Ветры циклонов и антициклонов.

Циклон – область пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в СП и по часовой – в ЮП.

Антициклон – область повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в СП и против часовой – в ЮП.

В центре циклона наблюдаются восходящие токи воздуха, в антициклоне – нисходящие.

Выделяют циклоны фронтальные, центральные, тропические и термические депрессии.

Фронтальные циклоны образуются на Арктическом и Полярном фронтах: на Арктическом фронте Северной Атлантики (около восточных берегов Северной Америки и у Исландии), на Арктическом фронте в северной части Тихого океана (около восточных берегов Азии и у Алеутских островов). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь с запада на восток со скоростью около 20-30 км/ч. На фронте возникает серия циклонов, в серии по три-четыре циклона. Каждый следующий циклон находится на более молодой стадии развития и двигается быстрее. Циклоны нагоняют друг друга, смыкаются, образуя центральные циклоны – второй тип циклона. Благодаря малоподвижным центральным циклонам поддерживается область пониженного давления над океанами и в умеренных широтах.

Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, движутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через Великобританию, Балтийское море, С-Петербург и далее на Урал и в Западную Сибирь или по Скандинавии, Кольскому полуострову и далее или к Шпицбергену, или по северной окраине Азии.

Северотихоокеанские циклоны идут в северо-западную Америку, а также северо-восточную Азию.

Тропические циклоны образуются на тропических фронтах чаще всего между 5 и 20⁰ с. и ю. ш., на экваторе сила Кориолиса равна нулю и циклоны не образуются. Возникают они над океанами в конце лета и осенью, когда вода нагрета до температуры 27-28⁰С. Мощный подъем теплого и влажного воздуха приводит к выделению огромного количества теплоты при конденсации, что определяет кинетическую энергию циклона и низкое давление в центре. Циклоны двигаются с востока на запад по экваториальной периферии постоянных барических максимумов на океанах. Если тропический циклон достигает умеренных широт, он расширяется, теряет энергию и уже как внетропический циклон начинает двигаться с запада на восток. Скорость движения самого циклона небольшая (20-30 км/ч), но ветры в нем могут иметь скорость до 100 м/с. Наибольшая скорость в урагане «Ида» составляла 113 м/с.

Основные районы возникновения тропических циклонов: восточное побережье Азии, северное побережье Австралии, Аравийское море, Бенгальский залив; Карибское море и Мексиканский залив. В среднем в году бывает около 70 тропических циклонов со скоростями ветров более 20 м/с. В Тихом океане тропические циклоны называются тайфунами, в Атлантическом – ураганами, у берегов Австралии – вилли-вилли.

Термические депрессии возникают на суше из-за сильного перегрева участка поверхности, поднятия и растекания воздуха над ним. В результате у подстилающей поверхности образуется область пониженного давления.

Антициклоны подразделяются на фронтальные, субтропические антициклоны динамического происхождения и стационарные.

В умеренных широтах в холодном воздухе возникают фронтальные антициклоны, которые перемещаются сериями с запада на восток со скоростью 20-30 км/ч. Последний заключительный антициклон достигает субтропиков, стабилизируется и образует субтропический антициклон динамического происхождения. К ним относятся постоянные барические максимумы на океанах. Стационарный антициклон возникает над сушей в зимний период в результате сильного выхолаживания участка поверхности.

Зарождаются и устойчиво держатся антициклоны над холодными поверхностями Восточной Арктики, Антарктиды, а зимой и Восточной Сибири. При прорыве арктического воздуха с севера зимой антициклон устанавливается над всей Восточной Европой и иногда захватывает Западную и Южную.

За каждым циклоном следует и перемещается с той же скоростью антициклон, который заключает собой всякую циклоническую серию. При движении с запада на восток циклоны испытывают отклонение к северу, а антициклоны – к югу в СП. Причина отклонений объясняется влиянием силы Кориолиса. Следовательно, циклоны начинают двигаться на северо-восток, а антициклоны на юго-восток. Благодаря ветрам циклонов и антициклонов наблюдается обмен между широтами теплом и влагой. В областях повышенного давления преобладают токи воздуха сверху вниз – воздух сухой, облаков нет; в областях пониженного давления – снизу вверх – образуются облака, выпадают осадки. Внедрение теплых воздушных масс называется «волнами тепла». Перемещение тропических воздушных масс в умеренные широты летом вызывает засуху, зимой – сильные оттепели. Внедрение арктических воздушных масс в умеренные широты – «волны холода» – вызывает похолодание.

Местные ветры– ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин. К местным ветрам термического происхождения относятся бризы, горно-долинные ветры, влияние рельефа вызывает образование фенов и бора.

Бризы возникают на берегах океанов, морей, озер, там, где велики суточные колебания температур. В крупных городах сформировались городские бризы. Днем, когда суша нагрета сильнее, над ней возникает восходящее движение воздуха и отток его наверху в сторону более холодного. В приземных слоях ветер дует в сторону суши, это дневной (морской) бриз. Ночной (береговой) бриз возникает ночью. Когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и в приземном слое воздуха ветер дует с суши на море. Морские бризы выражены сильнее, их скорость равна 7 м/с, полоса распространения – до 100 км.

Горно-долинные ветры образуют ветры склонов и собственно горно-долинные и имеют суточную периодичность. Ветры склонов – результат различного нагрева поверхности склона и воздуха на той же высоте. Днем воздух на склоне нагревается сильнее, и ветер дует вверх по склону, ночью склон охлаждается тоже сильнее и ветер начинает дуть вниз по склону. Собственно горно-долинные ветры вызваны тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте на соседней равнине. Ночью ветер дует в сторону равнины, днем – в сторону гор. Обращенный в сторону ветра склон, называется наветренным, а противоположный – подветренным.

Фен – теплый сухой ветер с высоких гор, часто покрытых ледниками. Возникает он благодаря адиабатическому охлаждению воздуха на наветренном склоне и адиабатическому нагреву – на подветренном склоне. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение ОЦА переваливает через горный хребет. Чаще встречается антициклональный фен, он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Фены наиболее часты в переходные сезоны, продолжительность их несколько суток (в Альпах в году 125 дней с фенами). В горах Тянь-Шаня подобные ветры называют кастек, в Средней Азии – гармсиль, в Скалистых горах – чинук. Фены вызывают раннее цветение садов, таяние снега.

Бора – холодный ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове – нордом. На Байкале – сармой, в долине Роны (Франция) – мистралью. Возникает бора зимой, когда перед хребтом, на равнине, образуется область повышенного давления, где формируется холодный воздух. Перевалив невысокий хребет, холодный воздух устремляется с большой скоростью в сторону теплой бухты, где давление низкое, скорость может достигать 30 м/с, температура воздуха резко падает до –5⁰С.

К мелкомасштабным вихрям относятся смерчи и тромбы (торнадо). Вихри над морем называются смерчами, над сушей – тромбами. Зарождаются смерчи и тромбы обычно в тех же местах, что и тропические циклоны, в жарком влажном климате. Основным источником энергии служит конденсация водяных паров, при которой выделяется энергия. Большое число торнадо в США объясняется приходом влажного теплого воздуха с Мексиканского залива. Вихрь двигается со скоростью 30-40 км/ч, но скорость ветра в нем достигает 100 м/с. Тромбы возникают обычно поодиночке, вихри – сериями. В 1981 г. у побережья Англии в течение пяти часов сформировалось 105 смерчей.

Понятие о воздушных массах (ВМ).Анализ вышеизложенного показывает, что тропосфера не может быть физически однородной во всех своих частях, она разделяется (не переставая быть единой и цельной) на воздушные массы – крупные объемы воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающие относительно однородными свойствами и движущиеся как единое целое в одном из потоков ОЦА. Размеры ВМ сопоставимы с частями материков, протяженность тысячи километров, мощность – 22-25 км. Территории, над которыми формируются ВМ, называются очагами формирования. Они должны обладать однородной подстилающей поверхностью (суша или море), определенными тепловыми условиями и временем, необходимым для их образования. Подобные условия существуют в барических максимумах над океанами, в сезонных максимумах над сушей.

Типичные свойства ВМ имеет только в очаге формирования, при перемещении она трансформируется, приобретая новые свойства. Приход тех или иных ВМ вызывает резкие смены погоды непериодического характера. По отношению к температуре подстилающей поверхности ВМ делят на теплые и холодные. Теплая ВМ перемещается на холодную подстилающую поверхность, она приносит потепление, но сама охлаждается. Холодная ВМ приходит на теплую подстилающую поверхность и приносит похолодание. По условиям образования ВМ подразделяют на четыре типа: экваториальные, тропические, полярные (воздух умеренных широт) и арктические (антарктическая). В каждом типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. Для континентального подтипа, образующегося над материками, характерна большая амплитуда температур и пониженная влажность. Морской подтип формируется над океанами, следовательно, относительная и абсолютная влажность у него повышены, амплитуды температур значительно меньше континентальных.

Экваториальные ВМ образуются в низких широтах, характеризуются высокими температурами и большой относительной и абсолютной влажностью. Эти свойства сохраняются и над сушей и над морем.

Тропические ВМ формируются в тропических широтах, температура в течение года не опускается ниже 20⁰С, относительная влажность невелика. Выделяют: а) континентальные ТВМ, формирующиеся над материками тропических широт в тропических барических максимумах – над Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже на юге умеренных широт – на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае; б) морские ТВМ, образующиеся над тропическими акваториями – в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуются высокой температурой и влагосодержанием, но низкой относительной влажностью.

Полярные ВМ, или воздух умеренных широт, образуются в умеренных широтах (в антициклонах умеренных широт из арктических ВМ и воздуха, пришедшего из тропиков). Температуры зимой отрицательные, летом положительные, годовая амплитуда температур значительна, абсолютная влажность увеличивается летом и уменьшается зимой, относительная влажность средняя. Выделяют: а) континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов умеренных широт, зимой сильно охлажден и устойчив, погода в нем ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи; б) морской воздух умеренных широт (мУВ), формируется над океанами в средних широтах; западными ветрами и циклонами переносится на материки; характеризуется большой влажностью и умеренной температурой; зимой несет оттепели, летом – прохладную и всегда пасмурную погоду.

Арктические (антарктические) ВМ формируются в полярных широтах. Температуры в течение года отрицательные, абсолютная влажность небольшая. Выделяют: а) кАВМ, формирующиеся над ледяной поверхностью Арктики, а зимой также над Таймыром, бассейном Колымы, Чукоткой и Северной Канадой; характеризуется низкими температурами, малым влагосодержанием и большой прозрачностью; вторжение в умеренные широты вызывает значительные и резкие похолодания; б) мАВМ, формирующиеся в европейской Арктике, над океаном свободным ото льда; отличается большим влагосодержанием и несколько более высокой температурой; вторжение на материк может вызвать кратковременное потепление.

ВМ находятся в постоянном движении. При их сближении возникают атмосферные фронты. Атмосферный фронт – узкая переходная зона, разделяющая на значительном протяжении ВМ с разными физическими свойствами. Пересечение атмосферного фронта с земной поверхностью образует так называемую фронтальную зону. Ширина фронтальных зон – несколько сотен километров, длина – тысячи километров, вертикальная мощность – до высоты 20 км. Чаще всего атмосферные фронты возникают в умеренных широтах, где встречаются холодный воздух из высоких широт и теплый воздух из тропических. Фронтальная зона в пространстве изображается фронтальной поверхностью, пересечение которой с земной поверхностью образует линию фронта. На линии фронта скачком меняются температура, влажность, облачность, давление, направление и скорость ветра.

Между АВМ и УВМ проходят Арктический и Антарктический фронты, расположенные в среднем около 65⁰ с.ш и ю.ш. В средних широтах между УВМ и ТВМ проходят умеренные фронты СП и ЮП. Летом они смещаются к 50⁰, зимой к 30⁰ с.ш. Между УВМ и ТВМ находится тропический фронт. В экваториальных широтах при соприкосновении ЭВМ СП и ЮП образуется не фронт, а зона конвергенции или сходимости.

Атмосферные фронты подразделяются на теплые, холодные и окклюзии.

Теплым фронтом называется такой фронт, когда теплая ВМ более активна и перемещается в направлении холодной ВМ. Линия фронта при этом смещается в сторону холодного воздуха. После прохождения теплого фронта наступает потепление.

Холодный фронт образуется при наступлении холодной ВМ в направлении теплой ВМ. Линия фронта перемещается в сторону теплого воздуха. При смыкании холодного и теплого фронтов возникают фронты окклюзии.

На климатических картах можно выделить зоны, где чаще всего встречаются разные типы ВМ, здесь проходят климатические фронты – средние многолетние, наиболее типичные положения серий атмосферных фронтов, возникающих между типами или подтипами ВМ. Главные климатические фронты разделяют типы ВМ, вторичные – подтипы ВМ. Существуют арктический (антарктический) фронт, разделяющий АВМ и ПВМ, полярный фронт - между ПВМ и ТВМ, тропический фронт – между ТВМ и ЭВМ.

Процессы формирования и смещения ВМ, образования фронтов положены в основу генетической классификации климатов Б.П. Алисова.

Таким образом:

1. Исследование проблем, относящихся к движениям атмосферы, приводит к установлению самой тесной связи между распределением температур на Земле, общей картиной барического рельефа и распределением ветров. Наиболее ярко связь эта видна в хорошо совпадающей зональности всех трех зависимых явлений. Можно построить логическую и закономерную цепь, последовательными звеньями которой являются: форма Земли – специфическое (обусловленное формой Земли) распределение солнечной радиации – обусловленное радиацией распределение температуры – обусловленное температурой и вращением Земли распределение барического рельефа – обусловленная барическим рельефом циркуляция воздуха.

2. Поскольку тропосфера располагается над разнообразными по характеру подстилающими поверхностями в различно нагретых солнцем областях и на различной высоте над уровнем моря или суши, она не может быть физически однородной. Отдельные ее части должны отличаться по температуре, плотности, степени насыщения водяными парами. Это дает основание подразделить тропосферу на ВМ, причем каждая масса внутри себя более или менее однородна, но от соседней массы значительно отличается по ряду свойств и особенностей.

3. К наиболее важным и генетически взаимосвязанным формам ОЦА принадлежат пассаты, циклоны и антициклоны умеренных широт, муссоны.

Влагооборот в атмосфере

Влагооборот – непрерывный процесс перемещения воды под действием солнечной радиации и силы тяжести. Благодаря влагообороту в атмосфере возникают облака и выпадают осадки. Выделяют малый, большой и внутриматериковый влагооборот. Малый влагооборот наблюдается над океаном, здесь взаимодействуют атмосфера, гидросфера, в процессе участвует живое вещество. Благодаря испарению в атмосферу поступает водяной пар, образуются облака и осадки выпадают на океан.

В большом влагообороте взаимодействуют атмосфера, литосфера, гидросфера, живое вещество. Испарение и транспирация в поверхности океана и с суши обеспечивают поступление водяного пара в атмосферу. Облака, попадая в потоки ОЦА, переносятся на значительные расстояния и осадки могут выпадать в любой точке на поверхности Земли.

Внутриматериковый влагооборот характерен для областей внутреннего стока. Глобальный влагооборот Земли находит свое выражение в водном балансеЗемли. За год количество испарившейся на всей Земле воды равно выпавшим осадкам, в годовой влагооборот включено 525,1 тыс. км³ воды. В течение года с каждого км² Земли в среднем испаряется 1030 мм воды (М.И. Львович, 1986).

Основные звенья влагооборота в атмосфере: испарение, образование облаков, выпадение осадков.

Испарение – процесс перехода воды из жидкого состояния в газообразное. Одновременно идет обратный процесс – водяной пар переходит в жидкость, испарение идет тогда, когда первый процесс преобладает. Из двух составных частей испарения – непроизводительного физического с открытой поверхности и транспирации влаги растениями – большое природное значение имеет последняя, поскольку она участвует в развитии биосферы. На Земле на испарение воды затрачивается 25% всей солнечной энергии, достигающей земной поверхности. Суточный ход испарения параллелен суточному ходу температур: наибольшее испарение наблюдается в середине дня, минимум – в ночные часы. В годовом ходе испарения максимум приходится на лето, минимум наблюдается зимой. Величина испарения распределяется зонально по поверхности Земли. Максимальное испарение наблюдается в тропических широтах над океанами – 3000 мм/год, на суше величина испарения в тропических пустынях резко сокращается до 100 мм/год. На экваторе, на суше и океане, величина испарения примерно одинакова – 1500-2000 мм/год. В лесной зоне умеренных широт испарение составляет 600 мм/год, в пустынях уменьшается до 100 мм/год. Минимальное испарение характерно для полярных широт – 100 мм/год.

Испаряемость – максимально возможное испарение при ограниченных запасах воды. Испарение и испаряемость совпадают над океанами, над сушей испарение всегда меньше испаряемости. Максимальная испаряемость характерна для суши тропических широт: 2500-3000 мм в СП, 2000 в ЮП. В экваториальных широтах испаряемость равна 1500 мм/год, в умеренных широтах – 450-600 мм/год, в полярных широтах менее 200 мм/год.

Влажность воздуха – содержание водяного пара в воздухе; влагосодержание – содержание воды в трех агрегатных состояниях. Наиболее важными, хотя и не единственными показателями влажности служат:

-абсолютная влажность воздуха – реальное количество водяного пара в 1 м³ воздуха, г/м³. С увеличением температуры абсолютная влажность увеличивается, так как теплый воздух может содержать больше водяных паров.

-относительная влажность – отношение абсолютной влажности к максимальной (предельное содержание водяного пара при данной температуре), выраженное в процентах. При повышении температуры относительная влажность понижается, так как с ростом температуры быстрее растет максимальная влажность.

Географическое распределение влажности зависит от температуры воздуха, испарения и переноса паров воды. Абсолютная влажность уменьшается от экватора (25-30 г/м³) к полярным широтам (около 1 г/м³). Относительная влажность в экваториальных и полярных широтах составляет 85-90%: на экваторе из-за большого количества осадков и испарения, а в полярных широтах из-за низких температур. В умеренных широтах летом относительная влажность равна 60%, зимой она возрастает до 75-80%. Самая низкая относительная влажность в тропиках на материках – 30-40%, летом может уменьшаться до 10%.

Поднимаясь, водяной пар достигает уровня конденсации и переходит в жидкое состояние. Та высота, на которой воздух достигает предела насыщения, называется уровнем конденсации. Кроме испарения в воздухе может начаться сублимация – переход водяного пара в твердое состояние минуя жидкую фазу (при температуре –10⁰С).

Конденсация может происходить на поверхности Земли и в атмосфере. В первом случае образуются гидрометеоры (продукты конденсации, образовавшиеся при непосредственном контакте водяного пара с земной поверхностью: роса, иней, твердый и жидкий налет, изморось), во втором облака и туманы. Туманы возникают в приземном слое атмосферы, облака – в свободной атмосфере.

Туман – скопление в приземном слое атмосферы капелек воды или кристаллов льда, понижающих горизонтальную видимость до 1 км.

Облака – видимое скопление продуктов конденсации в виде капелек воды и кристаллов льда на некоторой высоте в атмосфере. Нижняя граница облаков определяется уровнем конденсации, верхняя – уровнем конвекции и может находиться на высоте до 20 км.

Степень покрытия неба облаками называется облачностью, она выражается в баллах (если все небо покрыто облаками – 10 баллов, если небо ясное – 0).

Распределение облачности на Земле зонально. Наиболее покрыто небо облаками в экваториальных широтах: на суше 5-6 баллов, на океане до 7 баллов. В пустынях тропических широт облачность очень мала – 2-4 балла, в умеренных и полярных широтах – 6-7 баллов. Для Земли в целом облачность составляет 6 баллов.

Атмосферными осадками называют капли и кристаллы воды, выпавшие на земную поверхность из атмосферы. По агрегатному состоянию выделяют жидкие (дождь, морось), твердые (снежная и ледяная крупа, снег и град), и смешанные осадки. Капли дождя имеют диаметр от 0,05 (морось) до 7 мм, максимальный размер капли 9,4 мм. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы, иногда снег выпадает в виде больших хлопьев, достигающих в поперечнике 1 см и более. По характеру выпадения атмосферные осадки подразделяют на: ливневые (интенсивность более 1 мм/мин), обложные (0,1-1 мм/мин) и моросящие. В умеренных широтах отмечено 56% обложных осадков, 14% ливневых и 30% моросящих. Количество осадков измеряется толщиной слоя воды (мм), который бы образовался в результате выпадения осадков при отсутствии просачивания, стока, испарения. Интенсивность выпадения осадков – слой воды, образующийся за 1 мин. По происхождению осадки могут быть внутримассовыми (конвективными) и фронтальными. Внутримассовые осадки формируются в одной воздушной массе при развитии конвекции в результате нагрева поверхности или при подъеме по склону гор. Фронтальные осадки образуются при соприкосновении двух воздушных масс. Осадки выпадают всегда из более теплой ВМ, именно теплый воздух поднимается, достигает уровня конденсации и в нем происходит конденсация водяных паров.

Осадки по земной поверхности распределены зонально-регионально. Наглядное представление о распределении осадков дает карта изогиет – линии, соединяющие точки с одинаковым количеством осадков. На географическое распределение осадков воздействуют следующие факторы: основные – температура воздуха и ОЦА (определяют зональность); дополнительные – морские течения, формы рельефа (наличие горных хребтов), неравномерное распределение суши и океана (определяют региональные различия). Зоны осадков повторяют барические пояса, но с обратным знаком. В основе этой зависимости лежит адиабатический процесс.

1. Экваториальная зона максимального количества осадков, простирается приблизительно от 17⁰ с.ш. до 20⁰ ю.ш. В нее входят Амазония, территория севернее и южнее ее, Центральная Африка, область джунглей на южных склонах Гималаев, Зондский архипелаг, Новая Гвинея. Абсолютный максимум осадков приходится на предгорья Гималаев (Черрапунджи – 12 660 мм), Анд (Тутунендо, Колумбия – 11 770 мм), где поднимаются влажные воздушные массы пассатов.

2. Тропические пояса, от 20⁰ до 32⁰ обоих полушарий, характеризуются господством сухого воздуха. Здесь располагаются два пояса пустынь. Сухость воздуха объясняется его адиабатическим нагреванием и иссушением в нисходящих токах антициклонов. Особенно бедны осадками западные побережья материков, омываемые холодными морскими течениями. Минимальное количество осадков характерно для пустыни Атакама (Ю. Америка) – 1 мм. Восточные части материков – Флорида и район Рио-де-Жанейро, Юго-Восточная Азия, Юго-Восток Африки и Восточная Австралия – орошаются дождями, приносимыми пассатами, дующими с океана. Здесь климат влажный тропический.

3. Влажные зоны средних широт между 40-й и 60-й параллелями в каждом полушарии. Образование максимума осадков умеренных широт обусловлено: а) западным переносом воздушных масс с океана в Евразию, Северо-Западную Америку и Южные Анды; б) циклонической деятельностью; в) подъемом воздуха на Арктическом и Умеренном фронтах; г) мусонной циркуляцией в Восточной Азии.

Умеренному поясу в соответствии с наибольшей площадью материков свойственны наибольшие региональные различия (секторность) в распределении осадков. Выделяются три сектора: западный с обильными осадками (Западная Европа: Пиренеи, Ирландия, Норвегия – 1000 мм, в Скандинавских горах до 3000 мм; Северо-Западная Америка, западный склон Анд (2000-3000 мм)– первыми воспринимают морские воздушные массы (мУВМ), на них обрушиваются серии циклонов); центральный с их минимумом: степные с осадками от 500 мм на западе до 300 мм на востоке, полупустынные и пустынные (самое сухое место в Европе – Астрахань с годовой суммой осадков 162,6 мм, в умеренных пустынях Азии и Северной Америки – от 200 до 100 мм) и восточный, в котором количество осадков снова увеличивается (Дальний Восток – муссонная циркуляция – 500-1000 мм).

4. Холодные области высоких широт в обоих полушариях с малым (менее 250 мм) количеством осадков. Их существование объясняется слабой солнечной радиацией, низкими температурами воздуха и малым возможным влагосодержанием воздуха, ничтожным испарением, а также антициклональной циркуляцией воздуха. Региональные различия невелики: западные побережья, омываемые теплыми водами получают осадков больше (400 мм), восточные меньше (устье Лены только 90 мм).

Большое значение для земной поверхности имеет увлажнение, которое зависит не только от осадков, но и от величины испаряемости. Для оценки условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения (К), он представляет собой отношение количества выпавших осадков к испаряемости.

Для территорий с избыточным увлажнением К >1 (100%), к ним относятся заболоченная тундра, тайга, экваториальные леса; саванны, лесостепи являются территориями с нормальным увлажнением, здесь К=0,8-1 (80-100%); к территориям с недостаточным увлажнением относятся степи (0,3-0,6), полупустыни (0,1-0,3) и пустыни (0,12).

5.4. Типы климатов (по Б.П. Алисову)

Теплооборот, влагооборот и ОЦА формируют погоду и климат в ГО.

Погода – состояние атмосферы в данный момент над определенной территорией. Погода характеризуется совокупностью метеоэлементов: температурой, давлением, влажностью, осадками, облачностью. Погода отличается изменчивостью, многообразием и повторяемостью.

Климат (от греч. klima – наклон) – многолетний режим погоды данной местности, обусловленный солнечной радиацией, подстилающей поверхностью и ОЦА (определение К.С. Рубинштейн и О.А. Дроздова). Наука, изучающая климат называется климатологией.

Основоположники климатологии А.Н. Воейков и Юлиус Ганн. Из многочисленных классификаций климатов, созданных классической климатологией, наибольшее значение имеют две: В.П. Кеппена (в основе – средние годовые температуры, годовое количество осадков и их распределение по сезонам) и А.С. Берга (в основе – принцип географической зональности). Основы генетического, или динамического, анализа климатов заложены А.И. Воейковым, дальнейшее развитие он получил в работах П.И. Броунова и, особенно, в работах Б.П. Алисова. В основу генетической классификации климатов Б.П. Алисова положены географические типы ВМ и их циркуляция. Разделение Земли на климатические пояса связано с условиями формирования (а не с описанием) климатов, которые определяются циркуляцией ВМ. В зависимости от особенностей циркуляции и типа ВМ выделяются 13 климатических поясов. Основные пояса (7) характеризуются господством одной ВМ в течение года. В переходных поясах (6) происходит смена ВМ по сезонам. Границы поясов проводятся по летнему и зимнему положению климатических фронтов.

Внутри климатических поясов выделены области по особенностям климатообразующих процессов на разной подстилающей поверхности: климат материковый, климат океанический, климат западных и восточных побережий. Различия первых двух климатов обусловлены особенностями климатообразующих процессов над сушей и океаном; климаты побережий формируются благодаря своеобразию процессов над теплыми и холодными течениями.

Процессы климатообразования – силы, действие которых определяет климат данного региона. Важнейшими климатообразующими процессами являются теплооборот, влагооборот и ОЦА. Эти физические процессы имеют общий источник энергии – солнечную радиацию.

Кроме климатообразующих процессов на климат оказывают влияние факторы. Факторы климатообразования – географические условия, определяющие своеобразие и скорость протекания климатообразующих процессов. К ним относятся: солнечная радиация, подстилающая поверхность (океанический и материковый типы климатов; западных и восточных побережий), течения, рельеф, человеческая деятельность.

Экваториальный климатический пояс занимает область бассейна реки Конго и побережье Гвинейского залива в Африке, бассейн реки Амазонки в Южной Америке, Зондские острова у берегов Юго-Восточной Азии. Разрыв климатического пояса на восточных берегах материков объясняется господством субтропических барических максимумов над океанами. Наибольший переток воздуха идет по экваториальным перифериям барических максимумов, он захватывает восточные берега материков. В экваториальном поясе происходит увлажнение тропического воздуха, принесенного пассатами. Экваториальный воздух формируется при пониженном давлении, слабых ветрах и при высоких температурах. Величина суммарной радиации 580-670 кДж/см² в год немного понижена из-за большой облачности и влажности экваториальных широт. Радиационный баланс на материке составляет 330 кДж/см² в год, на океане равен 420-500 кДж/см² в год.

На экваторе весь год господствуют экваториальные ВМ. Средняя температура воздуха колеблется от +25 до +28^○С, сохраняется высокая относительная влажность, 70-90%. В экваториальных широтах по обеим сторонам от экватора выделяют внутритропическую зону конвергенции, которая характеризуется сходимостью пассатов двух полушарий, обуславливающей мощные восходящие потоки воздуха. Но конвекция развивается не только по этой причине. Нагретый воздух, насыщенный водяными парами, поднимается вверх, конденсируется, образуются кучево-дождевые облака, из которых после полудня выпадают ливневые осадки. В этом поясе годовое количество осадков превышает 2000 мм. Есть места, где количество осадков увеличивается до 5000 мм. Высокая температура в течение всего года и большое количество осадков создают условия для развития на суше богатой растительности – влажных экваториальных лесов – гилей (в Южной Америке влажные леса называются сельвой, в Африке – джунглями).

Материковый и океанический типы экваториального климата различаются незначительно.

Климат субэкваториального пояса приурочен к огромным пространствам Бразильского нагорья, Центральной Африке (к северу, востоку и югу от бассейна реки Конго), Азии (на полуостровах Индостан и Индокитай), Северной Австралии.

Суммарная солнечная радиация составляет около 750 кДж/см² в год, радиационный баланс 290 кДж/см² в год на суше и до 500 кДж/см² в год на океане.

Субэкваториальный климатический пояс характеризуется муссонной циркуляцией воздуха: воздух движется из тропических широт зимнего полушария как зимний сухой муссон (пассат), после пересечения экватора он трансформируется в летний влажный муссон. Характерная особенность этого пояса – смена воздушных масс по сезонам: летом господствует экваториальный воздух, зимой – тропический. Выделяются два сезона – влажный (летний) и сухой (зимний). В летний сезон климат незначительно отличается от экваториального: большая влажность, обильное выпадение осадков, вызванное восходящими токами экваториального воздуха. Общее количество осадков равно 1500 мм, на наветренных склонах гор их количество резко увеличивается (Черапунджи – 12 660 мм). В зимний сезон условия резко меняются с приходом сухого тропического воздуха: устанавливается жаркая сухая погода, выгорают травы, деревья сбрасывают листву. Внутри континентов и на их западных берегах растительный покров субэкваториального пояса представлен саваннами, на восточных берегах господствуют влажные экваториальные леса.

Тропический климатический пояс в Южном полушарии распространяется сплошной полосой, расширяясь над океанами. На океанах в течение года господствуют постоянные барические максимумы, в которых формируются тропические ВМ. В Северном полушарии тропический пояс разрывается над Индокитаем и Индостаном; разрыв пояса объясняется тем, что господства тропических ВМ в течение всего года не наблюдается. Летом в Южно-Азиатский минимум проникает экваториальный воздух, зимой – из Азиатского максимума далеко к югу вторгаются умеренные (полярные) ВМ.

Годовая величина суммарной радиации на материках составляет 750-849 кДж/см² в год (в Северном полушарии до 920 кДж/см² в год), на океане 670 кДж/см² в год; радиационный баланс – 250 кДж/см² в год на материке и 330-420 кДж/см²в год на океане.

В тропическом климатическом поясе в течение всего года господствуют тропические ВМ, которые отличаются высокими температурами. Средняя температура самого теплого месяца превышает +30^○С, в отдельные дни температура повышается до +50^○С, а поверхность Земли нагревается до +80^○С (на северном побережье Африки зафиксирована максимальная температура +58^○С). Ввиду повышенного давления и нисходящих токов воздуха конденсации водяных паров почти не происходит, поэтому осадков на большей части тропического пояса очень мало – менее 250 мм. Это вызывает образование величайших пустынь мира – Сахары и Калахари в Африке, пустынь Аравийского полуострова, Австралии.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту: