расположен­ной выше массы воздуха и увеличения его прозрачности увеличивается приток солнечной радиации. Сильно возрас­тает доля коротковолновой радиации. Однако увеличение солнечной радиации не возмещает расход тепла в результа­те интенсивного эффективного излучения. По этой причи­не, а также под воздействием адиабатического охлаждения температура воздуха с высотой понижается. Однако при образовании в зимнее время температурных инверсий тем­пература воздуха до некоторой высоты может увеличивать­ся. Возникновению таких инверсий способствуют котлови­ны, куда скатывается холодный воздух. Так, в Верхоянске (высота 120 м) средняя температура февраля -46,8 °С, а в Семеновском Руднике, расположенном в Верхоянском хребте на высоте 1020 м, температура -30,5°С.

С высотой уменьшаются суточные и годовые амплиту­ды температуры воздуха. Отмечается запаздывание наступ­ления годовых максимальных и минимальных температур по сравнению с низинами.

Абсолютная влажность с высотой уменьшается, относи­тельная - изменяется мало.

Наименьшая облачность в горах наблюдается зимой. Это объясняется тем, что зимой уровень конденсации находится ниже, чем летом, и соответственно ниже располагаются об­лака, обнажая горные массивы. Количество облаков больше на наветренных склонах, а на подветренных - меньше.

Осадков в горах больше, но это увеличение происходит лишь до некоторой высоты, в зависимости от географиче­ских условий, времени года. Так, на Центральном Кавказе количество осадков увеличивается до высоты 3000 м, а за­тем начинает убывать. Осадков выпадает больше на скло­нах, обращенных в сторону влажных ветров.

В высоких горше на некоторой высоте располагается снеговая линия, выше которой снег лежит круглый год.

Высота снеговой линии зависит от географической широ­ты, экспозиции склонов, континентальности климата. В полярных странах она располагается низко; по мере про­движения на юг снеговая линия повышается и в тропиче­ских широтах достигает высоты 4500-5000 м.

Горы оказывают большое влияние на ветер: они задер­живают воздушные массы и изменяют направление их движения. Кроме того, в горной местности создаются мест­ные ветры в виде фена, боры, горно-долинных и леднико­вых ветров.

Атмосферные фронты также подвержены влиянию гор. При приближении к горному хребту фронт замедляет свое движение. Если хребет достаточно высокий, то фронт оги­бает его с боков. Если холодный воздух перетекает через высокий горный хребет, то на подветренной стороне уста­навливается теплая сухая погода вследствие адиабатиче­ского нагревания воздуха при его опускании (эффект фена). Если же хребет невысок, то опускание холодного воздуха вызывает явление боры. Если на горный хребет надвигается теплый фронт, то он сильно деформируется и профиль его восстанавливается только на расстоянии 200-300 км от хребта.

Горные хребты оказывают большое влияние не только на климат местности, где они располагаются, но и на кли­мат прилегающих к ним районов. Задерживая массы возду­ха, особенно холодные, горные хребты могут являться гра­ницей, разделяющей области с различными климатически­ми условиями^ Так, под влиянием Кавказского хребта теп­лый климат Закавказья отличается от сурового климата Предкавказья. Даже невысокие возвышенности (например, Среднерусская, Приволжская и др.) могут оказывать влия­ние на климат в условиях равнинной местности.

Для горных районов характерна большая неравномер­ность (пятнистость) пространственного распределения климатических характеристик.

В горах имеет место высотная климатическая зональ­ность. Эго явление заключается в том, что в горах измене­ние метеорологических элементов с высотой создает бы­строе изменение всего комплекса климатических условий. Образуются расположенные друг над другом климатиче­

ские зоны (или пояса) с соответствующими изменениями растительности. Эта смена высотных климатических зон напоминает смену климатических зон в широтном направ­лении, с той лишь разницей, что для изменений, которые в горизонтальном направлении происходят на протяжении тысяч километров, в горах нужно изменение высоты только на километры. При этом растительность в горах сменяется в следующем порядке: сначала идут лиственные леса (в сухих климатах они начинаются не от подножия, а с некоторой вы­соты), затем следуют хвойные леса и кустарники, альпий­ская растительность из трав и стелющихся кустарников; дальше, за снеговой линией, следует зона снега и льда.

.

7. КЛАССИФИКАЦИЯ КЛИМАТОВ

На поверхности земного шара наблюдается большое разнообразие климатов. Существуют различные классифи­кации, приводящие климаты земного шара в определенную систему и дающие границы распространения отдельных видов климата. Последнее имеет большое практическое значение, так как с климатом связана хозяйственная дея­тельность человека, жизнедеятельность животных и расти­тельных организмов.

ЛАНДШАФТНО-БОТАНИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ КЛИМАТОВ Л.С. БЕРГА

Большое распространение получила ландшафтно­ботаническая классификация климатов, разработанная Л.С. Бергом. Классификация охватывает сушу. В соответ­ствии с данной классификацией различаются климаты: вечного мороза; тундры; тайги; лиственных лесов, умерен­ной зоны; муссонный климат умеренных широт; степей; средиземноморский; субтропических лесов; внетропиче- ских пустынь; субтропических пустынь; саванн; влажного тропического леса.

Климат вечного мороза создается в Арктике (ледяные плато Гренландии, Земля Франца-Иосифа, часть Новой Земли, Северная Земля), в Антарктиде. Годовой радиаци­онный баланс отрицательный. Наиболее теплой является атлантико-европейская часть Арктики. Средняя температу­ра января на Шпицбергене -13,5 °С, средняя температура июля от 2 до 10 °С. Климат азиатского сектора Арктики отличается большей континентальностью. Средняя темпе­ратура января ниже -30 °С, июля 2-8 °С. Наиболее суровые климатические условия в Гренландии. Толщина льда в цен­тральной части острова 3400 м. Температура января - 49 °С, июля —13 °С, минимальные температуры могут опускаться до -64 °С. Климат Антарктиды более суровый, чем Арктики.

Средние температуры в июле-августе на побережье от -15 до -25 °С, во внутренних районах -50 -5- -70 °С и ниже. Летом на побережье -5 °С (в глубине -28 -35 °С). Осад­