Тема 2. Полезные ископаемые и охрана недр Северной Евразии

Минералы и горные породы, используемые в сфере материального производства, называются полезными ископаемыми, их пригодные для эксплуатации скопления - месторождениями. Близко расположенные месторождения нередко образуют районы (например, железорудный район КМА) и бассейны (например, нефтегазоносные, каменноугольные). В расположении месторождений прослеживаются закономерности, обусловленные их генезисом. Среди эндогенных месторождений выделяются магматогенные и метаморфогенные. К магматогенным могут быть отнесены выходы магматических горных пород (полезными ископаемыми являются, например, граниты, базальты, нефелиновые сиениты), но чаще месторождения образуются при естественном обогащении магмы ценными компонентами.Поэтому нередки месторождения гидротермальные, пневматолитовые, скарновые, пегматитовые и другие.Это многие месторождения металлов, апатита, нефелина. С процессами метаморфизма связаны месторождения железистых кварцитов, слюд, мрамора, графита, кварцита, асбеста. Магматизм и метаморфизм активно протекали в эпохи складкообразования, поэтому эндогенные месторождения тяготеют к двум типам тектонических структур: фндаментам платформ и складчатым областям различного возраста.

Экзогенные месторождения подразделяются на осадочные, россыпные и кор выветривания. К осадочным относятся каустобиолиты (горючие ископаемые), эвапориты (соли, выпавшие из рассолов); некоторые разновидности осадочных пород являются полезными ископаемыми (известняки, мергели, пески и песчаники, гравий, галька и другие). К россыпным относятся толщи нецементированных обломочных пород, содержащие промышленные концентрации рудных зерен или кристаллов (алмаза, золота, касситерита). Месторождения кор выветривания формировались в длительные эпохи тектонического спокойствия, способствующие естественным процессам обогащения этих образований ценными компонентами: бокситами, каолинитами, лимонитом. Экзогенные месторождения типичны для платформенного чехла, а в складчатых областях – для краевых и межгорных прогибов и в меньшей степени – для осадочных толщ, слагающих горные сооружения. Таким образом, размещение всех полезных ископаемых контролируется тектоникой.

Формирование месторождений полезных ископаемых сильно изменялось во времени, что позволило выделить ряд рудных эпох. Это наложило отпечаток на спектр полезных ископаемых, характерных для геоструктур различного возраста. Для фундамента древних платформ характерны месторождения железистых кварцитов, которые в фанерозое уже не возникали. Каледонская рудная эпоха бедна полезными ископаемыми, зато ими богата герцинская эпоха. Мезозойская эпоха дала основные месторождения олова.

Богатства недр Северной Евразии велики, но исчерпаемы. Их эксплуатация требует рационального подхода. Основные проблемы, возникающие при этом, следующие:

а. сведение к минимуму потерь полезных ископаемых при их добыче;

б. комплексное, полноценное использование добытого минерального сырья;

в. проведение мероприятий по предотвращению разрушения окружающей среды и восстановлению ландшафтов, которым нанесен ущерб.

Недопустимы, например, большие потери угля при его добыче из пластов большой мощности, превышающей высоту угольных лав; нарушении технологии складирования, приводящей к самовозгоранию угля; перевозки угля в открытых вагонах, когда большое количество угольной пыли сдувается потоками воздуха, теряется и загрязняет ландшафты. Необходимо внедрение комплексного использования горношорских железных руд, содержащих значительные примеси сульфидов цинка, свинца, меди и других металлов. При выплавке металла эти ценные компоненты сгорают, опасно загрязняя окружающую среду. Огромные количества «попутного» природного газа сжигаются, что приводит к их потере и загрязнению атмосферы.

Добыча и обогащение полезных ископаемых наносит значительный ущерб окружающей среде. Сильно нарушаются рельеф, режим подземных вод, уничтожаются почвы, естественная растительность и животные. Избавиться от этих негативных явлений можно применением щадящей технологии добычи. Горнорудные предприятия обязаны полностью восстановить нарушенные ландшафты. Естественно, это сильно удорожает добычу, но необходимо для поддержания экологического благополучия.

Тема 3. Рельеф

Орография и морфометрия.Под рельефом понимается совокупность неровностей (форм) земной поверхности. Существуют следующие характеристики рельефа: орография, морфометрия (включая гипсометрию), геоморфология (морфоструктура и морфоскульптура). Орография (точнее, морфография) предполагает выявление внешнего плана, «геометрии» рельефа. Под морфометрией понимается совокупность количественных характеристик элементов рельефа: их протяженность в различных направлениях, занимаемые площади, высоты.

Сосредоточенные в северной и западной частях Российского региона крупные равнины: Восточно- Европейская, Западносибирская, Северосибирская, Колымская, Яно– Индигирская, равнины Предкавказья, Карелии, Кольского полуострова, Среднесибирское плоскогорье – соответствуют в основном геоструктурам платформ и потому имеют изометричные очертания в плане. В зависимости от абсолютных высот среди равнин выделяются низменные (ниже 200 м); возвышенные (200 – 500 м) и высокие или нагорные (плоскогорья, плато, нагорья) с высотами более 500 м.

Горы как орографические единицы отличаются от равнин повышенной степенью расчленения рельефа, они линейно вытянуты в плане на сотни и тысячи километров. По особенностям морфологии выделяются горы низкие с мягкими, округлыми очертаниями поверхности; средневысотные также с мягкими округлыми формами вершин, но отличающиеся заметно выраженной высотной поясностью; высокие, как правило, поднимающиеся выше снеговой границы и имеющие поэтому в верхнем поясе резко расчлененный рельеф. В Российском регионе обычно низкие горы не превышают 1 км, средневысотные 3 км, высокие поднимаются выше 3 км. На данной территории горы образуют южный пояс (Крымские, Кавказские, Алтай, Западные и Восточные Саяны, Байкальская горная страна). Горы преобладают и на Дальнем Востоке. Особняком размещается Урал. В тектоническом плане горы соответствуют складчатым сооружениям различного возраста.

Морфоструктура. Это крупные формы рельефа, возникшие при взаимодействии эндогенных и экзогенных факторов при ведущей роли первых. Выделяется два основных типа морфоструктуры: равнины и горы. По генезису различаются горы эпигеосинклинальные (возникшие на заключительных этапах развития геосинклиналей) и эпиплатформенные возрожденные. К первым, с большой долей условности, можно отнести только горы областей кайнозойской складчатости. Но даже они претерпели процессы блокового возрождения. По ведущей роли различных процессов горообразования выделяют горы складчатые, глыбовые и вулканические. Типичные складчатые горы весьма редки ( некоторые горы Дагестана) и встречаются только среди эпигеосинклинальных гор. Глыбовые горы образуются благодаря блоковым поднятиям (Западный и Восточный Танну– Ула, Турана) и встречаются часто. Но самыми распространенными являются складчато– глыбовые и глыбово– складчатые горы. Довольно обычны сводовые поднятия большого размера, осложненные разрывными и складчатыми дислокациями. Например, для Кузнецкого нагорья характерна морфоструктура сводово– глыбовых гор.

Морфоструктура гор генетически связана с тектоникой и пространственно соответствует складчатым областям различного возраста. При этом, как правило, чем древнее складчатая область, тем меньшую роль в происхожденни рельефа играют складчатые структуры; соответственно возрастает значение блоковых структур. Преобладающей разновидностью вулканических гор являются стратовулканы почти правильной конической формы, имеющие подводящий канал, кратер, в их разрезе чередуются слои застывшей магмы и пирокластики. Вулканические горы типичны для областей активного вулканизма, как древнего (Витимское плоскогорье, Северо- Восток Сибири, Большой и Малый Кавказ), так и современного, с действующими вулканами (Камчатка, Курилы, подводные вулканы Дальнего Востока).

Формирование равнин происходит под влиянием двух процессов – эрозионно– денудационного (разрушение неровностей поверхности и удаления его продуктов) или осадочной и вулканогенной аккумуляции. В свою очередь, денудация кристаллических пород складчатого фундамента приводит к формированию цокольных равнин, а преимущественно осадочных пород с субгоризонтальным залеганием их пластов – пластовых равнин. Существует несколько разновидностей пластовых равнин: типично пластовые, моноклинально– пластовые, многоярусно– пластовые, а при наличии траппов в качестве бронирующих пластов – трапповые равнины. Процессы осадочной аккумуляции молодых неоген– антропогеновых толщ приводят к формированию аккумулятивных равнин, вулканогенной аккумуляции – лавовых плато. Наблюдается четкая зависимость размещения морфоструктуры равнин от тектоники: цокольные равнины образуются в пределах щитов древних платформ, пластовые равнины – плит древних и возвышенных участков молодых платформ, аккумулятивные преимущественно низменные равнины наиболее типичны для молодых плит, а также для пониженных участков плит древних платформ. Лавовые плато встречаются в областях базальтового вулканизма (Витимское плоскогорье, Дальний Восток).

Новейшая тектоника и ее воздействие на морфоструктуру. Рельеф – это недолговечный, эфемерный компонент географической оболочки. Под воздействием внешних факторов происходит быстрое разрушение любого горного сооружения и преобразование рельефа равнин. Давно перестали существовать горы, возникшие не только в древнее геологическое время, но и молодые горы областей кайнозойской складчатости. Казалось бы, не должно сохраниться ни одной горной страны. Однако, постоянное подновление и возрождение горного рельефа происходит под влиянием новейшей тектоники (неотектоники), то есть блоковых движений, проявившихся в неогене и антропогене и продолжающихся поныне.

Неотектонические движения различаются по знаку (поднятия или опускания), а также по интенсивности (интенсивные, умеренные, слабые). В целом на территории Российского региона преобладали поднятия. Интенсивные поднятия суммарной амплитуды за 27 – 30 млн. лет в несколько километров охватили южные области и многие районы Дальнего Востока. Здесь повсеместно возродился высокогорный и среднегорный рельеф. Во многих областях, испытавших умеренные поднятия суммарной амплитуды менее 1 км, возродился среднегорный и низкогорный рельеф (Урал, горы Южной Сибири и Дальнего Востока). Но в ряде случаев умеренные поднятия наряду со слабыми (амплитуда в десятки и первые сотни метров) создали рельеф высоких и возвышенных равнин. В областях опусканий любой интенсивности преобладали процессы осадочной аккумуляции, что способствовало возникновению аккумулятивных равнин на территориях с расчлененным рельефом. Донеогеновый рельеф сохранился лишь на сравнительно небольших участках слабоподвижных территорий (Казахского мелкосопочника, Урала).

Из изложенного следует несколько серьезных выводов. Во- первых, вывод о решающей роли новейшей тектоники в генезисе современного рельефа РОссии. Во- вторых, признание относительной молодости рельефа и синхронности его возникновения в большинстве регионов. В- третьих, неверность суждений о решающей роли фактора времени в формировании облика горных сооружений. Для примера приведем наиболее распространенный вывод о возрасте Урала и Кавказа. Исходя из морфологии рельефа, Урал считается древним, Кавказ – молодым горными сооружениями. Между тем, различия облика сравниваемых гор являются следствием различной интенсивности новейших поднятий. Напрашивается вывод о том, что каждое горное сооружение имеет двоякий возраст: возраст складчатости и возраст рельефа; при этом возраст рельефа всегда уступает возрасту складчатости. В равной степени данный вывод применим и к равнинам.

Важнейшие события четвертичной истории и их воздействие на рельеф. Некоторое похолодание и возрастание аридности климата наблюдались уже в неогеновом периоде. В плейстоцене – «ледниковом периоде» – произошло общее похолодание климата, приведшее к возникновению обширных площадей покровных ледников. Выдвинуто множество предположений о причинах оледенений; их можно объединить в две группы. Космическими причинами оледенений могли быть снижение солнечной активности, прохождение планеты через пылевое облако и другие. Земные причины сводятся к изменениям очертаний береговой линии и характера перераспределения тепла океаническими течениями, смене геократических и талассократических эпох, влиянию орографии на климат и прочее.

Определенные споры вызывает вопрос о центрах оледенений. Большинство исследователей выделяет три центра, действовавших на территории России, обширным и мощным, сопоставимым по масштабам с современным ледником Антарктиды, был Кольско– Скандинавский центр. Расположенный восточнее Урало- Новоземельский (Новая Земля и Приполярный Урал) центр заметно уступал по размерам. Еще меньшими размерами отличался Таймыро– Путоранский центр (Бырранга и Путорана). Уменьшение размеров ледников в восточном направлении объясняется возрастанием суровости и континентальности климата плейстоцена в том же направлении. Соответственно таким изменениям возрастал дефицит воды – «строительного материала» ледников. В последние годы высказано предположение о наличии единого ледникового щита, протягивавшегося от Скандинавии на западе до Берингового пролива на востоке (Гросвальд М.Г.).

Ледниковые центры тяготели к горным территориям, однако в эпохи похолоданий ледники «выплескивались» в предгорья и на расположенные далее равнины. Такие ледники соседних центров оледенений смыкались и продвигались в южном направлении единым потоком. Оледенение было многократным: выделяется четыре ледниковых эпохи (ледниковий или гляциалов), распадавшихся на множество стадий. Эпохи оледенений разделялись межледниковьями (интергляциалами), когда климат становился намного теплее современного, что приводило к почти полному исчезновению ледников. Ледниковые стадии разделялись интерстадиалами с заметным потеплением климата и сокращением площадей ледников. Чередование ледниковий и межледниковий положено в основу геохронологии плейстоцена (см. таблицу 1).

Таблица 1. Геохронология плейстоцена.

Среди ледниковий особо выделяется эпоха максимального оледенения (днепровско– самаровское ледниковье). На Восточно– Европейской равнине ледник особенно далеко продвинулся к югу по низменностям тремя языками: днепровским – до широты теперешнего Днепропетровска, донецким – до устья реки Медведицы и волжским. На разделах языков движение ледника сдерживалось Средне– Русской и Приволжской возвышенностями, и его южная граница проходила много севернее, приблизительно по широте г. Серпухова. Самаровский ледник в Западной Сибири достиг 60 градусов с.ш.

Важная роль отводится и южной границе последнего ледника – валдайско– зыряновского, к северу от которой наилучшим образом сохранился ледниково- аккумулятивный рельеф. На Восточно– Европейской равнине она проходит приблизительно по линии г. Вильнюс – Валдайская возвышенность – Мезенская губа.

Ледники сильно изменили рельеф северной половины Восточно– Европейской и Западносибирской равнин. Прослеживается зональное размещение форм ледникового рельефа. Следует учитывать, что это реликтоваязональность, свойственная плейстоцену; простирание реликтовых зон несколько отличается от направления современных зон. Самой северной геоморфологической зоной является зона ледниковой экзарации. Южнее она сменяется зонами свежих и сильно измененных форм ледниковой аккумуляции, сопряженных с моренными отложениями. В перигляциальной зоне московского ледника сформировались водно- ледниковые (флювиогляциальные) формы рельефа и отложения. На некотором удалении накопились значительные толщи вынесенного с ледника пылеватого материала, из которого сфорировались лессы, лессовидные и покровные суглинки, перекрывшие доледниковый рельеф.

Важным событием плейстоцена была бореальная (borealis – северный) трансгрессия Северного Ледовитого океана на северо- восток Восточно- Европейской равнины и север Западной Сибири. Ее распространение происходило вдоль речных долин и других понижений рельефа (ингрессия). Хронологически она совпала с последним (микулинско- казанцевским) межледниковьем, однако частично приходилась и на гляциалы. Судя по органическим остаткам, море было теплым. Не совсем ясны причины трансгрессии; есть определенные возражения против тектонической и климатической гипотез. В результате трансгрессии возникли участки морских аккумулятивных равнин на морских отложениях, при этом были переотложены более древние моренные осадки.

В неогене и плейстоцене происходила сложная эволюция морей– озер Черноморско– Каспийского региона. В развитии Каспийского озера– моря, например, известны две трансгрессии конца неогена (верхний плиоцен) – акчагыльская и апшеронская, и три трансгрессии плейстоцена: бакинская, хазарская и хвалынская. Их разделяли эпохи регрессий, когда размеры Каспия уменьшались до масштабов Южнокаспийской впадины. В периоды трансгрессий акватория водоема возрастала более чем в два раза. Неоднократно устанавливалась связь Черноморского и Каспийского озер (поскольку Черное море в эти эпохи теряло связь с Мировым океанм) через Кумо- Манычский пролив. Устанавливаются совпадения колебаний уровня с эпохами межледниковий, когда климат значительных территорий становился плювиальным, и ледниковий с аридным климатом. Правда, подмеченные закономерности нередко нарушались. Таким образом, основная причина колебаний уровней водоемов – климатическая. Под влиянием трансгрессий накапливались лагунные и морские отложения, что формировало аккумулятивные равнины южной части Восточно– Европейской и обширных территорий Туранской равнин.

Морфоскульптура. Это небольшие элементы рельефа, созданные главным образом экзогенными агентами. Среди них основным является климат. Зональное распределение климата определяет зональность и типов морфоскульптуры на равнинах и высотную поясность в горах. Как уже отмечалось, выделяются современные и реликтовые (плейстоценовые) формы рельефа; соответственно и зональность их размещения может быть современная и реликтовая. Анализ закономерностей размещения типов морфоскульптуры облегчается тем, что очертания древних и современных геоморфологических зон мало отличаются друг от друга. Нередко наблюдается наложение одного типа морфоскульптуры на другой. Рассмотрим основные типы морфоскульптуры региона.

Ледниковый рельеф. Наиболее распространена реликтовая ледниковая морфоскульптура в районах плейстоценового оледенения Восточно- Европейской и Западно– Сибирской равнин. Мы уже выделили ряд зон такого рельефа.

Зона экзарационного рельефа представлена прежде всего большими площадями выровненной покровными ледниками поверхности. Отрицательные формы такого рельефа называются котловинами выпахивания, нередко являющимися озерными котловинами. Положительные формы образованы сглаженными возвышениями (фьельды, сельги). Кроме того, к экзарационным формам относятся бараньи лбы, курчавые скалы, троги, фьорды.

Южнее, до южной границы Валдайского ледника, находится зона свежих форм моренной аккумуляции. Прекрасно выражены линейно вытянутые, фестонатые в плане гряды и отдельные холмы конечных морен. Они разделены так же четко выраженными понижениями, нередко превращенными в озера. Обилие озер породило термин поозерье. С таким рельефом сопряжены моренные отложения, среди которых выделяются конечная и основная морена. Последняя образуется за счет проецирования всей совокупности движущихся морен ледника при его таянии на ложе ледника и образует сравнительно ровный слой.

Еще южнее, в полосе между южными границами областей валдайского и московского оледенений, те же формы со временем сильно изменились, разрушились и почти не выражены в рельефе.

Самой южной является перигляциальная зона водно– ледникового (флювиогляциального) рельефа, более известная под названием зоны полесий. Главным агентом рельефообразования являлись талые воды ледника, богатые взвесями («ледниковое молочко»). Существовали два варианта рельефообразования. Первый возникал в случае движения ледника под уклон. Осадконакопление осуществлялось множеством приледниковых рек, выносивших песок, гравий и мелкую гальку. При этом формировались зандровые равнины на зандровых песках и галечниках. Второй вариант становился возможным при движении ледника вверх по пологому склону. Ледник подпруживал талые воды, образовывалось приледниковое озеро, в котором и происходила седиментация. Формировались озерные равнины на ленточных глинах. К водноледниковым формам относятся камы и озы, нередко встречающиеся в зонах моренного рельефа.

Ледниковый рельеф гор развивается выше климатической снеговой границы. Он характеризуется резко выраженной степенью расчленения поверхности; такой рельеф называется альпийским. Широко распространены кары (в формировании которых принимает участие и снежная нивация), карлинги, троги.

Криогенная морфоскульптура возникает под влиянием многих процессов рельефообразования нивального (nivalis – снежный, холодный) пояса: морозного выветривания, снежной нивации, солифлюкции, термокарстовых и других. Имеются реликтовые и современные формы криогенного рельефа. На сложенных рыхлыми породами равнинах они представлены полигональными грунтами, буграми пучения, гидролакколитами, аласами. При наличии крутых склонов и преобладания прочных горных пород в горах развиваются скальные образования, курумы у их подножий, структурные грунты, нагорные террасы. Криогенный рельеф характерен для арктических пустынь, тундр и северной тайги. В горах он развивается в верхнем поясе, способствуя широкому распространению гольцов – вершин округлой или уплощенной формы, сильно отличающихся от пикообразных вершин альпийского рельефа. Из типов рыхлых отложений, сопряженных с криогенным рельефом, выделяются коллювиальные.

Флювиальная морфоскульптура наиболее распространена в пределах бывшего СССР. Агентами рельефообразования являются текучие воды (fluvius – река, поток). Наиболее характерны речные долины с комплексами террас и водоразделы, балки, овраги, конусы выноса, дельты рек, эрозионные рытвины. С ними тесно связаны аллювиальные, делювиальные, пролювиальные отложения. В горах эрозионные формы отличаются более резким поперечным профилем (ущелья, теснины, каньоны, хребтообразные водоразделы) и более грубым составом рыхлых толщ. Флювиальная морфоскульптура развита практически по всему Российскому региону, но наиболее характерна в лесной, лесостепной и степной зонах, а в горах – в их нижнем поясе.

Аридная морфоскульптура.Агентами рельефообразования являются пустынное выветривание, эоловые процессы, эрозия временных водотоков, карстово– суффозионные процессы, такырообразование и другие, связанные с аридным климатом и слабым развитием растительности. В условиях пересеченного рельефа развиваются формы аридной денудации, обусловленные механическим дроблением горных пород, корразией, дефляцией, действием временных водотоков: «дурные земли», каменные грибы, кружева, ниши, «эоловые города», сухие русла. На равнинах обычны степные блюдца дефляционного или суффозионно– просадочного происхождения, псевдокарстовые формы в сильно засоленных породах (глинистый карст), такыры, каменистые, щебнистые, галечниковые грунты дефляционного происхождения, формы лессовой или песчаной аккумуляции (кучевые, грядовые пески, редкие барханы). Преобладают эоловые отложения. Аридный рельеф развит в степях, полупустынях и пустынях; в нижнем поясе гор и в предгорьях семиаридных и аридных территорий.

Карстовая морфоскульптураформируется в областях распространения известняков, доломитов, мраморов, гипсов, каменной соли и других растворимых пород. Преобладают отрицательные формы рельефа: воронки, котловины, колодцы, шахты, пещеры с их особыми образованиями (сталактиты, сталагмиты, колонны). В пределах России существует только покрытый карст. Распространение карста зависит в основном от петрографии (Предуралье, Средняя Сибирь, Крым, Кавказ, горы Южной Сибири) не подверженной зональному распространению. Однако зональность все же прослеживается, поскольку развитие карста требует достаточного количества воды. Наихудшие условия его развития наблюдаются в северных территориях с суровым климатом, поскольку во время продолжительной зимы вода превращается в химически инертный лед. В южных аридных территориях также наблюдается дефицит воды. Наиболее благоприятна для развития карста средняя полоса с относительно короткой зимой и гумидным климатом.

Склоновая морфоскульптуравыражена повсеместно, однако наиболее развита в районах сильно пересеченного рельефа. Основным агентом генезиса является гравитация, которая дополняется плоскостным или линейным смывом, снежными лавинами и другими агентами. Нередко развитие склонов ускоряется под воздействием тектоники. Зависит оно и от геологического строения и климата местности. Со склонами сопряжены прежде всего делювиальные отложения.

Тема 4. Климат.

Климатом называется многолетний режим погоды региона; в применении к России или единиц ее районирования. Климат, в отличие от погоды, обладает значительным постоянством. Погода же (состояние тропосферы в конкретный отрезок времени в данной местности) характеризуется крайней степенью изменчивости.

Радиационные факторыклиматообразования.Под солнечной радиацией подразумевается вся совокупность электромагнитного и корпускулярного излучения Солнца; это единственный источник энергии экзогенных процессов. Для характеристики радиации используются количественные показатели прямой, рассеянной и суммарной радиации, а также радиационного баланса земной поверхности. Основными единицами измерения радиации являются ккал/кв.см или мегаджоули/кв.м. (1 Дж = 0.2388 кал; 1 кал = 4.1868 Дж).

Прямая радиация доносится до поверхности непосредственно лучами Солнца, ее интенсивность зависит от угла падения лучей (следовательно, от географической широты) и от степени прозрачности атмосферы. Изолинии, показывающие распределение годовых сумм прямой радиации, имеют субширотное простирание, что, наряду с нарастанием величин от 10 – 15 ккал/кв.см в Арктике до 60 - 70 ккал/кв.см в южных районах России и до 110 ккал/кв.см на юге Средней Азии, свидетельствует о зональном распределении этого показателя. В то же время все изолинии заметно отклоняются к северу над Средней и Северо- Восточной Сибирью (господство антициклональных безоблачных погод) в сравнении с Европейской Россией и Дальним Востоком (преобладание циклональных облачных погод), что отражает определенные провинциальные отличия в распределении прямой радиации.

Рассеянная радиацияпретерпевает рассеяние в атмосфере и поступает на земную поверхность от всего небесного свода; она возрастает под влиянием облачности и запыленности атмосферы. Изолинии рассеянной радиации образуют концентрически расположенные замкнутые кривые, окружающие область минимальных величин в центральной Сибири и Алтае– Саянской стране (30 ккал/кв.см и менее). Выделяются и области максимальных величин (40 – 65 ккал/кв.см/год). Три из них: Дальний Восток, запад Восточно– Европейской равнины и Арктическое побережье отличаются высокой степенью облачности.

Суммарная радиация почти не испытывает влияния рассеянной радиации и полностью наследует закономерности размещения прямой радиации: зональное распределение (от 60 – 70 ккал/кв.см/год над арктическими морями до 120 – 130 ккал/кв.см/год на юге России и до 110 ккал/кв.см/год на юге); несколько большие показатели в Азиатской части региона в сравнении с Европейской частью. Очень велики сезонные различия в приходе суммарной радиации ( в ккал/кв.см/мес.): 13 – 22 в июне – 0 (в условиях полярной ночи) – 6 в январе.

Радиационный баланс – это разность между поглощенной земной поверхностью суммарной радиацией (приходная часть), отраженной радиацией (зависит от альбедо поверхности) и эффективным излучением (расход). Годовые величины радиационного баланса в ккал/кв.см изменяются от 5 – 10 над Арктикой до 40 –45 на юге России и до 50 на юге. Наблюдается его зональное размещение, значительные отклонения имеются в горных районах, особенно на Северо– Востоке Сибири. Суммы радиационного баланса над Европейской частью несколько выше этих показателей для Азиатской России. Это противоречит распределению суммарной радиации и может быть объяснено более существенным возрастанием расходной части баланса над Азиатской Россией в связи с большей длительностью существования снежного покрова с его высоким альбедо.

Максимальные величины радиационного баланса достигаются в июле, при этом различия незначительны (в ккал/кв.см/мес.) : 7 - 9 в России и до 9 – 10 в субтропиках. «Выравнивание» величин баланса объясняется спецификой поступления радиации: в южных районах она возрастает за счет большей высоты Солнца, а в северной определенную роль играет продолжительность солнечного освещения – вплоть до круглосуточной в условиях полярного дня. Расходная часть баланса высока в Арктике – до 60 – 70%, на материке же она возрастает в южном направлении от 10 – 13% в тундре, 12 – 16% в лесных зонах до 20 – 23 в лесостепях и степях и 25 – 30% в пустынях. Зато значительно нарастают в южном направлении величины баланса в переходные сезоны года за счет продвижения снежного покрова с его высоким альбедо. Так, в апреле в средней полосе России они возрастают от 1 до 5 ккал/кв.см то есть в 5 раз! В зимние месяцы показатели баланса отрицательные, слабоположительный баланс наблюдается только в южных территориях.

Циркуляционные факторы климатообразования.Циркуляция атмосферы – охватывающее огромные площади перемещение воздушных масс – оказывает существенное воздействие на климат России. Её наиболее значимыми характеристиками являются: западный перенос воздушных масс; особенности сезонной региональной циркуляции, обусловленной спецификой барического поля; генезис и свойства воздушных масс, роль циклонов и антициклонов.

Западный перенос проявляется в умеренном поясе как результат взаимодействия между субтропической зоной высокого давления и полярной областью низкого давления. Барический градиент направлен к северу, но под влиянием кориолисовых сил воздушный поток все больше отклоняется вправо и прибретает вначале юго– западное, а затем западное направление. Западный перенос лучше выражен в верхней тропосфере; в нижней тропосфере под влиянием местных барических центров он может испытывать заметные отклонения и выражен менее четко. Обычно осуществляется западный перенос воздушных вихрей – циклонов и антициклонов, в разных секторах которых одновременно наблюдается ветер различных направлений. Поэтому необходимо четко различать понятия «западный ветер» и «западный перенос».

Барическое поле значительно меняется в зависимости от сезона года. По усредненным многолетним данным зимой самым крупным образованием является Сибирский максимум (с центром близ г. Улан– Батора), который занимает большую часть азиатской России и образует северо– восточный (от Байкала до Чукотки) и западный (от Алтая до дельты Волги) отроги. Этот максимум формируется в начале зимы как многоядерное образование в связи с сильным выхолаживанием приземной тропосферы в орографических котловинах. Позднее по тем же причинам образуется единый антициклон, охватывающий большую площадь и распространяющийся в высоту в пределы верхней тропосферы. При этом возникает своеобразный порог, нарушающий западный перенос в верхней тропосфере и приводящий к нагромождению значительных избыточных масс воздуха, что способствует появлению особенно высокого давления. Таким образом, на ранних этапах развития Сибирский максимум является образованием термическим, на поздних – преимущественно динамическим.

Западнее располагается слабо выраженный отрог повышенного давления, играющий, однако очень важную роль ветрораздела европейской России – «ось Воейкова». В субполярных широтах размещаются минимумы давления – Карская ложбина Исландской депрессии и Алеутский. Над акваторией Черного моря образуется слабо выраженная, но играющая значительную роль «дороги циклонов» Черноморская депрессия.

В целом нетрудно заметить, что в зимний период барические градиенты направлены из центра Евразиатского материка на окружающие акватории, что способствует активному выносу воздуха с материка и адвекции холода на моря.

Диаметрально противоположная картина характерна для летнего периода. На континенте преобладают области низкого давления. Внутри континента господствует Южноазиатский минимум с центром над Пакистаном. В пределы России проникают его ложбина – Сибирская и касательно влияет -Среднеазиатская. К ним примыкают континентальные области достаточно низкого давления. Алеутский минимум исчезает, так же как и Карская ложбина, что приводит к сильному ослаблению влияния Исландской депрессии. Возрастает влияние субтропических максимумов. Юго– западные районы Восточно– Европейской равнины захватывает восточная окраина Азорского максимума, сильно разросшегося за счет экваториального муссона из южного полушария. По той же причине приближается к континенту западная окраина Гавайского максимума. Сохраняется действие «оси Воейкова», как крайнего восточного выступа Азорского антициклона. Над Арктикой формируется двухядерный одноименный максимум. Барические градиенты направлены внутрь Евразиатского континента, что способствует глубокому проникновению на его территорию влажного (исключая Арктику) и относительно прохладного морского воздуха.

Воздушные массы. Области высокого и низкого атмосферного давления являются основными очагами формирования воздушных масс – значительных объемов тропосферного воздуха, обладающих качественным своеобразием и спецификой динамики. Выделяются географические типы воздушных масс, каждая из которых делится на подтипы – континентальный или морской.

Умеренный воздух преобладает на территории Северной Евразии, его свойства наиболее сильно подвержены сезонным изменениям. Очагами формирования морского умеренного воздуха (мУВ) являются субполярные минимумы. В течение всего года мУВ отличается высоким абсолютным влагосодержанием. Зимой его температуры относительно высокие (в сравнении с кУВ), летом – прохладные.

Основным очагом формирования кУВ в зимний период года является Сибирский максимум с его отрогами. Этот подтип отличается особенно низкими абсолютным влагосодержанием и температурами. В теплый период года кУВ формируется в Сибирской ложбине и над примыкающими к ним территориями. Он также сух, но обладает заметно более высокими температурами, нежели мУВ.

Арктический воздух в течение всего года сух в связи с низкими температурами. Но все- таки зимой над скованным льдом пространством преобладает кАВ, особенно холодный и сухой. Летом в Арктическом максимуме над относительно свободными ото льда акваториями преобладает мАВ, заметно более теплый и содержащий несколько больше влаги, чем кАВ.

Тропический воздух относительно редок в зимний период года, но летом его роль значительна. Очагами формирования мТВ являются субтропические антициклоны, особенно сильно влияние Азорского максимума. Этот подтип отличается высокими температурами и абсолютным влагосодержанием. Континентальный арктический воздух (кТВ) образуется в летних субтропических минимумах над центральной частью Евразии, поэтому он крайне сух и нагрет, а также чрезвычайно запылен.

Для динамики УВ особенно характерен западный перенос, такому переносу в различных секторах циклонов подвержены АВ и ТВ. Однако для этих типов возможна и иная динамика: субмеридианальные вхождения АВ и пассатная циркуляция ТВ. Есть сведения о наличии заключительных стадий экваториально– муссонной циркуляции экваториального воздуха (ЭВ) в верхней тропосфере даже в Подмосковье. Воздействие ЭВ на погоду или ничтожно, или вообще отсутствует.

Роль циклонов и антициклонов. Важную роль в формировании климата играют зоны раздела разнородных воздушных масс – атмосферные фронты. Истинный климатический фронт – это очень динамичное образование, отразить положение которого на карте практически невозможно. Климатологический фронт определяется как среднее многолетнее положение истинных фронтов, наносимое на карту. В пределах России существует два типа фронтов. Арктический фронт разделяет арктические и умеренные воздушние массы, полярный – умеренные и тропические. Фронты не обазуют сплошного раздела, а распадаются на кулисообразно расположенные отрезки, называемые ветвями.

В холодную часть года над западной частью Арктики в районе Новой Земли возникает Атлантико– Европейская ветвь арктического фронта. Другая, Охотская ветвь того же фронта располагается над Охотским побережьем. Ветви полярного фронта – Черноморская, Южнокаспийская, Иранская – возникают зимой в- основном за пределами России. В теплую часть года сохраняется, несколько смещаясь на север, Атлантико– Европейская ветвь, восточнее, над дельтой Лены, образуются Восточно- Сибирская и над южным побережьем Чукотского моря – Чукотская ветви арктического фронта. Полярный фронт располагается над сушей и представлен Восточно- Европейской (средняя полоса европейской России), Монгольской (горы Южной Сибири) и Дальневосточная (Приморье) ветвями. Важное значение имеют фронтальные разделы, возникающие далеко за пределами России.

Прохождение атмосферных фронтов вызывает изменения погоды. Еще большее значение имеют происходящие на фронтальных разделах процессы циклонообразования и антициклогенеза. Эти процессы сводятся к возникновению и углублению фронтальной волны, а в дальнейшем – к отрыву частей этих волн и к возникновению в ложбинах волн циклонов а в гребнях – антициклонов. И те, и другие претерпевают дальнейшую эволюцию, что сказывается на характере погод. Пути – траектории – циклонов и антициклонов обычно диктуются западным переносом, при этом одновременно первые смещаются в северном, вторые – в южном направлениях. Однако, наблюдаются и случаи аномального отклонения траекторий циклонов: они движутся иногда к западу, возникают «ныряющие» циклоны, движущиеся непосредственно к югу и т.д.

Роль внетропических циклоновособенно велика в умеренных широтах. Они обладают крупными размерами (тысячи кв.км. по площади) и движутся быстро, со скоростью 30 – 50 км/ч. Внутрициклональными фронтами они разделяются на теплый и холодный секторы. Сформировавшиеся на арктическом фронте циклоны содержат в теплом секторе мУВ (атлантический воздух), на полярном – мТВ. Поэтому различаются атлантические и средиземноморские (теплые) циклоны; на Дальнем Востоке действуют тихоокеанские циклоны. В холодных секторах содержится либо АВ, либо кУВ. Холодный фронт внутри циклона всегда движется быстрее теплого, что приводит к окклюзии – отрыву теплого сектора от земной поверхности. Лишенный возможности прогреваться за счет термической конвекции воздух теплого сектора охлаждается, его температура уравнивается с температурой окружающего воздуха – происходит заполнение, гибель циклона. В пределах России атлантические и тихоокеанские циклоны действуют в течение всего года, средиземноморские – только в зимний период. На длительном пути нередко создаются условия, приводящие к возрождению связи теплого сектора с земной поверхностью, а, следовательно, и всего циклона (его регенерация). Чаще регенерация присходит в горных регионах в условиях притока новых масс холодного воздуха, усиливающего температурные контрасты между секторами.

Прохождение теплого сектора в течение всего года сопровождается сплошной низкой облачностью, затяжными, а потому обильными моросящими осадками и сменой температуры воздуха. В зимний период она повышается, иногда (особенно в средиземноморсих циклонах) до оттепели. Летом устанавливается относительно прохладная пасмурная погода. Прохождение теплого сектора нередко провоцирует прорыв в тыл ему холодного воздуха, что приводит к резкой смене описанных выше условий на типичную погоду холодного фронта.

Возникшие на атмосферном фронте молодые антициклоны отличаются малыми размерами и подвижностью. Но по мере дальнейшего развития они «расплываются» – увеличиваются в размерах и замедляют вращение и движение по траектории, все более превращаясь в малоподвижные. Наконец, в южных районах они практически останавливаются – стационируют, достигают максимальных размеров. В центре любого антициклона наблюдается нисходящее движение воздуха, приводящее к его адиабатическому прогреву, размыву облачности вследствие превращения облачных капель или кристаллов в водяной пар и к господству сухой погоды. В стационирующем антициклоне эти процессы доведены до крайности. Размыв облачности резко преображает радиационные процессы. Зимой происходит особенно сильное выхолаживание воздуха вследствие теплового (длинноволнового) излучения в космическое пространство, приводящее к возникновению минимальных температур воздуха. Летом, напротив, сильно возрастает радиационный прогрев и возникают максимальные температуры. Поскольку стационирующие антициклоны являются устойчивыми образованиями, сильные морозы зимой и сильная жара летом при солнечной безоблачной погоде и отсутствии осадков сохраняются долго.

Иные погодные условия возникают зимой на периферии антициклонов. Здесь наблюдается растекание воздуха от центра к окраинам, что обусловливает наличие ветра, нередко сильного, зимних буранов и метелей. При движении воздуха к окраинам антициклона наблюдается отклонение ветров вправо, по часовой стрелке. В связи с этим в расположенных западнее антициклона регионах происходит адвекция тепла с юго– восточными и южными ветрами. Напротив, на восточной периферии преобладают ветры северо– восточного и северного направлений и осуществляется адвекция холода.

Элементы климата. Теплообеспеченность. Для характеристики теплообеспеченности необходим анализ средних температур, сумм активных температур, продолжительности безморозного периода и других показателей.

Термический режим зимнего периода года. Для анализа средних температур января используется карта изотерм. Конфигурация изотерм очень сложна. Их субширотное простирание наблюдается лишь на отдельных участках. Зональное распределение средних температур обнаруживается лишь в пределах Туранской равнины, что объясняется влиянием как радиационных (относительно большие величины радиационного баланса), так и циркуляционных факторов (адвекция холода с севера). Сходная картина наблюдается в южных районах равнинной части Сибири.

На Восточно– Европейской равнине и в северной части Западной Сибири наблюдается субмеридиональная, переходящая в диагональную ориентировка январских изотерм, обусловленная явным преобладанием воздействия циркуляции. Происходит адвекция тепла из Северной Атлантики в общем русле западного переноса мУВ. По мере продвижения к востоку значительные количества переносимого атлантическим воздухом тепла расходуются на обогрев тропосферы и земной поверхности. Соответственно подвергается трансформации (охлаждается) сам атлантический воздух. Изотермы фиксируют эти изменения температуры и наличие положительной термической аномалии. Копирующие очертания береговой линии январские изотермы тихоокеанского побережья отражают быстро протекающую трансформацию тихоокеанского воздуха, сильно затрудняемую западным переносом и наличием орографических преград. Таким образом, решающее воздействие циркуляции на распределение зимних температур обусловлено влиянием океанов; зоны влияния Атлантического и Тихого океанов резко асимметричны благодаря западному переносу.

Наиболее сложная конфигурация изотерм (замкнутые, витиеватые, концентрически вложенные изотермы) характерна для горных районов Северо– Востока Сибири, Байкальской страны и других, а также для равнинных территорий Центральной Якутии и Среднесибирского плоскогорья. Здесь располагается «полюс холода» северного полушария, отрицательная термическая аномалия. Ее возникновению способствует целый комплекс причин: наименьшая степень влияния океанов, воздействие длительно существующего Сибирского максимума и его отрогов, обилие орографических котловин, северное – заполярное и приполярное – положение большинства территорий. Наиболее низкие средние январские (до –40 ... -50 градусов) и минимальные (ниже –70 градусов) температуры приурочены к орографически изолированным котловинам, в которых закономерно возникают и устойчиво сохраняются мощные температурные инверсии. В целом возникает крайне неблагоприятная обстановка как для поступления солнечной радиации, так и для адвекции тепла (практически полное отсутствие циклонов и обилие орографических барьеров). Под влиянием инверсий слой тропосферы с минимальными температурами занимает приземное положение, а не располагается на некоторой высоте, что характерно при нормальной стратификации.

Анализ распределения минимальных температур дает меньше информации. Выявляется несколько иная закономерность их пространственного распространения, нежели для средних температур. Они подчиняются в основном зональному распределению; провинциальные различия выражены слабее.

Слабоположительные средние январские температуры (до 5 градусов) наблюдаются в субтропиках Черноморского побережья в районе Сочи (в пределах России), Южного Крыма. Мягкие зимы с температурой выше –10 градусов свойственны западной части Восточно– Европейской равнины приблизительно до линии Онежское озеро – Астрахань. Холодные зимы со средней январской температурой до –20 градусов характерны для остальной части Восточно– Европейской равнины, юга Западной Сибири , а также для прибрежных районов Дальнего Востока от южной Камчатки до Приморья. Морозные зимы (до –40 градусов) господствуют на крайнем северо– востоке Восточно- Европейской равнины, в преобладающей части Западной и Средней Сибири, гор Южной Сибири и Дальнего Востока. Жестокие зимы приурочены к замкнутым котловинам Северо– Восточной Сибири и Центральноякутской равнины.

Термический режим теплого периода года. Изотермы самого теплого месяца – июля - в пределах равнин имеют субширотное простирание, что наряду с закономерным возрастанием среднеиюльских температур в южном направлении свидетельствует о их зональном распространении. Однако на отдельных участках изотермы заметно отклоняются к северу или югу. Одной из причин отклонений является чередование участков суши и водной поверхности. Например, изотермы 4 и 8 градусов в основном копируют очертания береговой линии, отклоняясь к югу над водными пространствами и к северу – над сушей. Другая причина – влияние рельефа (фактора высоты): над горными сооружениями с высотой температура понижается, что отмечается отклонениями изотермы к югу. Лучше всего это видно при пересечении Урала изотермами 12 и 16 градусов. Зональное распространение температуры свидетельствует о возрастании роли радиации в теплую часть года.

В горах господство высотной поясности в распределении температуры фиксируется замкнутыми и концентрически располагающимися изотермами сложной конфигурации. Однако, в отличие от зимнего периода они оконтуривают горные хребты, констатируя наличие нормальной стратификации атмосферы (понижение температуры с высотой).

Самые низкие среднеиюльские температуры наблюдаются на арктическом побережье и островах (0 ... 3 градуса). Затем наблюдается быстрое нарастание температуры, отмеченное сгущением изотерм в интервале 4 ... 16 градусов. Между тем, в южной части региона нарастание температур в южном направлении заметно замедляется (изотермы разрежены). Объяснение этого феномена кроется в специфике прогрева часто вторгающегося в заполярные и приполярные широты АВ. В связи со слабо развитой термической конвекцией прогрев воздуха охватывает тонкий приземный слой воздуха, что осуществляется сравнительно легко. По мере продвижения к югу механизм конвекции охватывает все большие объемы тропосферы, прогрев которых требует значительных теплозатрат.

В средних широтах господствуют температуры 16 ... 20 градусов, в южных районах России они повышаются до 26. В какой- то степени закономерности термического режима на равнинах подтверждаются анализом максимальных температур, возрастающих от 30 градусов в северной полосе до 40 на юге.

Влагообеспеченность. Осадки. Генезис осадков. Как и во всем умеренном поясе, в пределах Российского региона преобладают фронтальные (циклональные) осадки. Конвективные осадки играют подчиненную роль и наблюдаются только в теплое время года. Определенную роль играют орографические осадки. Фронтальные осадки возникают благодаря взаимодействию контрастных воздушных масс, практически не зависящему от характера подстилающей поверхности. Они выпадают на громадных площадях одновременно, носят затяжной характер, преобладают осадки малой интенсивности, однако именно они дают основное количество осадков, особенно в холодный сезон года.

Осадки термической конвекции целиком обусловлены условиями прогрева подстилающей поверхности. Подымающийся вверх воздух адиабатически охлаждается, достигает насыщения водяными парами и выделяет осадки. Наибольшую роль конвективные осадки играют в южных районах и практически отсутствуют в северных. Наблюдается пестрое распределение осадков на малых территориях, они носят ливневый характер, однако суммарные их величины крайне малы. Орографические осадки обусловлены подъемом воздуха по склонам, которыми и ограничены области их выпадения.

Внутригодовое распределение осадков (режим). Для преобладающей территории региона характерен летний максимум и зимний минимум осадков. Этому способствует ряд причин: возрастание летом циклональной активности в связи с отсутствием Сибирского максимума; смена господствующего в холодный период внутреннего влагооборота (выпадение осадков за счет растекающегося из глубин материка континентального воздуха) на внешний (выпадение осадков за счет глубокого проникновения на материк морского воздуха) летом; определенная роль конвективных осадков летом при их отсутствии зимой. Такой режим типичен для континентального климата (континентальный режим).

Типичный морской режим в пределах региона не наблюдается. На крайнем северо– западе Кольско– Карельской страны и Русской равнины, а также на Камчатке и Курилах выявляется переходный от морского к континентальному режим осадков с сильным смещением во времени максимумов и минимумов – вплоть до зимнего максимума на юго– востоке Камчатки. Для юга Дальнего Востока характерен муссонный режим, внешне напоминающий континентальный, но принципиально отличающийся по генезису и большей выраженностью летнего минимума вследствие приморского положения областей муссонного климата. Наконец, средиземноморский режим (зимний максимум и летний минимум при положительных средних месячных температурах зимнего периода) наблюдается в субтропиках. Обусловлен он сменой циклональной циркуляции зимнего периода на антициклональную пассатную летом.

Распределение осадков по территории. В чрезвычайно пестрой картине распределения осадков по территории Российского региона можно проследить три закономерности, зависящие от воздействия провинциальности, широтной зональности и рельефа.

Провинциальные особенности – закономерное постепенное уменьшение количества осадков с запада на восток до бассейнов рек Лены и Колымы, а затем значительное его возрастание к тихоокеанскому побережью. Причина этого – уменьшение количеств влаги, переносимой с Атлантического и Тихого океанов в глубь Евразиатского материка. Влияние западного переноса приводит к асимметрии зон воздействия океанов. Меньшую роль в сильном смещении раздела зон к самому Тихоокеанскому побережью играют орографические рубежи. Следует иметь в виду две основных причины уменьшения количеств осадков в поясе западного переноса. Основная причина в условиях преобладания фронтальных осадков заключается в последовательном снижении степени циклональной активности по мере удаления от океанов. Вторая причина – процессы трансформации мУВ в том же направлении. Наряду с изменениями термики, рассмотренными ранее, эти процессы проявляются в последовательном снижении абсолютного влагосодержания движущихся внутрь материка воздушных масс.

Широтнозональное распределение осадков проявляется в пределах равнин, особенно Восточно– Европейской, Западносибирской. При движении с севера на юг сначала количество осадков нарастает, достигает максимума в средней полосе, затем уменьшается до минимальных величин. Таким образом, могут быть выделены северная полоса с относительно малым количеством осадков, средняя полоса с наибольшим их количеством и южная с недостаточным количеством осадков, значительным уменьшающимся в южной части самой полосы. Малое количество осадков северной полосы объясняется круглогодичным господством сухого (в связи с низкими температурами) АВ. В холодную часть года в западной части полосы на побережье (к Карской ложбине) выносится сухой воздух с материка, в восточной – господствуют антициклональные погоды. В летнюю часть года часты вхождения сухого АВ, насыщающегося влагой за счет поверхности суши.

Относительно большое количество осадков средней полосы обусловлены в первую очередь значительной степенью циклональной активности; глубоким проникновением атлантического воздуха в теплых секторах циклонов (на западе – в течение всего года, в восточной части – в летний период). Входящий из северной полосы АВ успевает в ее пределах насытиться влагой и повысить количество осадков в средней полосе.

Малое и сильно убывающее в южном направлении количество осадков южной полосы объясняется круглогодичным господством континентальных сухих воздушных масс – зимой умеренных, летом тропических, преобладанием антициклональных погод.

Влияние рельефа на распределение осадков по территории сильнее сказывается в горах, но характерно и для равнин. Осадки перераспределяются под воздействием как орографии, так и фактора высоты. Возвышенности равнин и особенно горные сооружения являются барьерами для западного переноса воздуха. Поэтому на склонах западной экспозиции количество осадков возрастает, на противоположных склонах, а особенно в котловинах – уменьшается. С увеличением высоты местности количество осадков заметно возрастает. Самое большое количество осадков выпадает в высокогорьях на западных склонах. Увеличение количества фронтальных осадков обусловлено процессами активизации циклонов над орографическими препятствиями вследствие возрастания температурных контрастов между секторами циклонов, а также стационированием (задержками движения) циклонов. Определенную роль играют орографические осадки и обусловленная влиянием пересеченного рельефа активизация конвективных осадков.

При наложении всех трех закономерностей возникает сложная картина распределения осадков по Российскому региону. Наибольшее их количество – 800 – 2500 мм – выпадает в высокогорьях и среднегорьях. Абсолютный рекорд – до 3500 мм осадков – наблюдается в юго– восточной части Камчатки, в полосе воздействия не западного переноса с Атлантики, а мощнейшей циклональной циркуляции на рубеже крупнейших континента и океана мира. В областях воздействия низкогорного рельефа на количество осадков выпадает свыше 400 - 600 мм. На преобладающей части Восточно– Европейской равнины, в средней полосе Западносибирской равнины и западной окраины Средней Сибири количество осадков также находится в пределах 400 – 600 мм. В северной полосе выпадает от 500 до менее 100 мм, чувствительно снижаясь к востоку до Колымской равнины. В южной полосе суммы осадков снижаются от 500 мм в степях Причерноморья до нескольких десятков миллиметров, приносимых одним - двумя ливнями конвективного происхождения за несколько лет, в Прикаспийском регионе.

Снежный покров. Благодаря суровости климата Северной Евразии снежный покров превратился в важнейший компонент природы. На другие компоненты влияет само наличие снежного покрова. Не менее важное значение имеет сезонная миграция его южной границы. Снежный покров является специфичной горной породой, в ней сосредоточивается огромная масса вещества, создается особый рельеф поверхности снежного покрова. Велико его влияние на другие горные породы, на ход рельефообразования. Они особенно интенсивны в зоне мигрирующей южной границы снега, где агенты нивации (в системе лед – вода) исключительно агрессивны. В снежном покрове аккумулируются огромные объемы и массы воды, изымающиеся из влагооборота и поступающие при таянии снега в почвы (а в дальнейшем в атмосферу), в наземные и подземные воды. Высокое альбедо снега сильно снижает величины радиационного баланса. Затраты тепла на таяние и испарение замедляют наступление весны, меняют ход прогрева атмосферы. С другой стороны, снежное «одеяло» препятствует промерзанию почв и грунтов, гибели растений, животных, микрофауны.

Ряд исследователей считает снежный покров сезонным компонентом природы. Однако это вызывает сомнения на территориях с продолжительностью его существования, превышающей половину года, тем более ¾ года. Продолжительность наличия снежного покрова закономерно возрастает на равнинах в северном направлении, при этом на одних параллелях в азиатской части России снег сохраняется заметно дольше, чем в европейской. В Крыму снег сохраняется от одной до четырех декад. Изолиния продолжительности существования в полгода проходит приблизительно через Архангельск – Средний Урал - Красноярск – Северо– Байкальское нагорье – Тынду – Хабаровск. Дольше всего - свыше 2/3 года – снежный покров сохраняется в заполярной части Западной и Средней Сибири, а также почти на всем Северо– Востоке Сибири.

Важнейшей характеристикой является средняя наибольшая декадная высота снежного покрова. В северной полосе она сравнительно невелика – как правило, меньше 50 см - в связи с малым количеством зимних осадков и уплотнением снега под влиянием частых и сильных ветров. На равнинах средней полосы снег достигает наибольшей мощности – от 30 до 90 см; здесь наибольшее количество зимних осадков и слабое уплотнение ветром снежного покрова, защищенного лесной растительностью.

Наименьшая высота снежного покрова наблюдается в южной полосе, что объясняется относительной мягкостью климата. В горах с возрастанием высоты закономерно удлиняется продолжительность сохранения снега и увеличивается его мощность, превышающая при благоприятной экспозиции склонов 1 – 1, 5 м.

Увлажнение. Приход осадков на поверхность суши является только одной – приходной – частью влагооборота. Расходной частью следует считать возможность данной территории возвратить выпавшую влагу в атмосферу и замкнуть внутренний влагооборот. Это осуществляется благодаря испарению – превращению воды в водяной пар. Распределение испарения по территории контролируется: а. величиной радиационного баланса поверхности, б. количеством воды, имеющейся на данной поверхности, то есть количеством осадков. Выше были установлены закономерности пространственного размещения обоих показателей. В итоге сохраняется широтнозональное размещение и испарения. Наибольшие величины (300 – 600 мм) наблюдаются в средней полосе территории. В северной полосе величина испарения снижается вследствие недостатка тепла при избытке влаги (150 – 300 мм). В южной полосе они тоже малы, но из- за недостатка влаги при избытке тепла (50 – 300 мм). Для устранения двойственности понятия испарения применяется термин испаряемость – условная теоретическая величина максимально возможного испарения с поверхности при допущении неограниченного запаса влаги. Этот показатель зависит только от количества тепла, расходуемого на испарение. Он наследует зональные закономерности размещения радиационного баланса: 250 – 300 мм в северной, 300 – 600 мм в средней и 1000 – 2500 мм в южной полосах.

Соотношение между приходной (осадки) и расходной (испаряемость) частями водного баланса и называется увлажнением. Предложены различные показатели увлажнения. Коэффициент увлажнения К – это отношение количества осадков (в мм) к испаряемости (в мм). При К, превышающем 1, фиксируется избыток, приблизительно равном 1 – оптимум и меньшем 1 – недостаток увлажнения. Этот показатель широко используется в средней школе. Средняя годовая разность осадков и испаряемости также доступна школьникам. Положительные значения этого показателя отражают избыток, близкие 0 - оптимум и отрицательные значения – недостаток увлажнения. Наиболее точным является радиационный индекс сухости, определяемый по формуле: К = R / (r L),где К – индекс сухости, R – радиационный баланс в ккал, r – осадки в мм; L – удельная теплота парообразования в ккал. Индекс менее 1 свидетельствует об избытке, приблизительно равный 1 – оптимуме и более 1 – недостатке увлажнения. Например, радиационный индекс сухости равен: в тундре – 0.3, в лесостепи – 1, в пустыне – 3. Это значит, что в тундре расходование всего радиационного баланса только на испарение позволяет испарить лишь 30% годового количества осадков, в лесостепи – все осадки и в пустыне - три их годовых суммы.

Распространение увлажнения по территории подчиняется зональности: в тундре, лесотундре, тайге оно избыточное; в южной тайге, хвойно– широколиственных и лиственных лесах, лесостепи близкое к оптимуму; в степи, полупустыне и пустынях недостаточное, с резким возрастанием дефицита увлажнения в южном направлении.

Климатическое и агроклиматическое районирование. В связи с разнообразием климатов России предложено много вариантов климатического районирования. В школьной практике широкое распространение получила генетическая схема районирования Б.П. Алисова. В основу выделения климатических поясов (единиц высшего ранга) им положен критерий господствующего географического типа воздушных масс, синтезирующих многие климатические характеристики. В таком случае роль границ поясов играют летние и зимние положения климатологических фронтов. Выделение климатических поясов производится с учетом комплекса критериев: роли подтипов (морских или континентальных) воздушных масс или степени их трансформации (атлантико– континентальные области, для которых характерны сильно трансформированные атлантические массы), характер рельефа (равнинные или горные области), характер растительности (лесные, степные и другие). Так же, но с учетом второстепенных отличий, производится выделение подобластей (третий ранг). Схема Б.П.Алисова хорошо иллюстрирует основные закономерности размещения климатов (зональность и провинциальность), но никак не отражает высотной поясности в горах; доступна пониманию школьников.

Крупным недостатком является полное отсутствие количественных критериев в легендах помещаемых в учебниках и пособиях картосхем. Б.П.Алисов приводит некоторые количественные характеристики (средние температуры по сезонам года, количество осадков, высота снежного покрова) в монографии, ставшей теперь библиографической редкостью. С учетом современных данных схема Б.П.Алисова уточнена и дополнена его ученицей Н.А. Мячковой. Количественные (суммарная радиация за год, разность осадков и испарения, сумма активных температур) и качественные (увлажнение + термика, растительность) характеристики сведены ею в таблицу– легенду.

Количественные характеристики широко используются в схеме А.А.Григорьева и М.И.Будыко. Единицы высшего ранга – климатические зоны - выделяются с учетом комплекса критериев: термических условий теплого периода года (они подразделяются в зависимости от значений суммы активных температур); ус