МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ
РЕСПУБЛИКИ КАЗАХСТАН
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
имени ШАКАРИМА г. СЕМЕЙ
Документ СМК 3 уровня
УМКД
УМКД 042-18УМКД
25.1.66/03-2014
Учебно-методические маРедакция № 1 от
териалы по дисциплине
18.09.2014 г.
«Климатология и метрология»
УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС
ДИСЦИПЛИНЫ
«Климатология и метрология»
для специальности 5М060800 – «Экология»
УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКИЕ МАТЕРИАЛЫ
Семей
2014
УМКД 042-18-25.1.64/03-2014
1
2
3
4
Ред. № 1 от 18.09.2014 г.
Страница 2 из 100
Глоссарий
Лекции
Лабораторные и практические занятия
Самостоятельная работа студента
2
1 Глоссарий
СОДЕРЖАНИЕ УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА ДИСЦИПЛИНЫ
1. Тезисы лекционных занятий
МЕТЕОРОЛОГИЯ И КЛИМАТОЛОГИЯ.
ПРЕДМЕТ, МЕТОДЫ И ЗАДАЧИ НАУК
1. Метеорология как наука. Предмет и задачи.
2. Климатология как наука. Предмет и задачи.
3. Методы, применяемые в метеорологии и климатологии.
4. История развития метеорологии и климатологии.
1. Метеорология как наука. Предмет и задачи
Метеорология – от греч. meteora – нечто в небе, небесное явление и logos – слово,
учение, наука. Современному содержанию науки об атмосфере более соответствовал бы
термин «аэрология» (aeros – атмосфера, воздух)
Буквально – наука о метеорах (не метеоритах!).
Изучает:
 гидрометеоры (дождь, снег, град);
 воздушные метеоры (ветер, пыльные бури);
 литометеоры (пыль, пыльца);
 светящиеся метеоры (радуга, миражи);
 огненные метеоры (молния).
Метеорология – наука об атмосфере, ее строении, свойствах и протекающих в ней
физических процессах; одна из геофизических наук (до середины XVIII в. включала климатологию).
Метеорология – наука о физических процессах и явлениях в атмосфере Земли в их
взаимодействии с земной поверхностью и космической средой.
Структура метеорологии:
 Физика атмосферы
 Аэрология (учение о методах изучения свободной атмосферы – до высоты 40 км);
 Аэрономия (физические и химические процессы в верхних слоях атмосферы, начиная
с мезосферы или ионосферы). В настоящее время отдельная наука.
 Синоптическая метеорология (учение о макромасштабных процессах и о предсказании погоды на основе их исследования);
 Динамическая метеорология (изучение атмосферных движений и связанных с ними
преобразований энергии);
 Актинометрия (учение о солнечном, земном и атмосферном излучении в условиях атмосферы);
 Атмосферная оптика (учение об оптических явлениях в атмосфере, вызываемых рассеянием, преломлением и дифракцией света);
 Атмосферное электричество;
 Прикладная метеорология (авиационная, медицинская, сельскохозяйственная, лесная
и пр.). Использует информацию о погоде при решении оперативных задач промышленности, транспорта, с/х с целью оптимизировать деловые операции.
Задачи:
1)
изучение состава и строения атмосферы;
2)
изучение теплооборота и теплового режима в атмосфере и на земной поверхности;
3
3)
4)
5)
6)
7)
8)
изучение влагооборота и фазовых преобразований воды в атмосфере во взаимодействии с земной поверхностью;
изучение атмосферных движений – общей циркуляции атмосферы, частей ее механизма и местных циркуляций;
изучение электрического поля атмосферы;
изучение оптических и акустических явлений в атмосфере;
активное воздействие на атмосферу;
построение физико-математических теорий атмосферных процессов, имеющих конечной целью прогноз атмосферных явлений.
2. Климатология как наука. Предмет и задачи
Климатология (от греч. klima – наклон и logos – слово, учение, наука) – наука, посвященная изучению статистического режима состояния атмосферы (климата) и его колебаний, как в пространстве, так и во времени, проявляющихся в совокупности погодных
условий за многолетний период. Наука географического цикла.
Климатология занимается не только описанием климата, но и исследованием его
физических основ, а также многочисленными практическими приложениями знаний о
климате. Климатология связана с астрономией Солнечной системы, океанографией, географией, геологией, геофизикой, биологией, медициной, математикой и др.
Структура климатологии:
 общая климатология;
 климатография – учение о климатических условиях различных мест земного шара;
 динамическая климатология (изучает физические законы, определяющие климат);
 учение о методах климатологической обработки метеорологических наблюдений;
 статистическая климатология (расчет вероятности возможных экстремальных
условий);
 прикладная климатология:
- биоклиматология (учение о влиянии климата на живые организмы);
- сельскохозяйственная климатология;
- медицинская климатология;
Или:
 макроклиматология (планетарный масштаб);
 мезоклиматология (региональный масштаб);
 микроклиматология (наименьший масштаб).
Задачи климатологии:
1) выяснение генезиса формирования климата (климатообразования) в результате климатообразующих процессов и под влиянием географических факторов климата;
2) описание климатов различных областей земного шара, их классификация и изучение
распространения;
3) изучение климатов исторического и геологического прошлого (палеоклиматология);
4) прогноз изменений климата;
5) установление закономерностей формирования микроклимата и его классификация;
6) создание моделей изменения климата в будущем.
3. Методы, применяемые в метеорологии и климатологии
1.
Наблюдения, т.е. измерение и качественная оценка процессов, протекающих в природной обстановке.
2.
Эксперимент применяется в ограниченных пределах. Например: опыт осаждения
облаков, рассеивание туманов, насаждение лесополос, создание водохранилищ,
орошение местности.
3.
Статистический анализ применяется широко, получают средние многолетние значения (показателей) метеорологических величин, средние из ежегодных отклонений
4
от средних многолетних величин, повторяемость тех или иных явлений, средние и
крайние сроки наступления явлений.
4.
Физико-математический анализ создание дифференцированных уравнений, описывающих атмосферные процессы.
5.
Моделирование, в т. ч. с использованием ЭВМ. Создание климатических моделей –
модель общей циркуляции атмосферы (МОЦА) и др.
6.
Картографический – составление и анализ синоптических и климатических карт
Метеорологические наблюдения – измерение и качественная оценка метеорологических величин.
Наблюдения могут быть прямыми и косвенными. Прямые наблюдения – непосредственные измерения. Косвенные наблюдения – оценка одних параметров посредствам измерения других (скорость ветра на высотах по облакам, качественный состав атмосферного воздуха по цвету полярных сияний).
Кроме метеорологических величин (температура воздуха, давление, влажность и
т.д.) измеряют и такие величины, которые непосредственно не отражают свойства атмосферы или атмосферных процессов, но тесно с ними связаны. Это температура почвы, испарение, характеристики снегового покрова.
В метеорологической практике выполняются наблюдения 4 типов:
1) климатологические наблюдения – включают измерения характеристик погоды в определенном месте в течение длительного периода;
2) синоптические наблюдения – производится над большими площадями (в идеале на
ряде высот над всем земным шаром) несколько раз в течение суток. Данные служат
основой для прогноза погоды;
3) оперативные наблюдения – специальные наблюдения, которые осуществляются для
решения задач управления некоторыми видами деятельности (авиации);
4) исследовательские наблюдения – в них могут применяться любые типы наблюдений,
а кроме того – специальная аппаратура.
Метеорологические наблюдения проводятся на метеостанциях.
Метеорологическая станция – это учреждение для производства метеонаблюдений на месте, выбранном с учетом определенных требований в отношении рельефа местности, близости зданий и населенных пунктов.
Метеорологическая станция состоит из метеоплощадки (26×26 м), где расположены основные приборы для метеонаблюдений, и отапливаемого здания, где устанавливаются барометры и барографы, содержится запасной инвентарь и ведется обработка
наблюдений.
Метеорологическая станция оборудуется стандартной для данной сети аппаратурой, с помощью которой производятся наблюдения в установленные сроки и в определенной последовательности.
Метеорологические станции в Беларуси делятся на 3 разряда.
Метеорологические станции І разряда производят и обрабатывают наблюдения;
осуществляют техническое руководство работой прикрепленных к ней метеорологических
станций ІІ и ІІІ разрядов и метеопостов; производит обслуживание заинтересованных организаций, предприятий и учреждений сведениями о метеоусловиях и материалами по
климату (обсерватория, самопишущие приборы).
Метеорологические станции ІІ разряда проводят круглосуточные наблюдения по
полной программе во все сроки (кроме актинометрических, аэрологических и атмосферноэлектрических наблюдений), обрабатывают их, передают информацию по результатам
наблюдений на стации І разряда.
Метеорологические станции ІІІ разряда – проводят наблюдения по сокращенной
программе и в меньше число сроков.
На метеостанциях во всем мире производятся синхронные наблюдения через каждые 3 часа по всемирному времени, начиная с 0 часов (всего 8 раз в сутки).
5
На метеостанциях основного типа регистрируют следующие величины:
 температура воздуха;
 атмосферное давление;
 ветер;
 влажность воздуха;
 облачность;
 количество осадков, их характер, длительность, интенсивность;
 горизонтальная видимость;
 продолжительность солнечного сияния;
 температура на поверхности почвы;
 состояние поверхности почвы;
 высота и плотность снежного покрова.
Кроме этого регистрируются метели, шквалы, смерчи, мгла, грозы, полярные сияния, оптические явления в атмосферы.
Количество осадков измеряют 4 раза в сутки, высота снежного покрова – 1 раз в
сутки, плотность снега – 1 раз в 5 дней.
Для измерения метеовеличин применяют метеоприборы – механические средства.
К метеоприборам предъявляют ряд требований:
1. точность, надежность, простота в эксплуатации;
2. правильная экспозиция (дождемер, ведро которого имеет диаметр 25,4 см., характеризует осадки, выпадающие на территории радиусом более 8 км);
3. доступность и преобразование информации (фактор времени);
4. однотипность.
Метеоприборы устанавливают на метеоплощадке станции
под открытым небом, за исключением барометров, которые помещают в здании станции. Приборы для измерения температуры и
влажности воздуха защищают от действия прямой солнечной радиации, осадков и ветра, для чего их устанавливают в метеобудке (рисунок 1). Самопишущие приборы нередко конструируют так, что
приемная часть размещается на площадке, а пишущая – в здании.
Принципы строения многих приборов были предложены еще
в 17–19 вв. В настоящее время наблюдается быстрый прогресс в
приборостроении (тепло- и фотоэлементы, радиолокация, полу- Рисунок 1 – Метеобудка
проводники, радиосвязь, лазер).
Оптимальное расстояние между метеостанциями для прогноза погоды на 36 часов
– 100–150 км.
Кроме приземных наблюдений на метеостанциях проводят также наблюдения за
более высокими слоями атмосферы:
 аэрологические (до высоты 40 км);
 аэрономические (от мезосферы и выше).
Для аэрологических наблюдений применяют радиозонд. Радиозонд был создан в
30-х гг. 20 в. русским исследователем Молчановым. Это легкая миниатюрная станция для
измерения метеоэлементов, которая имеет радиосвязь с землей и поднимается вверх воздушным шаром. Комплекс для радиозондирования состоит из воздушного шара, радиозонда, наземного оборудования, радиотеодолита.
Метеорадары используются для наблюдений за дождем, градом или снегом. Позволяют определить место и интенсивность выпадения осадков.
Для аэрономических наблюдений применяют метеоспутники и геофизические ракеты. Метеоспутники (с 1957 г.) делятся на 2 группы:
6
1) спутники, запускаемые на геостационарную орбиту, летают на высоте 36000 км над
экватором. Время оборота вокруг земли 24 часа, то есть они наблюдают за одним и
тем же участком земной поверхности (рисунок 2);
2) спутники, запущенные на полярную орбиту, облетают Землю от полюса до полюса на
высоте 850 км. Оборот вокруг Земли за 100 мин. за это время Земля совершает поворот на 25º по долготе, т.е. на каждом витке наблюдения ведутся над новой точкой (рисунок 3).
Современная система метеорологических спутников, осуществляющих оперативные наблюдения за состоянием атмосферы, океанов и суши. Эта система состоит из 8 геостационарных спутников (США, России, Индии, Японии, Китая и Европейского космического агентства) и полярных спутников США и России (рисунок 4).
В практику наземных наблюдений в ХХ в. были введены автоматические метеостанции. Для наблюдений за погодной над поверхностью океана применяют метеобуи (с
1970-х гг.), используют оборудование, установленное на бортах судов.
Рисунок 2 – Метеоспутник NOAA-12
(http://www.cnews.ru/news/top/print.shtml?2007/08/30/264383)
Рисунок 3 – Метеокомплекс «Электро-Л» (http://www.hnet.ru/files/1(399).jpg)
4. История развития метеорологии и климатологии
Погода и атмосфера вызывали интерес учёных ещё в античные времена. Попытки
регулярных метеонаблюдений делались в древности в Китае, Индии, Средиземноморье.
Первым научным трактатом в этой области знания является «Метеорологика» – один из
физических трактатов Аристотеля, снискавший ему славу «отца метеорологии». Написанная 2300 лет назад, «Метеорологика» ценна и жива для нас и сегодня, поскольку характеризует и состояние античной науки в годе ее расцвета, и круг ее знаний, и пути их
накопления. Первые эксперименты проводились в древней Греции. Во ІІ веке до н.э. Герон Александрийский доказал, что воздух при нагревании расширяется. Существовали
зачаточные научные представления об атмосферных процессах и климате. В средние века
велись наблюдения и регистрация наиболее выдающихся явлений в атмосфере.
7
Современный этап развития берет отсчет с XVII в., когда были заложены основы
физики. Метеорология в то время была частью физической науки. Около 1600 г. великий
математик и астроном Г. Галилей создал первый термометр, а через 40 лет его ученик
Э. Торичелли придумал первый надёжный барометр. В середине XVII в. во Флоренции
под покровительством великого герцога Фердинанда II была организована Академия дель
Чименто (академия эксперимента). Там были поставлены многие метеорологические эксперименты и было положено начало метеорологии. Во второй половине XVII в. – первой
половине XVIII в. наблюдения начали проводиться в немногих пунктах Европы. В 1654 г
впервые параллельные наблюдения были проведены на сети станций (10) в Италии. В
1668 г была создана первая карта ветров (Галлей, директор Гринвичской обсерватории).
К этому периоду относится и возникновение первых метеорологических теорий на основе
этих наблюдений.
Рисунок 4 – Современная система метеорологических спутников («Natural hazards,
Our living plane»", 2000 (http://atmos.phys.spbu.ru/info/info1.htm)
В середине XVIII века, по мнению М.В. Ломоносова, метеорология стала самостоятельной наукой со своими задачами и методами. М.В. Ломоносов сам создал первую теорию атмосферного электричества, разрабатывал метеоприборы (анеморумбометр и морской барометр). Считал возможным научное предсказание погоды. Он первым в России
стал изучать верхние слои атмосферы, предвидел, что «наступит время, когда с помощью
различных приборов смогут предсказывать погоду: тогда не будут зной, ни дождь опасен
в поле, а корабли будут плавать по морю безбедно и спокойно». В работе «О слоях земных» Ломоносов одним из первых высказал мысль об изменении климата нашей планеты
в процессе ее развития. Изменение климата он связывал с астрономическими причинами:
колебаниями наклона полярной оси и плоскости орбиты Земли.
Во второй половине XVIII веке по частной инициативе была организована международная сеть метеостанций в Европе, которая объединяла свыше 30 учреждений. Она
функционировала 12 лет. Результаты наблюдений были опубликованы и способствовали
дальнейшему развитию метеорологических исследований. В 1749 г. для проведения исследований на высотах применялись бумажные змеи.
В начале XIX в. во многих странах Европы, в т.ч. и в Беларуси, возникают первые
государственные метеостанции, объединяемые в сети.
А. Гумбольдт и Г. Дове (ученые из Германии) закладывают в своих трудах основы
климатологии. А Гумбольдт в труде «Космос» дает новое определение климата, в котором
учитывались наряду с наклоном солнечных лучей и другие факторы (влияние океана с его
течениями и суши с разнообразными свойствами подстилающей поверхности).
8
В 1826 г. были вычерчена первые синоптические карты. Авторство этого метода
исследования принадлежит ученому из Германии Г. В. Брандесу.
С середины XIX века, после изобретения телеграфа (1837 г. Морзе Самюэль), по
инициативе знаменитого астронома У. Леверье (Франция) и адмирала Р. Фицроя в Англии синоптический метод исследования атмосферных процессов быстро вошел в широкое употребление.
К середине XIX века относится и организация первых метеорологических институтов, в т.ч. Главной физической (геофизической) обсерватории в Петербурге (1849 г.). В
России получило развитие направление в метеорологии, увязывающее климат с общей
географической обстановкой (А.И. Воейков). В. Феррелем (США) и Г. Гельмгольцем
(Германия) закладываются основы динамической метеорологии. В ходе метеорологических исследований применяли воздушные шары. К концу XIX века усилилось изучение
радиационных и электрических процессов в атмосфере.
В 20 веке развитие метеорологии шло нарастающими темпами. 1920 г.
Л. Ричардсон сделал первый математический прогноз погоды. В 20-е годы прошлого века
использовались самолеты, оборудованные аэрометеорографами (измеряли атмосферное
давление, температуру и влажность воздуха). В 1930-е годы Молчанов изобрел радиозонд
(это позволило проводить трехмерный анализ атмосферных процессов), начали анализировать карты погоды.
Эксперименты по численному анализу карт погоды начали проводиться с 1953 года. Применение спутников, измерение вертикальных профилей температуры, сложные
программы для ЭВМ – обозначало новую эру развития метеорологии. Это дало возможность наблюдать за атмосферными процессами в масштабе всей планеты.
Следующий резкий скачок качества прогнозов погоды приходится на 1961-1967 гг.
К этому времени метеорологической информации стало так много, что синоптики не
успевали ее обрабатывать за то короткое время, которое отведено на подготовку прогноза.
Сначала ЭВМ использовались для подготовки информации к прогнозу, но вскоре они стали составлять прогнозы погоды по схеме, разработанной человеком. Эта схема основывалась на применении теоретических законов гидромеханики и термодинамики для условий
земной атмосферы. Таким образом, метеорология обрела свою теорию, которая оказалась,
как свидетельствуют графики оправдываемости прогнозов, достаточно эффективной.
Вполне логично связать дальнейший прогресс оправдываемости прогнозов с использованием данных метеорологических ИСЗ, ведь с их помощью можно собирать информацию со всей поверхности планеты, и даже океан им не помеха. Первые метеорологические ИСЗ были запущены еще в 60-х годах, и автор этой книги вместе с другими метеорологами искренне радовался первым изображениям облачности циклонов и фронтов,
полученным из космоса. Но все-таки тех данных, которые нужны для расчетов на ЭВМ, –
о температуре, давлении и влажности воздуха на разных уровнях в атмосфере – с ИСЗ
долгое время получать не могли. Только в самые последние годы появилась аппаратура
(многоканальные радиометры), которая позволяет по излучению атмосферы в разных
участках инфракрасной части спектра восстанавливать вертикальные профили давления,
температуры и влажности воздуха.
Таким образом, ИСЗ теперь в состоянии заменить радиозонды и собирать данные о
вертикальной структуре атмосферы над любым участком поверхности земли. В этом заключается наиболее ценный вклад ИСЗ в решение проблемы прогноза погоды. Рост
успешности прогнозов в 80-х годах в значительной степени был связан именно с передовой технологией сбора метеорологической информации. Справедливости ради следует
отметить и заслуги ученых, создающих новые схемы прогноза погоды и продолжающих
изучение атмосферы. Как бы совершенны ни были ЭВМ и ИСЗ, без понимания механизма
формирования погоды ее прогноз будет малоуспешен.
9
АТМОСФЕРА. СОСТАВ И СТРОЕНИЕ
1. Состав атмосферы Земли.
2. Строение атмосферы:
а) тропосфера,
б) стратосфера,
в) мезосфера,
г) термосфера,
д) экзосфера.
3. Эволюция атмосферы.
1. Состав атмосферы Земли
Атмосфера (греч. аtmos – пар, дыхание + sphaira – шар, сфера) – воздушная оболочка Земли, принимающая участие в ее суточном и годовом вращении.
Атмосфера Земли благодаря своему составу, способности регулировать температуру, поглощать и отражать опасную для живых организмов часть коротковолновой солнечной радиации делает возможным существование жизни на планете. Атмосфера удерживается Землей гравитационным притяжением и фактически вращается вместе с ней (рисунок
5).
Рисунок 5 – Атмосфера Земли (http://www.darwin.museum.ru/expos/floor3/Crisis/21.htm)
Атмосфера состоит из смеси газов (около 20) – воздуха, в котором взвешены коллоидные примеси – пыль, капельки, кристаллы и пр. (таблица 1).
С высотой состав атмосферного воздуха меняется мало. За исключением паров воды, содержание которых сильно меняется в тропосфере, капелек воды и твердых частиц
во взвешенном состоянии, а также переменного содержания озона О3 в стратосфере, атмосфера хорошо перемешана и постоянна по составу до высоты 100 км. Эту часть атмосферы называют гомосферой. Начиная с высоты 100 км, наряду с молекулярным кислородом
О2 и азотом N2 появляется и атомарный кислород, в результате фотодиссоциации молекул,
а также начинается гравитационное разделение газов. Вероятно, основной составляющей
атмосферы с высоты около 300 км до 800 км становится атомарный кислород, выше преобладают гелий и атомарный водород. Этот слой, сильно меняющийся по составу, называют гетеросфера.
Ионизация различных составляющих, также обусловленная поглощением ультрафиолетовой солнечной радиации, становится основным фактором в слоях примерно 60 км,
т.е. выше нижней границы ионосферы. На высоте более 600-800 км столкновения между
частицами становятся столь редкими, что некоторые из частиц, движущихся вверх, могут
покидать атмосферу.
Общая масса атмосферы 5×1015 т, в том числе аэрозоля 108 т.
Таблица 1 – Состав атмосферы (сухой воздух)
10
Вещество Объем, доля,
%
Вертикальное распределение
ОСНОВНЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
Постоянен в гомосфере. Диссоциирован на больших высотах.
Постоянен в гомосфере. Диссоциирован в термосфере, в некоторой степени в мезосфере и стратосфере.
Ar
0,934
Постоянен в гомосфере. На больших высотах возрастает благодаря диффузному разделению.
СОСТАВЛЯЮЩИЕ, ВАЖНЫЕ ДЛЯ РАДИАЦИИ
СО2
0,031
Постоянен в гомосфере. Диссоциирован в термосфере.
Н2О
Сильно пе- Образует облака в тропосфере, малое содержание в стратоременная
сфере. Диссоциирован выше мезосферы.
О3
Переменная Малое содержание (10-8) в тропосфере, но значительно выше
(10-6 – 10-5) в стратосфере. Выше диссоциирован.
ДРУГИЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ (Σ=0,01)
-4
Ne
1,82*10
Постоянны в гомосфере. На больших высотах содержание
возрастает благодаря диффузному разделению.
He
5,24*10-5
-5
Kr
1,14*10
CH4
1,5*10-6
Постоянен в гомосфере. Диссоциирован в верхней тропосфере и выше.
H2
5*10-6
Постоянен в гомосфере. Является продуктом фотохимической диссоциации Н2О в нижней термосфере. Выше диссоциирован.
-7
NO
10
Является продуктом фотохимических реакций в стратосфере
и мезосфере.
Примечание: Кроме этих газов в состав воздуха входят Xe, I, Rn, NH3, H2O2, N2O и др.
N2
О2
78,084
20,946
Водяной пар в воздухе. Доля паров воды в воздухе у земной поверхности составляет от 0,2% в полярных широтах до 2,5% у экватора, а в отдельных случаях колеблется от 0
до 4%. В связи с этим колеблется содержание других газов.
Пути поступления водяного пара в атмосферу:
 испарение,
 транспирация растений.
В атмосфере может возникать состояние насыщения (когда содержание водяного
пара достигает максимально возможного при данной температуре). Обычно возникает при
низких температурах. Когда состояние насыщения достигнуто, то часть водяного пара
становится избыточным и конденсируется (переходит в жидкое или твердое состояние). В
воздухе возникают капли и водяные кристаллы облаков и туманов. Облака могут испаряться, или же капли и кристаллы облаков могут укрупняться и выпадать на земную поверхность. Содержание Н2О в каждом участке атмосферы изменчиво. С фазовыми переходами воды связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата.
Азот – (гр. а – нет, без; zoo – живу) самый распространенный газ в атмосфере. В
газообразном состоянии химически инертен. В соединениях (нитраты, нитриты) играет
важную роль в обмене веществ в растительном и животном мире. Животные не могут
усваивать молекулярный азот N2 непосредственно из воздуха. Он входит в состав пищи,
получаемой животными ежедневно. Свободный азот (N2) захватывается азотфиксирующими бактериями, поселяющимися в корнях бобовых растений. Нитраты, которые синтезируются бактериями, становятся доступными для растений и животных (идут на построение белка).
Кислород – самый активный в биологическом отношении газ атмосферы. Общее
количество кислорода в настоящее время более или менее сбалансировано: непрерывное
11
использование кислорода животными уравновешивается выделением его растениями
(ежегодная продукция 1,2×1011 т).
Углекислый газ – один из самых важных компонентов атмосферы, по мнению метеорологов и климатологов. Колебания СО2 в атмосфере могут коренным образом изменить погоду и климат Земли.
Ar, Ne, He, Н2, Xe, О3 – не участвуют в биологических процессах, но играют важную роль в переносе энергии в высоких слоях.
Другие вещества в атмосфере.
Кроме перечисленных выше газов в атмосфере находится много веществ в твердом
и жидком состоянии.
Аэрозоль – это вещество в твердом или жидком состоянии, которое находится в
атмосфере во взвешенном виде.
Так, в атмосферу поступают различные виды пыли (результат промышленной деятельности человека, сдувания верхнего слоя почвы ветром), а при извержениях вулканов в
атмосферу попадают пепел, сернистый газ. С растительного покрова в атмосферу переносится бесчисленное количество пыльцы, спор, семян. В атмосфере также встречаются различные микроорганизмы. Вместе с брызгами морской воды в атмосферу поступают кристаллики соли.
Различные газы и твердые частицы, попав в атмосферу, по-разному влияют на
условия погоды. В частности, они поглощают часть лучистой энергии, приходящей к атмосфере извне. Кристаллики солей становятся ядрами конденсации и участвуют в процессах осадкообразования вместе с пылевыми частицами.
Давление и плотность атмосферы убывают с высотой: около ½ всей массы атмосферы сосредоточено в нижних 5 км, 19/20 – в верхних 20 км, 99,5% – в нижних 80 км.
Плотность воздуха у земной поверхности составляет 1,2 кг/м3, АД – 1013 гПа. На высоте
750 км. Плотность воздуха падает до 10-13 кг/м3, но и такая малая плотность еще достаточна для возникновения полярных сияний.
Резкой верхней границы атмосфера не имеет, плотность составляющих ее газов
приближается к плотности газов межпланетного пространства. На высоте от 2 до 20 тыс.
км, в так называемой земной короне, в среднем содержится около 1000 ионизированных
частиц на 1 см3. в межпланетном пространстве – не более 100 частиц/см3.
2. Строение атмосферы
В вертикальном направлении атмосферу делят на ряд основных слоев.
1. По распределению температуры (рисунок 6):
 тропосфера (до 9–17 км);
 стратосфера (до 50–55 км);
 мезосфера (до 80-85 км);
 термосфера (до 800 км);
 экзосфера.
2. По физико-химическим процессам:
 озоносфера (10–50 км);
 нейтросфера (0–70 км);
 ионосфера (выше 60–70 км);
 хемосфера (0-нижняя термосфера).
3. По кинетическим процессам:
 экзосфера (выше 600–1000 км);
 земная корона (>2000 км).
4. По составу:
 гомосфера (0–100 км);
 гетеросфера (>100 км).
12
Атмосферу удобно подразделять на сферические слои, «сферы», каждый из которых характеризуется изменением температуры с высотой. Верхние границы этих сфер
называют «паузами».
Рисунок 6 – Строение атмосферы (http://meteoweb.ru/phen058.php)
Тропосфера (гр. tropos – поворот + сфера) нижняя, основная часть атмосферы, особенно подверженная воздействию со стороны земной поверхности. Характеризуется убыванием температуры с высотой со средним вертикальным градиентом 0,65ºС/100м, хотя и
встречаются неглубокие инверсии. Тропосфера простирается от поверхности Земли до
высоты 10–12 км в умеренных широтах, до 8–10 км в полярных и до 16–18 км в тропических.
В тропосфере сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха. В тропосфере
развиты турбулентность и конвекция; сосредоточена преобладающая масса водяного пара,
здесь возникают все основные виды облаков. Для нижней части тропосферы характерно
сильное запыление воздуха.
В тропосфере выделяют приземный слой и слой трения.
Приземный слой – нижняя часть тропосферы – от земной поверхности до 50–100 м
(в некоторых случаях до 20–250 м). В приземном слое наблюдаются вертикальные градиенты скорости ветра, температуры, влажности в десятки и сотни раз больше, чем в вышележащих слоях, но убывающие кверху. Резкие колебания температуры в течение суток.
13
Слой трения – нижний слой атмосферы, начинающийся от земной поверхности,
свойства которого определяются динамическими и термическими свойствами этой поверхности. Его толщина от 300–400 до 1500–2000 м (в среднем 1000 м). Она тем больше,
чем больше шероховатость земной поверхности и чем интенсивнее развитие турбулентности. Поэтому увеличивается с усилением ветра и с уменьшением устойчивости стратификации. Вследствие уменьшения с высотой турбулентного трения в слое возрастает с высотой скорость ветра, приближаясь к скорости градиентного ветра на верхней границе слоя
трения.
В тропосфере формируются воздушные массы и фронты, развиваются циклоны и
антициклоны, частично распространяющиеся и на стратосферу. Тропосфера включает
слой, в котором обитает все живое.
Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом земли меняется
изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна над разными широтами и в разные сезоны года. Средняя годовая температура воздуха у земной поверхности около 26ºС
на экваторе и около -23ºС на Северном полюсе. На верхней границе тропосферы над экватором средняя температура -70ºС, над Северным полюсом зимой -65ºС, летом -45ºС. давление на верхней границе тропосферы в 5-8 раз меньше, чем у земной поверхности.
Над тропосферой до высоты 50-55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем,
что температура в ней в среднем растет. Переходный слой между тропосферой и стратосферой называется тропопауза. Границы этого слоя часто не различимы отчетливо. Поэтому чаще тропопаузой называют верхнюю поверхность тропосферы, где вертикальный
градиент температуры убывает до 0,2ºС/100м и ниже (и остается таким же по крайней мере в ближайших 2 км).
Зимой тропопауза ниже, чем летом, кроме того ее высота колеблется при прохождении циклонов (уменьшается) и антициклонов (увеличивается) до 2 км, даже более. Тропопауза часто имеет слоистую структуру (первая, вторая и т.д.). Слои разделены поверхностями с вертикальным градиентом не менее 0,3ºС/100м и толщиной не менее 1 км. Особенно часто такие разрывы тропопаузы встречаются в субтропической зоне (связаны с
субтропическими струйными течениями).
Различают низкую и теплую полярную тропопаузу и высокую и холодную тропическую тропопаузу. Тропопауза была открыта в 1899г.
Стратосфера (лат. stratum – слой + сфера). Название этого слоя отражает прежнее
представление о единственности слоя, лежащего вне тропосферы.
Стратосфера – это атмосферный слой между тропосферой и мезосферой, от тропопаузы до высоты 50–55 км. Отличается распределением температур близким к изотермическому в нижней части и повышением температуры с высотой в верхней.
Положение нижней границы стратосферы меняется в зависимости от широты, времени года и циклонической деятельности.
Выделяется нижняя стратосфера – от тропопаузы до стратонуля (около 24 км, поверхность, на которой меридиональный градиент температуры минимален, а, следовательно, скорость ветра также минимальна). Выше расположена верхняя стратосфера, где
наблюдается быстрый рост температуры с высотой, достигая на верхней границе стратосферы значений между -20 и +20ºС.
В нижней стратосфере преобладают западные ветры, в верхней – восточные.
Процентное содержание газов (постоянных) в стратосфере мало отличаются от
тропосферного. Содержание водяного пара ничтожно. Однако на высотах 22–27 км в высоких широтах иногда наблюдаются так называемые перламутровые облака (рисунок 7).
Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, т.к. освещаются Солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капель.
Озона в стратосфере даже по абсолютным значениям больше, чем в тропосфере, а
на высотах 25–35 км наблюдается максимальная концентрация озона. Таким образом,
стратосфера более или менее совпадает с озоносферой.
14
Рисунок 7 – Перламутровые облака (www.photosight.ru)
Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до высоты 85–95 (80–85) км.
Во всей мезосфере температура убывает с высотой от уровня 55 км до мезопаузы, где
наблюдается минимум температур (до -90ºС). Вследствие быстрого падения температуры
с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней
границе мезосферы (82–85 км) образуются особого рода облака, также освещаемые Солнцем в ночной период – серебристые1 (рисунок 8). Скорее всего, они состоят из ледяных
кристаллов.
Рисунок 8 – Серебристые облака (alligater.my1.ru)
На уровне мезопаузы, отделяющей мезосферу от термосферы, давление в 200 раз
меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в слое воздуха до высоты 80км (тропо-, страто-, мезосфера вместе) заключается 99,5% всей массы атмосферы.
На высоте 60–90км расположен слой D – нижний ионизированный слой с концентрацией электронов 10-103 электр./см3.
Термосфера (греч. therme – тепло + сфера) простирается от уровня 80 км до верхней границы атмосферы.
Характеризуется очень высокими температурами. Воздух в термосфере чрезвычайно разрежен. Его плотность составляет 10-11–10-13 кг/м3, но и при такой малой плотности
каждый см3 воздуха на высоте 300 км содержит около 1 млрд. (109) молекул или атомов, а
на высоте 600 км – свыше 10 млн. (107). Температура быстро растет с высотой, и на высоте 200-300 км температура составляет 1500ºС.
Высокие температуры в тропосфере обеспечиваются непосредственным поглощением солнечной радиации с длинами волн менее 200 нм. В тропосфере ярко выражены
изменения температуры, зависящие от суточного хода радиации, солнечной активности и
цикла солнечных пятен.
1
Далин, П. А. Серебристым облакам 120 лет? / П. А. Далин, Н. Н, Перцев, В. А. Ромейко // Природа, 2005. –
№6. – С. 12-21.
Бронштэн, В. А. Серебристые облака и их наблюдение / В. А. Бронштэн. – М.: Наука, 1984. – 64 с.
15
Динамика этой области атмосферы еще недостаточно изучена. Физические процессы здесь сложны и включают образование, распад и ионизацию составляющих газов, а
также такие эффекты как северное сияние, вызываемое корпускулярным излучением
Солнца.
Ионосфера (греч. ion – идущий + сфера) характеризуется очень сильной степенью
ионизации воздуха. Содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижележащих
слоях, несмотря на сильную разреженность воздуха.
Открыл Хевисайд в 1902 г. (слой Хевисайда).
Ионы представляют собой заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы
NO и свободные электроны. Их содержание на высоте 100–400 км достигает 106–1015 частиц/см3.
Выделяют 4 слоя:
 D Н=60–90 км (ночью исчезает) О2- и N2 E Н=90–120 км О2- и N2 F1 Н=160–200 км О-, Не2+ и Н+
 F2 Н=200–400 км О-, Не2+ и Н+
Положение ионосферных слоев и концентрации ионов в них постоянно меняются.
От степени концентрации ионов (ионизации) зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере она в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Радиоволны испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отражение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти через ионосферу (они отражаются на высоте 70–90 км). Средние и
короткие волны отражаются вышележащими слоями.
В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение
ночного неба – постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также ионосферные
магнитные бури.
Температура в ионосфере растет с высотой. Говоря о больших температурах в
ионосфере, имеют в виду, что частицы атмосферных газов двигаются там с очень большой
скоростью. Но плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом.
Экзосфера – сфера рассеяния (от греч. ekso – снаружи, вне+ сфера) – атмосферный
слой с высоты более 800–1000 км. Скорости движения частиц газов, особенно легких,
здесь очень велики. Поскольку плотность воздуха в этом слое очень мала, то частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собой. Отдельные
частицы могут при этом преодолевать силу тяжести и вылетать из атмосферы (улетучиваться). Ускользанию подвергаются в первую очередь атомы водорода.
Земная корона – внешняя область земной атмосферы, расположенная над экзосферой или рассматриваемая как ее верхняя часть. Простирается от 1–2 до 20 тыс. км (и более). Состоит из ускользающего из атмосферы (экзосферы) ионизированного водорода
(1000 ионов/см3), также небольшого количества нейтрального водорода. Ниже 2 тыс. км
содержит также ионизированный кислород О2 и азот N2.
В области земной короны расположена нижняя часть радиационного пояса Земли.
3. Эволюция атмосферы
Эволюция атмосферы – это изменение со временем химического состава и полной
массы атмосферы Земли. Атмосфера – очень тонкая оболочка, ее масса меньше
1/1000000 массы Земли (5,3×103 трлн. т воздуха), ее плотность (1,3×10-3г/см3) даже на
уровне моря составляет меньше 1/1000 плотности твердых пород, а реальная толщина
меньше 1/100 части планеты.
Мы привыкли считать атмосферу неизменной, между тем она имеет свою историю,
ее химический состав и масса изменялись со временем. И действительно, было бы стран16
но, если бы она не изменялась за все время существования Земли, а ее масса и состав не
реагировали на сложную цепь событий, которые оставили свой след в земной коре.
Изучение истории атмосферы – задача трудная, но небезнадежная. Возникновение
жизни на Земле, непрерывное существование животных в течение, по крайней мере, последних 600 млн. лет, следы взаимодействия атмосферы с породами земной коры в древних осадочных отложениях, состав вулканических газов, эмиссия которых происходила в
течение всех геологических эпох – все это позволяет проследить за эволюцией химического состава атмосферы.
После завершения своего формирования Земля представляла собой не расплавленное, как считалось ранее, а твердое, относительно холодное тело. Об этом говорит то, что
Земля исключительно бедна, т.ч. благородными газами: He, Ne, Kr, Xe. Их содержание в
атмосфере Земли в 106-1014 раз меньше, чем в космосе. Другие элементы также имеются в
незначительном количестве: водорода в 106,6; азота в 105,9; углерода в 104 раз меньше.
А ведь Земля обладает массой, которая в состоянии удержать при температуре экзосферы
(2000 К) любой из инертных газов (кроме He). Будь планета расплавленной, она бы потеряла вместе с инертными элементами и другие летучие вещества (О2, СО2 и др.).
Благодаря таким ученым, как А.П. Виноградов и Г. Юри в настоящее время имеется логичная и четкая схема образования атмосферы на Земле. Согласно таким представлениям, атмосфера и гидросфера образовались вследствие дегазации лав, выплавившихся из
верхней мантии (астеносферы) Земли при вулканических процессах, которые развились
уже в первые 0,5–1 млрд. лет существования Земли в результате разогревания ее недр при
гравитационном сжатии и за счет распада радиоактивных изотопов.
Интенсивность современных вулканических процессов на Земле, по расчетам Мархинина (1967), вполне достаточна для образования, за время существования Земли всей ее
коры, гидросферы и атмосферы.
Газы, выделяющиеся из современных вулканов, содержат преимущественно водяной пар. Так вулканические газы на Гавайских островах содержат 79,3% Н2О, 11,6% СО2,
6,5% SO, 1,3%N2, 0,6 % Н2, 0,4% СО, 0,05% Cl2, 0,04% Аu. В вулканических газах встречаются СН2, NH3 и другие компоненты.
Проводившиеся измерения показали, что при температуре 800–1000ºС из лав отгоняются, кроме водяного пара, преимущественно «кислые дымы» – HCl и HF, при температуре 500ºС – сера и ее соединения H2S, SO2 и др., при более низких температурах – борная
кислота и соли аммония.
Большой интерес представляют результаты химического анализа содержимого газовых пузырьков в древнейших (видимо катархейских) кварцитах Курумканской свиты
Алданского щита (возраст около 4 млрд. лет). В этих пузырьках полностью отсутствует
свободный О2, около 60% составляет СО2, около 35% – H2S, SO2, NH3, HF, HCl; в небольших количествах – присутствует N2 и инертные газы.
Таким образом, при дегазации лав на поверхность земли поступали пары Н 2О, соединения углерода (СО2, СО, СН4), NH4, S, H2S, SO2, галоидные кислоты (HCl, HF, HBr,
HI), борная кислота, Н2 и другие газы. Эта первичная атмосфера была чрезвычайно тонкая, поэтому ее температура была близка к температуре лучистого равновесия. Эта температура получается путем приравнивания потока поглощаемого поверхностью солнечного
тепла и уходящего излучения поверхности Земли, которое пропорционально четвертой
степени температуры этой поверхности. По расчетам, в то время температура атмосферы
равнялась примерно +5ºС, но могла быть несколько выше (присутствие NH3 создавало
парниковый эффект). Таким образом, большая часть водяного пара вулканических газов
должна была конденсироваться, превращаясь в воду и образуя гидросферу.
В первичный океан переходили, растворяясь в Н2О, и другие составные части вулканических газов (СО2, HCl, HF, S и ее соединения, часть NH3). В результате первичная
атмосфера, содержавшая в равновесии с океаном главным образом водяной пари небольшие количества СО2, СО, NH3, СН4, H2S,кислых дымов и инертных газов, оставалась тон17
кой. Следовательно, и температурные условия не испытывали слишком больших изменений и оставались в среднем в пределах существования жидкой воды. Это и определило
одну из специфических особенностей Земли, отличающую ее от других планет Солнечной
системы: постоянное наличие на ней гидросферы, что в свою очередь наложило отпечаток
на дальнейшую эволюцию атмосферы.
Об отсутствии в древней атмосфере свободного кислорода говорит высокое значение отношения FeO к Fe2O3 (закисного железа к окисному) в древних изверженных (а затем метаморфизированных), а также осадочных пород, особенно в глинах. Так, в архее и
катархее встречаются железные руды, главной составляющей в которых является магнетит FeO*Fe2O3. в архее часто присутствуют осадочные железномарганцевые руды, что
также свидетельствует о недостатке кислорода (при наличии О2 железо теряет подвижность). Аналогичные свидетельства дает наличие в нежнепротерозойских золотоураноносных месторождениях уранинита, а так же низкие темпы выветривания древних
пород.
Как образовался свободный кислород в атмосфере?
Наличие свободного кислорода на Земле можно считать некоторой аномалией. Породы, расположенные на несколько десятков сантиметров ниже земной поверхности, не
находятся в равновесии со свободным кислородом и при вступлении в контакт окисляются (образование красных минералов – гидратированных окислов Fe3+).
Происхождение кислорода земной атмосферы было предметом споров в течение
многих лет. Согласно одной из двух наиболее распространенных теорий, атмосферный
кислород производился в течение всего геологического времени за счет непрерывного
процесса фотосинтеза:
6СО2 + 6Н2О = С6Н12О6 + 6О2↑
Эта реакция идет и в обратном направлении.
Почти весь произведенный при фотосинтезе кислород за определенное время расходуется на окисление биомассы, при чем наибольший остаток неизрасходованного кислорода может привести к образованию большого количества свободного кислорода в атмосфере.
Вторая теория предлагает альтернативный путь образование свободного кислорода. Ультрафиолетовое излучение Солнца разрушает молекулы воды в верхней атмосфере.
Большинство из них снова рекомбинирует, но каждый образованный при фотодиссоциации атом водорода имеет большую вероятность диссипировать (улетучиться) из земной
атмосферы прежде, чем он рекомбинирует. Атомы кислорода диссипируют во много раз
медленнее атомов водорода, т.к. они в 16 раз тяжелее. Таким образом, фотодиссоциация
воды, сопровождающаяся диссипацией водорода, является правдоподобным механизмом
генерации свободного кислорода в атмосфере. Но, по расчетам Беркнера и Маршала, такое образование свободного кислорода должно быть весьма ограниченным, т.к. кислород
сам поглощает излучение, расщепляющее молекулы Н2О. При равновесии между этими
двумя процессами содержание кислорода в атмосфере не могло превышать 0,001 современного уровня. На самом деле оно было намного меньше, т.к. равновесие никогда не достигалось: кислород шел на окисление газов в атмосфере (СО, H2S, NH3, СН4).
Из-за недостатка свободного кислорода в атмосфере, по-видимому, отсутствовал
озон, и тонкая первичная атмосфера пропускало жесткое излучение Солнца до поверхности суши и океана.
Под действием этого излучения, способного ускорять образование сложных молекул, в океане еще в катархее образовался ряд сложных органических веществ до амонокислот включительно. В архейских породах (3,1–3,4 млрд. лет) уже обнаруживаются следы жизни: микроскопические одноклеточные сине-зеленые, способные к фотосинтезу. Такая деятельность фотосинтезирующих сине-зеленых, бактерий, водорослей, а затем и сухопутных растений привела в конце концов к образованию на Земле кислородсодержащей
18
атмосферы – этого геохимического чуда, не имеющего аналогов на других планетах Солнечной системы.
Первые количества кислорода, вырабатывавшиеся водорослями при фотосинтезе
уже с начала архея, затрачивались на окисление атмосферных газов, а затем и пород земной коры. Одним из наиболее важных свидетельств перехода от восстановительных к
окислительным условиям в атмосфере является изменение поведения железа в морской
воде: окисление FeO до Fe2O3 резко понизило подвижность Fe и привело к массовому выпадению из водной взвеси гидратов Fe2O3 в комплексе с SiO2×nH2O и органикой в осадки
(джеспилиты Кривого Рога и КМА и др.).
По данным Фолинсби (1971), заметные количества свободного кислорода появились около 2,2 млрд. лет тому назад. В породах среднего протерозоя (1,7 млрд. лет тому
назад) биогенные известняки (остатки жизнедеятельности водорослей) встречаются все
чаще и чаще. Очевидно, что продуцирование свободного О2 нарастало. По расчетам Беркнера и Маршала, содержание свободного кислорода в атмосфере в 0,001 долю современного уровня (точка Юри) было достигнуто в среднем рифее (1,2 млрд. лет). Наличие свободного кислорода дало возможность для следующего крупного шага в эволюции жизни –
появления организмов, потребляющих кислород, – животных. Несомненное становление
многоклеточных морских животных дотируется началом верхнего рифея (1 млрд. лет). В
венде (600 млн. лет) обнаружено не менее 20 родов животных.
С биологической точки зрения критическим уровнем содержания свободного кислорода в атмосфере является точка Пастера (0,01 от современного количества), при которой организмы переходят от использования энергии ферментативного брожения к энергетически более эффективному окислению при дыхании. Эта точка была достигнута около
600 млн. лет тому назад. Это привело к настоящему биологическому взрыву в начале фанерозоя.
Растения начали проникать на сушу, чему препятствовало отсутствие озонового
экрана. Он, по мнению Беркнера и Маршала, появился 400 млн. лет назад, когда содержание кислорода достигло 10% от современного. После этого современный уровень был достигнут очень быстро – за несколько десятков миллионов лет. В настоящее время годовая
продукция кислорода на Земле (и на море, и на суше) имеет порядок 100–150 млрд. т.
В истории земной атмосферы можно выделить 3 стадии (таблица 2, рисунок 9).
Таблица 2 – Состав атмосферы на трех стадиях развития (Океан – атмосфера, 1983).
Составляющие
Стадия
1
2
3
Основные газы
CH4
N2
N2
Р > 10-2 атм.
О2
Малые примеси
N2
О2 (?)
10-2 > P > 10-6
Н2 (?)
H2O
H2O
Ar
H2S
СО2
NH3
Ar
Газы, содержащиеся
Не
Не
Не
в виде следов
Ne
Ne
10-6 > P > 10-9
CH4
CH4
NH3 (?)
Kr
SO2 (?)
H2S (?)
На первой стадии атмосфера выла восстановительной. Вулканические газы, повидимому, привели к образованию атмосферы, состоящей из метана с небольшими добавками Н2, N2 и NH3. На второй стадии основной составляющей был азот, а СО2 и Аr явля19
лись наиболее важными примесями. Третья стадия началась около 1,8 млрд. лет тому
назад, когда скорость образования О2 при фотосинтезе стала высокой и О2 перестала быть
малой примесью. С начала 3 стадии парциальное давление О2 стало увеличиваться и достигло современного значения. Возможно, этот переход не был монотонным, т.е. имели
место колебания массы атмосферного О2. В течение этого времени парциальное давление
N2, Ne, Ar, Kr, Xe увеличилось, а парциальное давление Не и СО2 оставалось приблизительно постоянным.
Рисунок 9 – Эволюция атмосферы Земли: А – уход водорода из атмосферы; Б – появление
фотосинтеза; В – образование озонового слоя
(http://www.astronet.ru/db/msg/1177040/chapter6_03_01.html)
20
СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ
1. Спектральный состав солнечной радиации.
2. Прямая и рассеянная радиация.
3. Ослабление солнечной радиации в атмосфере:
 поглощение;
 рассеяние;
 закон ослабления.
4. Суточный и годовой ход прямой и рассеянной солнечной радиации.
5. Суммарная радиация.
1. Спектральный состав солнечной радиации
Источником метеорологических, гидрологических, химических, биологических и
др. процессов на земном шаре является солнечная энергия. Вся другая поступающая энергия (излучение звезд и планет, космические лучи, внутренняя теплота Земли и др.) ничтожно мала по сравнению с энергией Солнца.
Доля лучистой энергии звезд составляет 10-8 энергии Солнца;
космического излучения – 2×10-9 энергии Солнца;
внутреннее тепло Земли – 5×10-3 энергии Солнца.
Солнце – основной источник жизни на нашей планете и создатель энергетических
запасов, которые все в большей степени используются человеком (нефть, каменный уголь,
гидроресурсы, энергия ветра и др.).
Размеры Солнца огромны. Его диаметр около 1 392 000 км, т.е. в 110 раз больше,
чем у Земли. Его вес, по расчетам, около 2×1027 т. Если бы Солнце ежесекундно теряло
1 млрд. т. своей массы, то и в этом случае ½ своей массы она потеряла бы только через
30 млрд. лет. Благодаря своей огромной массе, и, следовательно, большой силе тяжести
Солнце удерживает на разных расстояниях от себя 9 больших планет, несколько тысяч
мелких планет (астероидов) и других небесных тел.
Только благодаря громадным размерам и ослепительной яркости Солнца мы видим
его на небосклоне в виде сверкающего диска, а не крохотной точки. Астроном Юнг писал:
«представьте себе ребенка с такой длинной рукой, что он может коснуться Солнца. Он
прикоснулся к Солнцу и обжегся, но скончался бы от глубокой старости, прежде чем почувствовал боль, т.к. нервное раздражение, согласно Гельмгольцу, распространяется со
скоростью 30 м/с». Звук, направленный от Земли, мог бы достичь Солнца за 14 лет, аппарат, летящий со скоростью 800 км/ч, за 21 год.
Солнечные лучи, распространяясь в мировом пространстве со скоростью около
300 000 км/с, проходят путь от Солнца до Земли, равный в среднем 149,5 млн. км, за 8,3
минуты. Несмотря на огромное расстояние, отделяющее нас от Солнца, и положение Земли в космическом пространстве, поверхность Земли и нижние слои атмосферы нагреваются солнечными лучами достаточно сильно, чтобы поддерживать жизнь на нашей планете.
Мощность излучения Солнца составляет 3,8×1020 МВт. Общее количество энергии,
получаемой Землей от Солнца, составляет около 1/2 000 000 000 долю всей энергии Солнца. Основная же часть энергии звезды рассеивается в космическом пространстве. За год
Земля получает 5,44×1024 Дж. Чтобы представить ее размеры, скажем, что ее достаточно
для того, чтобы вся вода на Земле в морях и океанах закипела за 1,5 с.
Почти вся энергия Солнца генерируется в центральной области, часть которой составляет 1/3 солнечного. Температура в центре Солнца составляет более 15 000 000К, а
давление превышает сотни млрд. атмосфер. В таких условиях происходит непрерывный
процесс превращения атомов водорода в гелий. При образовании 1 г гелия выделяется
155 млрд. кал. На это тратится 0,007 г вещества. Суммарные же потери на Солнце составляют более 4 млн. т/с (4 200 000 т/с). Таким образом, Солнце «худеет» каждую секунду на
4,3 млн. т! Однако масса Солнца настолько велика (1,98·1030 кг), что для него такая поте21
ря совсем неощутима. Однако это мало сказывается на «сгорании» Солнца. За 5 млрд. лет
существования Солнца сгорела почти ½ всего водорода.
Почти вся энергия Солнца генерируется в центральной области, часть которой составляет 1/3 солнечного. Температура в центре Солнца составляет более 15 000 000К, а
давление превышает сотни млрд. атмосфер. В таких условиях происходит непрерывный
процесс превращения атомов водорода в гелий. При образовании 1 г гелия выделяется
155 млрд. кал. На это тратится 0,007 г вещества. Суммарные же потери на Солнце составляют более 4 млн. т/с. Однако это мало сказывается на «сгорании» Солнца. За 5 млрд. лет
существования Солнца сгорела почти ½ всего водорода.
Из 4,3 млн. т массы, излучаемой Солнцем в окружающее пространство, на земную
поверхность падает (на половину Земли, освещенную Солнцем) всего около 1,9 кг. Вот из
этих 1,9 кг солнечной массы и черпается энергия на все процессы, протекающие в атмосфере и на земной поверхности!
Радиация (лат. radiatio – излучение) – форма материи, отличная от вещества.
Со́лнечная радиа́ция – электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца.
1. Электромагнитная радиация – периодические, связанные между собой излучения электрической и магнитной сил в каждой точке пространства. Создается колебательным движением электрических разрядов или непериодическим изменением электрического тока, протекающего по проводнику.
Распространяется от источника (излучателя) в виде несущих энергию радиации
электромагнитных волн со скоростью, равной в вакууме почти 300 000 км/с, скоростью
света. Длина электромагнитных волн λ зависит от способа их возбуждения. Диапазон λ от
многих километров до 10-1–10-8 мкм (рентгеновские лучи и γ-лучи).
Радиация в диапазоне от 0,1 до 103 мкм называется тепловой или температурной. К
ней относится ультрафиолетовая (УФ), видимая и инфракрасная (ИК) радиация. Видимая
радиация обычно называется светом, но термин «свет» иногда распространяется на тепловую радиацию вообще.
Тепловая радиация испускается при перестройке (электронных оболочек) атомов и
молекул, а также при изменениях колебательного состояния атомов в молекулах, при
вращении молекул.
Тело, испускающее радиацию, охлаждается. Энергия тепловая переходит в энергию радиации (лучистую энергию). Когда радиация падает на другое тело и поглощается
им, то лучистая энергия переходит в другие формы энергии, главным образом в тепловую.
Интенсивность радиации, распределение радиации в спектре волн описывается законами излучения (закон Стефана-Больцмана и Вина) и законом Планка.
Измеряется обычно в тепловых единицах на единицу поверхности за единицу времени (кал/мин. см2). В настоящее время применяются механические единицы (Вт/м2).
2. Корпускулярная радиация – поток элементарных частиц вещества, преимущественно протонов и электронов (ē), движущихся со скоростями в сотни км/с, но далекими
от скорости света. Энергия корпускулярной радиации в среднем в 10 000 000 раз меньше
энергии тепловой радиации. Она сильно зависит от активности Солнца и его физического
состояния. Ниже 90 км от земной поверхности корпускулярная радиация в атмосферу почти не проникает.
Энергетический вклад корпускулярной составляющей солнечной радиации в её
общую интенсивность невелик по сравнению с электромагнитной. Поэтому в ряде приложений термин «солнечная радиация» используют в узком смысле, имея в виду только её
электромагнитную часть.
Лучистая энергия Солнца, которая является основным и практически единственным источником энергии для поверхности Земли, превращается в тепло отчасти в самой
атмосфере, но главным образом на земной поверхности (нагревание почвы и воды, а от
них и воздуха). Нагретые земля и атмосфера сами излучают невидимую ИК радиацию.
22
Отдавая эту радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждается.
Исследования показывают, что среднегодовые температуры поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. За историческое время в этих
колебаниях не было определенной направленности, т.е. были колебания около средних
многолетних величин.
Таким образом, при рассмотрении этого явления за многолетние промежутки времени можно сделать вывод, что Земля находится в тепловом равновесии (приход и расход
тепла равны). Но так как Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию, а теряет
тепло путем собственного излучения, то можно заключить, что она находится в лучистом
равновесии.
Спектральный состав солнечной радиации
Солнце излучает электромагнитные волны разной длины. Спектральный диапазон
электромагнитного излучения Солнца очень широк. Одни из них представляют собой
свет; другие – инфракрасные лучи, несущие тепло; третьи – целый ряд лучей, невидимых
человеческим глазом: гамма-лучи, рентгеновские, ультрафиолетовые и радиоволны (рисунок 10). Земная атмосфера лучше всего пропускает видимый свет и радиоволны коротковолнового диапазона, а губительные для жизни ультрафиолетовые, рентгеновские и гамма-лучи поглощаются атмосферой.
Рисунок 10 – Спектральный состав солнечной радиации
(http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth03.php)
На интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм приходится 99% всей энергии солнечной
радиации. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть
до рентгеновских лучей и радиоволн.
Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,39 до 0,76 мкм. Однако в этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии
(47%). Почти столько же (44%) приходится на ИК лучи, а остальные 9% – на УФ.
Распределение энергии в спектре солнечной радиации до поступления ее в атмосферу можно приближенно найти путем экстраполяции результатов наземных наблюдений. В последующее время важные результаты получены также с помощью ракет и спутников.
Это распределение (рисунок 11) достаточно близко к теоретически полученному
распределению энергии в спектре абсолютно черного тела при температуре около 6000К.
Максимум лучистой энергии в солнечном спектре, как и в спектре абсолютно черного тела, приходится на волны с длинами около 0,475 мкм, т.е. на зелено-голубые лучи видимой
части спектра. Однако в ультрафиолетовой части солнечного спектра энергия существен23
но меньше, чем в ультрафиолетовой части спектра абсолютно черного тела при температуре 6000К.
Рисунок 11 – Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации до
поступления в атмосферу и в спектре абсолютно черного тела при температуре 6000°С
(http://www.energy-bio.ru/suncoll.htm)
Таким образом, Солнце, строго говоря, не является абсолютно черным телом. Однако температуру 6000К можно считать близкой к фактической температуре поверхности
Солнца.
Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на некоторую поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации, т.е. количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность измеряется в Вт/м 2 (или кВт/м2); это означает, что на 1 м2 в секунду
поступает 1 Дж (или 1 кДж) лучистой энергии. Энергетическую освещенность солнечной
радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади, перпе ндикулярной к солнечным лучам, при среднем расстоянии Земли от Солнца назыв ают солнечной постоянной I 0 . Условие «на верхней границе атмосферы» означает,
что рассматривается, энергетическая освещенность солнечной радиации до вступления в атмосферу. Смысл слова «постоянная» в том, что эта величина относится к
радиации, на которую атмосфера еще не повлияла. Таким образом, солнечная п остоянная зависит только от излучательной способности Солнца и от расстояния от
Земли до Солнца.
Со́лнечная постоя́нная – суммарный поток солнечного излучения, проходящий за
единицу времени через единичную площадку, ориентированную перпендикулярно потоку,
на расстоянии одной астрономической единицы от Солнца вне земной атмосферы. По
данным внеатмосферных измерений солнечная постоянная составляет 1367 Вт/м² (1,367
кВт/м2), или 1,959 кал/(см²·мин).
Солнечная постоянная – поток солнечной радиации перед вступлением ее в земную атмосферу (на верхней границе атмосферы или в отсутствии атмосферы). Величина
24
не зависит от ослабления солнечной радиации в атмосфере, определяется только излучательной способности Солнца.
Так как Земля обращается вокруг Солнца по эллиптической орбите, то величина
солнечной постоянной меняется в течение года на ±3,5%. Она больше в январе, когда
Земля в перигелии (147 млн. км), и меньше в начале июля, когда Земля в афелии (152 млн.
км). Кроме того, солнечная постоянная зависит от солнечной активности – изменяется в
пределах 0,02%.
2. Прямая и рассеянная солнечная радиация
Различают прямую, рассеянную и суммарную солнечную радиацию.
Прямая солнечная радиация I (I´) – радиация, приходящая к земной поверхности
непосредственно от солнечного диска в виде пучка прямых параллельных лучей. Имеет
определенное направление распространения.
Рассеянная солнечная радиация i (D) – радиация, изменившая направление распространения в атмосфере Земли.
Суммарная солнечная радиация Q (Is) – вся солнечная радиация, приходящая к
земной поверхности (прямая и рассеянная в сумме).
Для определения количества солнечной радиации, приходящей на земную поверхность, служит энергетическая освещенность, или поток радиации.
Поток радиации – количество лучистой энергии, падающий на единичную площадь. Единица измерения – кВт/м2.
Максимальный поток радиации приходится на площадку, расположенную перпендикулярно солнечным лучам (рисунок 12). На горизонтальную площадку будет падать
меньшее количество энергии, равное произведению интенсивности прямой солнечной радиации на перпендикулярную поверхность на синус угла падения солнечных лучей h0:
I'= I×sin h0,
Рисунок 12 – Поступление прямой солнечной радиации на перпендикулярную (АВ) и горизонтальную (АС) по отношению к солнечным лучам поверхности
Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией.
Инсоляция – 1) поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность. Она, таким образом, зависит от высоты Солнца. Ее величина меняется в суточном и
годовом ходе. Зависимость инсоляции от широты места имеет важное климатическое значение в зимнее полугодие, когда при небольшом различии величины прямой радиации на
разных широтах различие величин инсоляции будет значительным;
2) в более широком смысле слова – это вообще приток солнечной радиации, прямой или суммарной, на данную поверхность, не обязательно горизонтальную. Пример:
инсоляция склонов.
Энергетическую освещенность для определенной длины волны λ называют спектральной плотностью энергетической освещенности (Iλ).
25
Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности. Проходя
сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и
аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации.
Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и
переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы.
Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает
земной поверхности. Она частично отражается от земной поверхности, а в большей степени поглощается ею и нагревает ее. Часть рассеянной радиации также достигает земной
поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство.
В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так
как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному (рисунок 13).
Рисунок 13 – Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации на границе
атмосферы (верхняя кривая) и у земной поверхности (нижняя кривая) при высоте солнца
35°. Интенсивность радиации дана в 10-3 кал/см2 мин для интервала длин волн 0,01 мк
(Хромов, 2004)
В самом лучшем случае, т. е. при наиболее высоком стоянии солнца и при достаточной чистоте воздуха, можно измерить на уровне моря интенсивность прямой радиации
около 1,5 кал/см2 мин. В горах, на высотах порядка 4-5 км, наблюдалась интенсивность до
1,7 кал/см2мин и более. По мере приближения солнца к горизонту и увеличения толщи
воздуха, проходимой солнечными лучами, интенсивность прямой радиации все более
убывает.
3. Ослабление солнечной радиации в атмосфере
В атмосфере Земли солнечная радиация ослабляется путем поглощения и рассеяния. Радиация ослабляется в атмосфере пропорционально, во-первых, самому потоку радиации (чем больше поток, тем больше будет потеряно радиации при прочих равных
условиях) и, во-вторых, количеству поглощающих и рассеивающих частиц на пути лучей.
А это количество в свою очередь зависит от длины пути лучей сквозь атмосферу и от
плотности воздуха. При этом для каждой длины волны коэффициент пропорциональности
будет свой, т.к. поглощение избирательное, а рассеяние также зависит от длины волны.
В атмосфере поглощается около 23% солнечной радиации (рисунок 17).
Поглощение радиации избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных
участках спектра и в разной степени, т.е. величина поглощения зависит от конкретного
газа.
Молекулярный азот поглощает волны в узком диапазоне УФ части спектра.
Кислород – в двух узких участках видимой и УФ части спектра.
26
Озон – сильно поглощает волны в УФ части спектра длиной до 0,29 мкм (в результате теряется несколько процентов общего потока радиации). Еще один участок поглощения озоном лежит в ИК части (9,4–9,9 мкм).
Углекислый газ поглощает в ИК части (λ от 7до 15 мкм).
Водяной пар – также в ИК части (λ от 4 до 120 мкм, за исключением интервала 8–
11,5 мкм).
В ИК части спектра поглощают солнечную радиацию хлорфторуглеводороды
(фреоны). К поглотителям радиации относятся также атмосферный аэрозоль и облака.
В каждом отдельном месте поглощение изменяется в течение времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, гла вным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты Солнца над горизо нтом, т.е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути к Земле.
Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу
ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.
Рассеянием называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (а такой именно и является прямая солнечная радиация, распространяющаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем
направлениям.
Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т.е. в среде, где показатель
преломления изменяется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частицы жидких и твердых примесей –
капли, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Таким
образом, встречаясь с молекулами и примесями в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от
рассеивающих частиц, таким образом, как если бы они сами были источниками радиации.
Около 26% общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации (2/3) также приходит к
земной поверхности. По это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от
прямой радиации.
Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного
диска, а от всего небесного свода. Поэтому необходимо измерять ее поток на горизонтальную поверхность. Он также измеряется в кВт/м2.
Во-вторых, рассеянная радиация отличается от прямой по спектральному составу.
Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. Соотношение
энергии лучей разных длин волн в рассеянной радиации изменено в пользу более коротковолновых тучей. При этом, чем меньше размеры рассеивающих частиц, тем сильнее
рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.
Научное объяснение голубого цвета неба было дано в работах английского физика
лорда Рэлея в 1871 г. По закону Рэлея, в воздухе, где рассеяние производится только молекулами газов (размеры которых более чем в 10 раз меньше длин волн света), рассеяние
обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей :
а
i   4 I  ,

где Iλ – спектральная плотность прямой радиации с длиной волны λ, i λ – спектральная
плотность рассеянной радиации с той же длиной волны, а – коэффициент пропорциональности.
27
Поскольку длина крайних волн красного света почти вдвое больше длины крайних
волн фиолетового света, первые лучи рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше,
чем вторые. Инфракрасные же лучи будут рассеиваться в совсем ничтожной степени. Поэтому в рассеянной радиации лучи коротковолновой части видимого спектра, т.е. фиолетовые и синие, будут преобладать по энергии над оранжевыми и красными, а также и над
инфракрасными лучами. Максимум энергии в прямой солнечной радиации у земной поверхности приходится на область желто-зеленых лучей видимой части спектра. В рассеянной радиации он смещается на синие лучи. Поэтому цвет неба голубой, а Солнце на закате красное (рисунок 14).
Рисунок 14 – Рассеивание солнечных лучей в атмосфере
(http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth03.php)
Рассеянная солнечная радиация, в отличие от прямой, является частично поляризованной. При этом степень поляризации для радиации, приходящей от разных участков
небосвода, изменяется от 0 до 70%.
Рассеяние более крупными частицами, т. е. пылинками, каплями и кристаллами,
происходит не по закону Рэлея, а обратно пропорционально меньшим степеням длины
волны (закон Ми). Поэтому радиация, рассеянная крупными частицами, будет не так богата наиболее коротковолновыми лучами, как радиация, рассеянная молекулами. На частицах диаметром больше 1–2 мкм наблюдается уже не рассеяние, а диффузное отражение,
при котором радиация отражается частицами, как маленькими зеркалами (по закону –
угол отражения равен углу падения), без изменения спектрального состава. Поскольку падает белый свет, то диффузно отраженная радиация также представляет собой белый свет.
Поэтому при наличии в атмосфере таких крупных частиц цвет неба становится белесым.
Явления, связанные с рассеянием радиации
В древние времена люди считали небо действительно существующим голубым куполом, опирающимся на плечи титана Атланты. Небесный свод фигурировал в качестве
библейской «тверди» и «небесных сфер» в древних геоцентрических системах мира.
Средневековые схоласты спорили о характере материала, из которого он изготовлен
(стекло, хрусталь, сапфир и пр.).
Впервые правильное представление о небе было дано великим ученым эпохи Возрождения Леонардо да Винчи: «Синева неба происходит благодаря толще освещенных
частиц воздуха, которая расположена между Землей и находящейся наверху темнотой».
Сейчас это гениальное предвидение философа подтверждено экспериментально.
Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем
солнечных лучей. Цвет неба может служить мерилом чистоты воздуха. Рассеяние меняет
окраску прямого солнечного света (он становится желтоватым), обусловливает цвет солнечного диска (желтый, оранжевый или красный). Благодаря рассеянию вся атмосфера
является источником освещения, на земле светло и там, куда прямой солнечный свет не
падает.
Рассеяние солнечной радиации в атмосфере имеет огромное практическое значение, так как создает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле
было бы светло только там, куда падали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи,
отраженные земной поверхностью и предметами на ней. Вследствие рассеянного света вся
28
атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные
лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрывается за облаками.
С рассеянием связано явление сумерек. Сумерки – явление неполной темноты до
восхода или после заката солнца. Различают астрономические, навигационные и гражданские сумерки.
Астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на угол 18°. Их продолжительность изменяется в зависимости от широты
(около 1 часа на экваторе, 1,5–2 часа в средних широтах) и времени года (на 6–10%).
Сумерки сопровождаются явлениями зари и противозари.
Закон ослабления радиации
Поглощение и рассеяние вместе ослабляют поток солнечной радиации, проходящей через атмосферу. Общее (интегральное) ослабление радиации в атмосфере можно
выразить формулой Бугера (Буге):
Im = I0 pm,
где Im (Sm) – измененная в атмосфере интенсивность солнечной радиации у земной
поверхности; I0 (S0) – солнечная постоянная; m – путь луча в атмосфере (оптическая масса
атмосферы); р – коэффициент прозрачности (дробное число, показывающее, какая доля
радиации достигает поверхности при m=1).
Для выведения интегральной формулы Буге можно использовать рисунок 15.
Рисунок 15 – Изменение длины пути солнечного луча в атмосфере в зависимости
от высоты солнца над горизонтом
Оптическая масса атмосферы – отношение массы воздуха, пронизанной пучком лучей Солнца от верхней границы атмосферы до поверхности Земли (при данном зенитном
расстоянии), к массе воздуха, которая была бы пронизана этим пучком лучей, если бы
Солнце находилось в зените.
Оптическая масса атмосферы зависит от высоты солнца над горизонтом. В случае,
когда солнце в зените, солнечные пути в атмосфере проходят наикратчайший путь, т.е.
оптическая масса равна 1, при уменьшении высоты солнца над горизонтом, она сначала
медленно, а затем быстро растет. Оптическую массу атмосферы можно рассчитать по
формуле:
1
m
.
sin h0
Используя эту формулу, Бемпарад вычислил значения оптической массы атмосферы при разных величинах высоты солнца над горизонтом (таблица 3).
Коэффициент прозрачности – дробное число, показывающее, какая доля радиации достигает поверхности при m=1. Его можно определить как отношение интенсивности светового потока, дошедшее до земной поверхности (при высоте солнца 90°), к его
интенсивности на внешней границе атмосферы. Для абсолютно сухой и чистой атмосферы
он равен 0,904.
29
Таблица 3 – Значение оптической массы атмосферы при разных высотах Солнца hº
(таблица Бемпарада)
hº
0
1
2
3
4
5
6
7
8
0
35,40 27,00 19,80 15,40 12,40 10,40
8,90
7,80
6,90
10
5,60
5,12
4,72
4,37
4,08
3,82
3,59
3,39
3,21
20
2,90
2,77
2,65
2,55
2,45
2,36
2,27
2,20
2,12
30
2,00
1,94
1,88
1,83
1,78
1,74
1,70
1,66
1,62
40
1,55
1,52
1,49
1,46
1,44
1,41
1,39
1,37
1,34
50
1,30
1,28
1,27
1,25
1,24
1,22
1,20
1,19
1,18
60
1,15
1,14
1,13
1,12
1,11
1,10
1,09
1,09
1,08
70
1,06
1,06
1,05
1,05
1,04
1,04
1,03
1,03
1,02
80
1,02
1,01
1,01
1,01
1,01
1,00
1,00
1,00
1,00
90
1,00
9
6,18
3,05
2,06
1,59
1,32
1,17
1,07
1,02
1,00
Коэффициент прозрачности для монохроматической радиации называется спектральным (рλ), для интегрального потока радиации – осредненным (р). Вследствие избирательности атмосферного ослабления радиации осредненный коэффициент прозрачности
при неизменной прозрачности атмосферы обнаруживает виртуальный дневной ход; он
увеличивается с возрастанием массы атмосферы. Это явление называется еще эффектом
Форбса.
Коэффициент прозрачности следует географическому распределению влажности
воздуха и возрастает с широтой. Так, многолетние средние значения его на уровне моря
меняются от 0,72 до 0,82 с изменением широты от 0 до 75°. В годовом ходе максимальные
значения наблюдаются зимой и весной, минимальные – летом. Коэффициент прозрачности растет с высотой; в Ла-Квиассе (широта 22°) на высоте 3500 м он достигает в многолетнем среднем 0,86. В дневном ходе коэффициент прозрачности уменьшается во второй
половине дня вследствие увеличения влагосодержания и примесей в атмосфере.
В Минске среднемесячные значения коэффициента интегральной прозрачности варьируют в пределах от 0,7 (май – август) до 0,78 (декабрь). Уменьшение прозрачности от
зимы к лету связано с ростом содержания водяного пара в воздухе в летние месяцы и увеличением его запыленности в связи с развитием конвекции и отсутствием снежного покрова. Наблюдавшиеся минимальные значения в РБ составляют 0,57–0,59, максимальные
– 0,85–0,86. При рассмотрении величин коэффициента прозрачности на территории нашей
страны прослеживается общая тенденция – уменьшение прозрачности с юго-востока на
северо-запад 1% на 1° широты.
В городах интегральная прозрачность атмосферы ниже, чем в сельской местности.
Так в Минске эта разница в среднем составляет 3%, а в наиболее загрязненных районах
города – 5%. Это приводит к уменьшению годового притока солнечной радиации на 12–
15%.
Для оценки степени замутненности атмосферы применяют также показатель фактор мутности.
Фактор мутности – отношение прозрачности реальной атмосферы (а) к прозрачности идеальной атмосферы (А), всегда больше 1 (обозначают Т):
а
Т .
А
Величина фактора мутности зависит от свойств воздушных масс (влажности воздуха и содержания пыли), широты, высоты над уровнем моря.
Фактор мутности уменьшается с увеличением широты:
0-20° – 4,6;
40-50° – 3,5;
50-60° – 2,8;
60-80° – 2,0.
30
Отмечается убывание фактора мутности с высотой (в Альпах летом от 3,9 на высоте 200 м до 2,2 на высоте 3000 м). В больших городах фактор мутности увеличен.
Процессы поглощения, рассеяния и отражения потока солнечной радиации в обобщенном виде изображены на рисунке 16. При безоблачном небе величина солнечной радиации, которая попадает на земную поверхность, может достигать 80% радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, а при плотном облачном покрове она снижается
до 20%. Если не принимать во внимание облачный покров, колебания величины радиации,
достигшей поверхности Земли, зависят от количества присутствующего в атмосфере водяного пара и пыли, а также от расстояния, которое проходят солнечные лучи через атмосферу Земли.
Рисунок 16 – Ослабление интенсивности солнечной радиации при прохождении через
атмосферу (величины даны весьма приближенно, и подразумевается, что они отражают
типичные условия)
4. Суточный и годовой ход прямой и рассеянной солнечной радиации
Из формулы Бугера видно, что при неизменной прозрачности атмосферы поток
солнечной радиации, достигающий земной поверхности, зависит от оптической массы атмосферы (m), а она – от высоты Солнца над горизонтом. Поэтому в безоблачную погоду
летом и зимой в течение дня поток прямой солнечной радиации I' сначала быстро, а потом
медленнее, нарастает от восхода Солнца к полудню, а после 12 ч. начинается процесс
убывания потока солнечной радиации (в начале медленный и все более ускоряющийся к
моменту захода Солнца). В течение дня физические свойства атмосферы также изменяются, что влечет за собой изменения коэффициента прозрачности.
В течение года энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией в полуденное время изменяется в зависимости от высоты Солнца над горизонтом. Поэтому минимальные значения в умеренных широтах приходятся на декабрь, когда высота
наименьшая. В Минске средняя энергетическая освещенность в декабре составляет 0,58
кВт/м2. в весенние месяцы энергетическая освещенность растет и достигает максимальных значений в майский полдень. В Минске в среднем 0,84 кВт/м2 (в июне – 0,82 кВт/м2).
Причина: уменьшение прозрачности атмосферы в летние месяцы. Абсолютный максимум
интенсивности I' приходились также на май 1,01 кВт/м2.
31
В реальных условиях облачности энергетическая освещенность I' во все месяцы
уменьшается по сравнению с безоблачным небом. Максимальные значения интенсивности
I' изменяются в зависимости от географического положения места наблюдения: по мере
приближения к тропическим и субтропическим широтам (на 10–15%) и несколько убывают на экваторе (высокая влажность).
Энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией зависит от высоты места наблюдения над уровнем моря: в тропосфере на каждые 100 м высоты поток I' увеличивается на 0,007-0,014 КВт/м2. Максимум потока радиации наблюдается в Сахаре
(1,1 кВт/м2), в горах освещенность достигает 1,2 кВт/м2.
Суточный и годовой ход рассеянной солнечной радиации
В течение суток поток прямой солнечной радиации I' возрастает от восхода Солнца
до полудня и убывает после полудня.
Интенсивность рассеянной солнечной радиации i зависит от:
1) прозрачности атмосферы: уменьшение прозрачности увеличивает количество
рассеянной радиации;
2) от облачности: отраженная облаками радиация тоже рассеивается;
3) от характера земной поверхности: отражение снеговым покровом также увеличивает рассеянную радиацию.
Максимум энергетической освещенности рассеянной солнечной радиацией в ясные
дни холодного полугодия совпадает с полднем и кривая относительно симметрична. В
теплое полугодие, особенно летом, максимум рассеянной солнечной радиации смещается
на полуденные часы. Причина: рост содержания паров воды в воздухе; дополуденные
суммы рассеянной солнечной радиации в июне и июле больше послеполуденных на 10%.
В безоблачную погоду только в утренние и вечерние часы зимних месяцев интенсивность рассеянной солнечной радиации больше прямой, в остальное время преобладает
прямая радиация, которая в летний полдень превосходит рассеянную в 4–4,5 раза, в зимний полдень – в 2–2,5 раза.
Максимальные значения интенсивности рассеянной солнечной радиации наблюдаются при мощной кучевой облачности и Солнце, свободном от облаков, когда они достигают в Минске 0,65–0,68 КВт/м2. В среднем на территории Республики Беларусь полуденная интенсивность рассеянной солнечной радиации в течение года изменяется от
0,06 до 0,34 КВт/м2, возрастая от декабря до июня и убывая к декабрю.
5. Суммарная радиация
Суммарная радиация (Is, Q) – вся солнечная радиация, приходящая к земной поверхности, складывается из прямой и рассеянной радиации солнечной радиации солнечной радиации:
Is=I sin h0 + i
При безоблачном небе суммарная солнечная радиация Is имеет суточный ход с
максимумов в полдень и годовой ход с максимумом летом.
В среднем в реальных условиях облачности энергетическая освещенность суммарной радиации уменьшается по среднему с безоблачным небом, но это в среднем.
Наибольшие значения наблюдаются не при ясном небе, а при хорошо развитой кучевой
облачности и солнце, свободном от облаков, в околополуденные часы летних месяцев.
Благодаря сильному рассеянию солнечной радиации кучевыми облаками, приходит и не
ослабленная радиация и радиация, рассеянная облаками (фокусировка солнечного излучения).
Максимальные значения суммарной радиации на земной поверхности составляют
1,3–1,32 КВт/м2, что близко к величине солнечной постоянной I0.
Интенсивность суммарной радиации при ясном небе в г. Минске минимальна в декабре (0,20 КВт/м2). Постепенно увеличиваясь, достигает максимума в июне
32
(0,86 КВт/м2), затем вновь уменьшается. При средней величине облачности энергетическая освещенность суммарной радиации уменьшается и составляет в декабре 0,08 КВт/м2,,
в июне – 0,61 КВт/м2.
Рисунок 17 – Солнечная радиация и радиационный баланс
(http://www.varson.ru/images/Geography_jpeg_big/geogr2priroda7.jpg)
33
РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС
1. Отраженная, поглощенная радиация.
2. Излучение земной поверхности, эффективное излучение.
3. Радиационный баланс земной поверхности.
4. Географическое распределение солнечной радиации и радиационного баланса.
1. Отраженная, поглощенная радиация
Большая часть солнечной радиации, достигшей земной поверхности, поглощается в
верхнем слое воды или почвы. Часть солнечной энергии отражается от земной поверхности. Величина отражения зависит от характера этой поверхности. Для характеристики отражательной способности поверхности используется альбедо.
Альбедо (А) – отношение количества отраженной радиации к общему количеству
радиации, падающей на данную поверхность. Выражается в процентах или долях единицы
(40% – 0,40).
Альбедо поверхности Земли зависит от цвета и характера конкретной поверхности.
Почва имеет альбедо 10–30% (зависит от степени увлажнения: влажный чернозем 5%, сухой светлый песок – 40%); растительный покров – 10–25% (зависит от типа леса: 12–15%
еловые и сосновые леса; 17–20% дубовые и березовые); с/х угодья 18–20% в период всходов, колошения и развития ботвы, до 25–28% при цветении. Альбедо снега изменяется в
широких пределах: 80–90% для свежего снега, 40–60% для давно лежащего снега. Альбедо водной поверхности находится в зависимости от высоты Солнца (от 2 до 70%). Облака
в зависимости от типа и мощности имеют разные значения альбедо, в среднем 50–60%.
Асфальт – 10–20%.
Альбедо имеет суточный ход, особенно хорошо выраженный в ясную погоду: альбедо уменьшается при увеличении высоты Солнца. В пасмурные дни, когда нет определенного направления распространения солнечной радиации, суточный ход альбедо практически отсутствует. Альбедо имеет суточный ход, зависит от степени увлажнения и характера поверхности, может изменяться от сезона к сезону и от одного дня к другому, но
средние месячные значения альбедо в бесснежный период достаточно устойчивы. В месяцы со снежным покровом значения альбедо изменяются достаточно сильно. Это связано с неустойчивостью снежного покрова (появлением, таянием, загрязнением, увлажнением и др.).
Итак, из общего потока суммарной радиации, отражается от земной поверхности
часть его, количество отраженной радиации можно выразить как: (I·sin h0+i)·А.
Остальная часть радиации, равная (I·sin h0+i)·(1–А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание почвы и воды. Эта часть радиации называется поглощенной
радиацией.
Большая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. К отраженной радиации добавляется и 1/3 часть уходящей рассеянной радиации.
Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к
общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, называется планетарным альбедо Земли, или альбедо Земли.
В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 31%. Остальную часть планетарного альбедо составляет отражение солнечной радиации облаками.
2. Излучение земной поверхности, эффективное излучение
Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию, нагревается. А всякое тело,
температура которого выше 0К, излучает радиацию. Поток излучаемой энергии можно
рассчитать по закону Стефана-Больцмана:
Е = Т4, где =5,7·10-8 Вт/(м2 К4).
34
Земная поверхность имеет среднюю температуру 15ºС, мощность излучения составляет 0,42 кВт/м2.
Излучение земной поверхности называется собственным излучением земной поверхности Еs. Собственное излучение Земли – это значительные потоки радиации. За год
в Минске с 1 м2 поверхности земли излучается около 11·103 МДж, что в 2 раза превосходит приходящую суммарную солнечную радиацию и почти в 4 раза больше поглощенной
солнечной радиации. Если бы не было других источников поступления радиации к земле,
то поверхность земли летом охладилась на 5–15ºС, весной на 30–90ºС, а зимой – еще
сильнее. Среднесуточная температура поверхности в декабре опускалась бы до -150ºС.
Испускаемая земной поверхностью радиация имеет длины волн от 4 до 120 мкм, а
максимум энергии приходится на 10–15 мкм.
Собственное излучение земной поверхности поступает в атмосферу и практически
полностью ей поглощаются. Основные поглотители: Н2О, СО2, О3. Кроме этого, в атмосфере поглощается около 15–20% солнечной радиации. Эта радиация идет на нагревание
воздуха. Атмосфера также получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности и при фазовых переходах воды. Как и земная поверхность, атмосфера излучает радиацию примерно в том же диапазоне дли волн.
Около 70% радиации, излучаемое атмосферой, поступает к земной поверхности, а
остальная уходит в мировое пространство (рисунок 16).
Атмосферная радиация, приходящая к земной поверхности, называется встречным
излучением Еа (встречное – направленное навстречу собственному излучению земной поверхности).
Земная поверхность поглощает встречное излучение на 95–99%. Приход встречного излучения почти компенсирует расход собственного излучения земной поверхности.
Встречное излучение всегда меньше собственного излучения земной поверхности, поэтому земная поверхность теряет тепло.
Разность между собственным излучением и встречным называется эффективным
излучением Ее:
Ее = Еs – Еа
Эффективное излучение (Ee) – чистая потеря лучистой энергии (тепла) с земной
поверхности. Оно имеет место и днем, и ночью. Но днем оно компенсируется поглощенной солнечной радиацией (полностью или частично). В ясные дни оно больше, чем в облачные, так как облачность увеличивает встречное излучение Еа.
Эффективное излучения пропорционально произведению Т3 ΔТ, где Т – абсолютная температура земной поверхности, ΔТ – разность между температурой земли и воздуха.
Исходя из этой формулы, можно утверждать, что эффективное излучение в летние
месяцы больше, чем в холодное время года. Вторая причина этого – уменьшение облачности.
Благодаря тому, что атмосфера поглощает длинноволновое излучение земной поверхности, земля не охлаждается так сильно. Этот эффект отепления называется оранжерейным или парниковым эффектом.
3. Радиационный баланс земной поверхности
Изучение особенностей радиационного баланса в разных частях земного шара является одной из важнейших задач метеорологии. Еще в конце XIX века (1884) выдающийся географ и климатолог А.И. Воейков писал о необходимости ведения приходнорасходной книги солнечного тепла, получаемого земным шаром с его воздушной и водной
оболочкой: «Нам нужно знать: сколько получается солнечного тепла у верхних границ
атмосферы; сколько его идет на нагревание атмосферы, на изменение состояния примешанного к ней водяного пара; затем – какое количество достигает поверхности суши
и вод, какое идет на нагревание различных тел, какое н6а изменение их состояния (из
твердого в жидкое и из жидкого в газообразное); на химические реакции, особенно, со35
пряженные с органической жизнью; затем нужно знать, сколько тепла Земля теряет
посредством излучения в небесное пространство и как идет эта потеря» (Воейков А.И.
Климаты земного шара, в особенности России, СПб., 1884).
3.1. Радиационный баланс земной поверхности (РБЗП) – разность между поглощенной суммарной солнечной радиацией и эффективным излучением земной поверхности:
R = (I·sin h0+i)·(1–А) – Ее
Выражается в ккал на 1 см2 горизонтальной поверхности в 1 с, измеряется балансомером. Средние климатологические величины радиационного баланса земной поверхности рассчитываются с помощью эмпирических формул по данным метеонаблюдений.
Попытки рассчитать количество поступающей солнечной радиации на земную поверхность относятся к середине XIX века, после того, как были созданы первые актинометрические приборы. Однако только в 1940-е гг. началась широкая разработка проблемы
изучения радиационного и теплового баланса. Этому способствовало широкое развитие
актинометрической сети станций в послевоенные годы, особенно в период подготовки к
МГГ (1957–58 гг.). Только в СССР число актинометрических станций к началу МГГ достигло 200. На этих станциях проводили измерения коротковолновой радиации Солнца,
определяли радиационный баланс земной поверхности. На ряде станций были организованы наблюдения за температурой и влажностью воздуха на разных высотах, что позволило произвести вычисления затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен.
Помимо систематических актинометрических наблюдений на станциях в последние годы проводятся экспериментальные работы по исследованию радиационных потоков
в свободной атмосфере.
Используя материалы наблюдений и экспериментальных исследований, сотрудники Главной геофизической обсерватории им. А.И. Воейкова под руководством М.И. Будыко в начале 1950-х гг. впервые построили серию карт составляющих теплового баланса
для всего земного шара. Они были опубликованы в 1955 г. Атлас содержал карты распределения суммарной солнечной радиации, радиационного баланса, затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен в среднем за каждый месяц и год. Новая серия карт,
уточненных и дополненных, была издана в 1963 г., данная серия карт составила «Атлас
теплового баланса земного шара».
Радиационный баланс земной поверхности может быть положительным, т.е. земная
поверхность получает больше тепла, чем отдает, и отрицательным.
Суточный ход радиационного баланса в Минске характеризуется следующими показателями. Во все месяцы баланс переходит через 0 утром после восхода Солнца при высоте Солнца 6–8º, вечером – перед заходом при высоте 7–10º.
Таким образом, в течение 50–80 мин. в утренние и вечерние часы, когда Солнце
над горизонтом, деятельная поверхность теряет посредствам излучения больше, чем получает от Солнца.
При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным
значениям только при высоте солнца около 20–25º, т.к. поглощение снегом суммарной
солнечной радиации малó вследствие большого альбедо снега.
В ночные часы радиационный баланс равен эффективному излучению, поэтому он
за очень редким исключением отрицательный. Интенсивность баланса в течение всего
темного времени меняется мало, его средние значения летом составляют -0,03…-0,04
кВт/м2, зимой -0,01…-0,02 кВт/м2. В ясные ночи эффективное излучение растет и R= -0,06
кВт/м2. В пасмурную погоду ночной баланс приближается к нулю.
В дневные часы быстро растет коротковолновая часть баланса, увеличивается и
весь баланс. Отметим, что увеличивается и эффективное излучение (растет температура
поверхности). В дневные часы июня эффективное излучение в среднем в 2–2,5 раза больше, чем в ночные, и около полудня составляет 0,09–0,10 кВт/м2. Аналогично и в другие
36
месяцы, т.е. днем в результате излучения земля теряет больше энергии, чем ночью, но эти
дневные потери полностью перекрываются энергией поступающей коротковолновой радиации (речь идет о средних значениях, но бывают зимние дни, когда в дневное время баланс отрицательный). Интенсивность баланса достигает максимума в полдень, летом – несколько раньше. В летние месяцы дополуденные суммы баланса больше послеполуденных, что соответствует такой же асимметрии дневного хода суммарной радиации, вызванной различием количества облаков до и после полудня. В среднем полуденная интенсивность радиационного баланса в июне около 0,40 кВт/м2. Облачность в большинстве случаев уменьшает и суммарную радиацию, и эффективное излучение. Но поскольку суммарная радиация уменьшается сильнее, то уменьшается и баланс. Днем в пасмурную погоду
баланс меньше, чем при ясном небе. Наибольшая интенсивность его наблюдается не при
безоблачном небе, а тех случаях, когда облачность закрывает небо вблизи зенита, а солнце
остается открытым. При этом суммарная радиация велика, а эффективное излучение
сильно уменьшается, соответственно растет баланс. Наблюдавшиеся максимальные значения интенсивности баланса составляют 0,55–0,60 кВт/м2.
Годовой ход суточных сумм радиационного баланса (как и месячный) носит плавный характер с максимумом в июне и минимумом в январе. В Минске переход от отрицательных значений суточных сумм радиационного баланса к положительным происходит в
конце второй декады февраля, а обратный – в начале второй декады ноября. На юге республики на 3–5 дней раньше и позже соответственно. В течение года средние суточные
суммы радиационного баланса в Минске увеличиваются от -0,71 МДж/м2 в январе до
11,05 МДж/м2 в июне. Максимальная суточная сумма (до 1990 г.) наблюдалась в июле и
составляла 19,76 МДж/м2, минимальная – в феврале и ноябре 4,86 МДж/м2.
3.2. Радиационный баланс атмосферы – алгебраическая сумма потоков радиации,
поглощаемой и излучаемой атмосферой.
Приходной частью радиационного баланса атмосферы является поглощенная атмосферой прямая и рассеянная солнечная радиация и длинноволновое излучение земной поверхности. Расходная часть состоит из собственного излучения атмосферы к земной поверхности (встречное излучение) и в мировое пространство (уходящая длинноволновая
радиация).
Ra = E0 +Ia – E∞,
где E0 – излучение земной поверхности; E∞ – уходящая радиация земной поверхности и атмосферы; Ia – солнечная радиация, поглощенная атмосферой.
Поглощение солнечной радиации в атмосфере сравнительно мало, и радиационный
баланс атмосферы определяется потоками земного излучения и уходящей радиации. Т.к.
поток уходящей радиации больше потока эффективного излучения, радиационный баланс
атмосферы всегда отрицателен. В целом за длительное время на Земле в среднем приближенные оценки составляющих радиационного баланса атмосферы таковы. Если за 100%
принять поток солнечной радиации на границе атмосферы, то E0 = +15%, E∞ = -65%,
Ia = +20%.
Таким образом, Ra = 15+20 – 65 = -30% (около 70 ккал/см2 в год)
Отрицательный радиационный баланс атмосферы компенсируется на 75% приходом тепла конденсации и на 25% турбулентным переносом тепла от земной поверхности.
3.3. Радиационный баланс системы «Земля – атмосфера» (вертикального столба
проходящего через всю толщу атмосферы) – алгебраическая сумма потоков радиации,
входящих в земную атмосферу из мирового пространства, и уходящих из нее обратно.
Rs = I0 – I∞ – E∞; или Rs = I0(1 – Аs) – E∞,
где I0 – приток солнечной радиации на границе атмосферы; I∞ – отраженная и рассеянная
коротковолновая солнечная радиация; E∞ – уходящая длинноволновая радиация земной
поверхности и атмосферы; Аs – планетарное альбедо (31–35%).
37
Оценка составляющих радиационного баланса разными исследователями несколько расходятся. Принимая приток солнечной радиации на границе атмосферы за 100%,
приближенно получают I∞ = 35% и E∞ = 65%.
Для земли в целом радиационный баланс близок к нулю и за многолетний период
не отличается существенно от нуля т.е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия.
4. Географическое распределение солнечной радиации и радиационного баланса земной
поверхности
4.1. Солярный климат – распределение солнечной радиации на верхней границе
атмосферы.
Количество радиации зависит от солнечной постоянной (1,367 кВт/м2±3,5%), времени года и широты места. Широта места определяет продолжительность дневной части
суток, которая также изменяется в течение года. Широта места определяет высоту солнца
над горизонтом, она в свою очередь изменяется в течение суток и в течение года.
Полуденная высота солнца может быть рассчитана по следующей формуле:
H = 90º – φ ± φz,
где φ – широта данной точки, φz – широта параллели, под которой солнце в данный день в
зените.
В Республике Беларусь наибольшая и наименьшая продолжительность дня на севере, где она в декабре составляет 7 часов, а в июне – 17,5 часов. В теплый период года
(21.03 – 23.09) продолжительность дня растет с юга на север. Максимальная разность в
пределах республики достигает почти 1 час. На юге максимальная продолжительность дня
16,5 часов, минимальная – 8 часов.
Разность максимальных высот Солнца для РБ составляет 4º. Выше всего 22.06 оно
поднимается на юге (63,5°). Минимальная высота Солнца в полдень 22.12 на севере (11°).
В декабрьский полдень тень от вертикальных предметов в 5 раз длиннее, в июньский – в 2
раза короче.
Показатели солярного климата рассчитываются по формулам. В зимнее время поток радиации быстро убывает от тропика к полюсу, а также несколько убывает по направлению к экватору. Летом это убывание не столько значительно (причина – длина дня). Вне
тропиков годовой ход солнечной радиации имеет 1 максимум (22.06) и 1 минимум (22.12).
Между тропиками – 2 максимума (21.03 и 23.09).
4.2. Годовые значения солнечной радиации. По сравнению с потоком радиации у
верхней границы атмосферы солнечная радиация у земной поверхности значительно
меньше по интенсивности. Поэтому в летнее время наибольший поток радиации не в полярных широтах, а под 30–40º широты, весной и осенью не у экватора, а на 10–20° широты весной и 20–30º осенью.
Годовые количества суммарной солнечной радиации Is в низких широтах достигают максимальных значений в тропических широтах (Сахара, Аравия). Экваториальные
районы из-за большой облачности и влажности получают тепла несколько меньше. От
тропических широт к умеренным поток суммарной солнечной радиации уменьшается.
Начиная с 60° широты суммы суммарной солнечной радиации вновь растут, при этом над
Антарктидой больше, чем над Арктикой). Над областью южного полюса они достигают
значений, превышающих экваториальные. Над океанами суммы радиации меньше, чем
над сушей.
В июне наибольшие суммы радиации получает северное полушарие, особенно
внутриконтинентальные тропические и субтропические области (северо-восток Африки,
Аравия, Иранское нагорье). Суммы солнечной радиации в умеренных и полярных широтах северного полушария отличаются мало (продолжительность дня). В облачных приэк38
ваториальных районах они несколько снижены. В южном полушарии суммы радиации
быстро убывают к югу до 0 за полярным кругом.
В декабре наибольшие суммы радиации отмечаются в пустынях южного полушария (Калахари, Большая Австралийская). В приэкваториальных областях они, как и в
июне, снижены. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает по мере продвижения на север и за полярным кругом она ровна 0. В летнем южном полушарии она
убывает до широты 50–60º, а затем начинает возрастать, достигая во внутриматериковых
частях Антарктиды значений, превышающих тропические. Величины суммарной солнечной радиации в июне отражены на карте.
Годовые суммы суммарной радиации в Беларуси изменяются, примерно, от 4100
МДж/м2 на юге республики до 3500 МДж/м2 на севере и в районе Вилейки. Общий приход
радиации на юге на 16% больше, чем на севере. В среднем можно говорить об увеличении
прихода радиации на 100 МДж на каждые 100 км продвижения к югу.
В годовой сумме суммарной солнечной радиации более половины (55%) составляет
рассеянная. По территории республики ее годовые суммы меняются в пределах 10%: от
2100 МДж/м2 на юге до 1900 МДж/м2 на севере. Значительно сильнее, более чем на 25%,
меняются суммы прямой радиации. Она более чувствительна к облачности. Минимальные
суммы прямой солнечной радиации отмечены в районе Вилейки (1530 МДж/м 2), а
наибольшие – в районе Брагина (2005 МДж/м2). Облачность уменьшает годовые суммы
прямой радиации в 2–2,5 раза. Например, в Минске при отсутствии облачности годовые
суммы прямой радиации равны 4485 МДж/м2, в реальных условиях – 1726 МДж/м2. Годовые суммы суммарной солнечной радиации уменьшаются только на 40% за счет возрастания сумм рассеянной радиации при развитии облачности.
4.3. Географическое распределение радиационного баланса
Для всей земли, кроме полярных областей, радиационный баланс земной поверхности за год положительный. Избыток тепла идет на нагревание и движение воздуха, испарение, биологические процессы.
Для ледовых зон Арктики и Антарктики характерны малые значения всех членов
радиационного баланса земной поверхности, что объясняется высоким альбедо снега, и
отрицательный или близкий к нулю радиационный баланс земной поверхности.
Наибольший приход тепла свойственен тропическим морям (особенно Аравийскому) по причине низкого альбедо. В тропических пустынях радиационный баланс земной
поверхности в 2 раза меньше, чем в морях, а температура воздуха над сушей больше, чем
над морем. В морях главная доля тепла расходуется на испарение, переходит в скрытую
теплоту парообразования, а на суше все тепло идет на нагревание воздуха и эффективное
излучение.
В целом распределение радиационного баланса, как и суммарной радиации, носит
зонально-региональный характер: выделяются экваториальные, тропические, умеренные и
полярные пояса, которые делятся на регионы (океанические и материковые).
В декабре радиационный баланс земной поверхности отрицателен до 40º с.ш.,
южнее – растет до южного тропика и вновь убывает по направлению к полюсу (на территории Антарктиды больше нуля).
В июне в северном полушарии радиационный баланс земной поверхности больше
нуля, при этом с изменением широты меняется медленно (с уменьшением широты, радиационный баланс земной поверхности растет) достигая max на северном тропике. Далее
убывает, а с 40° ю.ш. становится отрицательным.
Годовые суммы радиационного баланса на территории РБ изменяются от 1500 до
1800 МДж/м2 с тенденцией увеличения от северо-востока к юго-западу. Но ландшафт, режим облачности и другие факторы вносят свои коррективы. Так сравнительно малой суммой (около 1500 МДж/м2), как и по суммарной солнечной радиации выделяются районы
Вилейки, Славгорода. А суммы баланса больше 1750 МДж/м2 отмечены не только в районе Бреста, но и Новогрудка.
39
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ
1. Причины изменения температуры воздуха.
2. Тепловой баланс земной поверхности.
3. Тепловой баланс системы «Земля – атмосфера».
4. Географическое распределение составляющих теплового баланса.
1. Причины изменения температуры воздуха
Тепловой режим атмосферы – распределение температуры воздуха в атмосфере и
ее непрерывные изменения.
Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой понимают космическое пространство, соседние массы или
слои воздуха и особенно земную поверхность. Тепловой режим определяется теплообменом, адиабатическими процессами и адвекцией.
Изменение температуры воздуха:
1. в результате теплообмена:
 радиационным путем (поглощение и излучение радиации);
 нерадиационным путем:
теплопроводность (молекулярная и турбулентная);
фазовые переходы воды;
2. адиабатически (без теплообмена);
3. адвекция воздушных масс.
Теплообмен с земной поверхностью. Тепловой режим атмосферы зависит от теплообмена земной поверхности путем теплопроводности. Тонкая пленка воздуха, непосредственно соприкасающегося с земной поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла – путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание
воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. Турбулентная теплопроводность увеличивает и передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Если, например, происходит охлаждение воздуха от земной поверхности, то путем турбулентности на место
охладившегося воздуха непрерывно переносится более теплый воздух из вышележащих слоев. Этот процесс поддерживает разность температур между воздухом и поверхностью и, следовательно, процесс передачи тепла от воздуха к поверхности. Охлаждение воздуха непосредственно над земной поверхностью будет не так велико, как
было бы при отсутствии турбулентной теплопроводности, но оно распространяется на
более мощный слой атмосферы. В результате потеря тепла земной поверхностью ок азывается больше, чем она была бы в отсутствие турбулентности.
Для высоких слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет мен ьшее значение. Решающая роль в тепловом режиме в высоких слоях переходит к изл учению из воздуха и поглощению радиации Солнца и атмосферных слоев, лежащих
выше и ниже рассматриваемого слоя. В высоких слоях атмосферы возрастает и значение адиабатических изменений температуры при восходящих и нисходящих движениях воздуха.
Адиабатические изменения температуры воздуха. Поднимающийся воздух независимо от способа подъема (конвекция, восходящее скольжение), попадая из большего
давления в меньшее, расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю, энергию, и его температура понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха возрастает.
Сухой или ненасыщенный водой воздух, поднимаясь, охлаждается почти на 1°
(0,98°) на каждые 100 м подъема (сухоадиабатический градиент). Воздух, насыщенный
40
водой, охлаждается при подъеме на 100 м менее чем на 1°, т.к. в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением энергии. Величина охлаждения насыщенного воздуха при его подъеме на 100 м (влажноадиабатический градиент) изменяется в значительный пределах (от 0,27 до 0,94°) и зависит от температуры воздуха и от его давления.
Зависимость влажноадиабатического градиента (ВАГ) от температуры воздуха и
давления:
1)
чем больше температура воздуха, тем больше паров воды он может содержать и тем больше тепла выделяется при его конденсации. Поэтому ВАГ в теплом воздухе
меньше, чем в холодном.
2)
чем меньше давление воздуха, тем меньше его плотность и, следовательно,
освободившаяся теплота идет на нагревание меньшего количества воздуха (массы). Поэтому ВАГ с уменьшением давления также уменьшается.
При опускании сухого или ненасыщенного воздуха происходит его нагревание на
1° на 100 м; насыщенный воздух при опускании нагревается меньше, т.к. в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло.
Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения
осадков и становится ненасыщенным. При опускании он будет нагреваться на 1° на 100 м.
В результате понижение температуры при подъеме окажется меньше, чем ее повышение
при опускании. Поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне
при одном и том же давлении будет иметь разную температуру: конечная температура будет больше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.
Адвекция воздушных масс. Перераспределение тепла происходит также в результате адвекции (горизонтального переноса воздушных масс воздушными течениями). Изменения температуры, связанные с адвекцией называют адвективными. Если в данное
место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла;
если с более низкой – об адвекции холода.
Различают индивидуальные и локальные (местные) изменения температуры. Индивидуальными называют изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха, сохраняющего свою целостность в процессе движения. Эти изменения происходят вследствие указанных выше процессов. Они характеризуют изменения
теплового состояния данного количества воздуха.
Локальными называют изменения температуры в некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и с неизменной высотой над
уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения
на земной поверхности, можно рассматривать в качестве такой точки. Температура в
этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений
теплового состояния воздуха, но и вследствие непрерывной смены воздуха в данном
месте, т.е. прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.
Таким образом, локальное изменение температуры в зафиксированной географической точке зависит от индивидуальных изменений состояния воздуха и от адвекции воздуха иной температуры. Метеорологические приборы – термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.
2. Тепловой баланс земной поверхности
Тепловой баланс земной поверхности – равенство нулю алгебраической суммы
потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих с нее.
В среднем радиационный баланс земной поверхности является положительной величиной. Энергия радиационного баланса земной поверхности расходуется на нагревание
41
атмосферы посредствам теплопроводности, на испарение, на теплообмен с более глубокими слоями гидро- и литосферы. Количественные характеристики всех форм преобразования солнечной энергии входят в уравнение энергетического (теплового) баланса земной
поверхности в соответствии с законом сохранения энергии сумма всех членов этого уравнения должна быть равна 0:
R+Р +Gп + LEн = 0,
где R – радиационный баланс, P – приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем
теплопроводности, Gп – приход или расход тепла с более глубокими слоями почвы или
воды путем теплопроводности, LEн – потеря тепла
при испарении или приход его при конденсации на
земную поверхность (L – удельная теплота испарения, Eн – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды).
Можно отметить, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной
поверхности уравновешивается нерадиационной
передачей тепла (рисунок 18).
Радиационный баланс земной поверхности и
тепловой баланс земной поверхности определенным образом связаны c радиационным балансом и
тепловым балансом атмосферы (рисунок 19).
Земля как планета получает из мирового
пространства тепло и отдает его обратно только радиационным путем. Т.к. средняя температура на
Земле меняется мало, то очевидно радиационный
Рисунок 18 – Составляющие тепбаланс Земли равен нулю. Поэтому радиационный
лового баланса земной поверхнобаланс атмосферы равен радиационному балансу
сти в дневное время
Земли – радиационный баланс земной поверхности
суток (Хромов, 2004)
есть величина отрицательная. В тепловом балансе
атмосферы отрицательный радиационный баланс атмосферы компенсируется притоком
энергии от конденсации водяного пара при образовании облаков и притоком тепла от земной поверхности, связанным с турбулентной теплопроводностью нижнего слоя воздуха.
Наряду с процессами перераспределения солнечной энергии по вертикали в атмосфере и океанах развиваются мощные процессы горизонтального перераспределения тепла. Из этих процессов особое значение имеет передача энергии от низких широт к высоким, обусловленная неоднородностью радиационного прогревания шарообразной поверхности Земли. Эта передача осуществляется в форме макротурбулентного теплообмена и
переноса тепла упорядоченными движениями, а также (в атмосфере) в форме перераспределения тепла конденсации.
Эти процессы преобразования солнечной энергии, обусловленные радиационными
факторами, в свою очередь значительно изменяют радиационный режим (циркуляция атмосферы, облачность, снежный покров).
Кроме процессов преобразования энергии «первого порядка», существенно изменяющих радиационный и тепловой режим земной поверхности, в биосфере развивается
ряд преобразований солнечной энергии, связанных с затратой сравнительно небольших
объемов тепла, которые вследствие этого не оказывают заметного прямого влияния на радиационный и тепловой режимы. Некоторые из этих процессов, однако, имеют громадное
значение для других компонентов биосферы. Например, процесс фотосинтеза, связанный
с преобразованием энергии электромагнитной радиации в сравнительно устойчивую форму химической энергии с образованием органических веществ.
42
Рисунок 19 – Составляющие теплового баланса земной поверхности
Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется нескольким потоками тепла. Т.к. температура земной поверхности обычно не равна
температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла. Аналогичный поток тепла наблюдается между земной поверхностью и более
глубокими слоями литосферы и гидросферы, если температура поверхности отличается от
температуры более глубоких слоев. При этом перенос тепла в почве определяется механизмом молекулярной теплопроводности, а в водоемах – в большей или меньшей мере
турбулентной теплопроводностью.
Существенное значение в тепловом балансе земной поверхности имеет расход тепла на испарение. Величина испарения зависит от увлажнения земной поверхности, ее температуры. Влажности воздуха, скорости ветра, интенсивности турбулентного обмена в
приземном слое воздуха. Затраты тепла на испарение изменяет свой знак при изменении
направления потока водяного пара. Если он направлен вниз (из атмосферы к земной поверхности), то в этом случае затраты тепла на испарение сменяется приходом тепла от
конденсации воды.
Формула энергетического (теплового) баланса земной поверхности имеет следующий вид:
R = LE+P+A (G).
При этом радиационный баланс считается положительной величиной, если она характеризует поток тепла к подстилающей поверхности, а все остальные величины будут
положительными, если они означают расход тепла. Схема потоков тепла, включенных в
уравнение теплового баланса, представлена на рисунке 20.
Помимо этих основных членов теплового баланса земной поверхности в него могут
включаться и другие, менее значительные; как расход тепла на таяние снега или льда на
земной поверхности. Хотя для больших периодов осреднения (год) эта величина незначительна по сравнению с остальными членами уравнения, для некоторых случаев (весенний
период массового снеготаяния) ее включают в уравнение в качестве дополнительного
члена.
43
Рисунок 20 – Схема энергетического баланса земной поверхности (Будыко, 1977)
Другие члены теплового баланса земной поверхности: потоки тепла от диссипации
энергии при трении воздушного потока, ветровых волн, приливов, поток тепла («+» или «-»),
переносимый осадками (если их температура отличается от температуры земной поверхности), расход энергии на фотосинтез и приход от окисления биомассы. Все они обычно
значительно меньше основных членов баланса для любых периодов осреднения. Исключения возможны (лесной пожар), хотя относительно редки и ограничены по площади.
Величину потока тепла А от земной поверхности к нижележащим слоям можно
определить через другие составляющие энергетического баланса верхних слоев литосферы или гидросферы (рисунок 21).
Рисунок 21 – Схема энергетического баланса верхнего слоя лито- или гидросферы
(Будыко, 1977)
Если взять вертикальную колонну, верхнее основание которой лежит на земной
поверхности, а нижнее лежит на глубине, где поток тепла незначителен, то:
А = В+F0,
где В – изменение теплосодержания внутри колонны за данный период времени; F0 – приход тепла, обусловленный теплообменом колонны с окружающим пространством литоили гидросферы по горизонтам.
F0 = разности потоков тепла, приходящих и уходящих через вертикальные стенки колонны. F0 для условий литосферы, небольших по площади замкнутых водоемов незначительна, поэтому А = В = 0 (в среднем за год верхние слои почвы не нагреваются и не
охлаждаются).
В обширных водоемах, где имеют место течения и большая горизонтальная теплопроводность, которая обусловлена явлением макротурбулентности, величина F0 приобретает большое значение. Для таких условий в отдельных частях океанов и других крупных
водоемов (морях и озерах) средняя годовая величина теплообмена деятельной поверхности с нижележащими слоями равна не 0, а количеству тепла, получаемого или теряемого
через вертикальные стенки колонны, проходящей через гидросферу, вследствие действий
течений и макротурбулентности, т.е. А = F0.
44
Таким образом, тепловой баланс земной поверхности для суши в среднем годовом
имеет вид R = LE + P, а для условий океана R = LE + P + F0.
В некоторых случаях эти уравнения еще больше упрощаются:
для условий пустыни R = P (испарение равно 0);
для Мирового океана R = LE + P (общее перераспределение тепла течениями компенсации).
3.Тепловой баланс системы «Земля – атмосфера»
Тепловой баланс системы «Земля – атмосфера» это алгебраическая сумма тепла,
получаемого Землей в целом (вместе с атмосферой) от внешних источников и отдаваемого
через атмосферу в космическое пространство.
Для вывода теплового баланса системы «Земля – атмосфера» следует рассмотреть
приход и расход тепловой энергии в вертикальной колонне, приходящей через всю атмосферу и внешние слои гидро- и литосферы до уровней, где прекращаются заметные сезонные (или суточные) колебания температуры.
Теплообмен между выделенной колонной и мировым пространством характеризуется радиационным балансом Rs, равным разности поглощенной солнечной радиации во
всем объеме колонны и общего длинноволнового излучения из этого объема (рисунок 22).
Рисунок 22 – Схема энергетического баланса системы «Земля – атмосфера»
(Будыко, 1977)
Величину Rs считают положительной, если она характеризует приток тепла к системе «Земля – атмосфера». Приток тепла через нижнее основание колонны практически
равен 0. Потоки тепла через боковую поверхность колонны зависят от горизонтального
переноса тепла в атмосфере Fa и гидросфере F0; величина Fa аналогична F0, ее значение
характеризует приход и расход тепла в колонне воздуха в связи с действием атмосферной
адвекции и макротурбулентности.
Кроме теплообмена через поверхность колонны на ее тепловой баланс оказывают
влияние источники тепла («+»или «-»), расположенные внутри колонны. Среди них основное значение имеет приход и расход тепла в связи с фазовыми превращениями воды
(испарение и конденсация).
Приход тепла от конденсации в атмосфере равен разности прихода и расхода тепла
на конденсацию и испарение капель воды в облаках и туманах. Над значительной поверхностью и для больших периодов осреднения разность величин конденсации и испарения в
атмосфере равна сумме осадков r, в этом случае приход тепла будет равен Lr. Расход тепла
на испарение с земной поверхности (разность между затратами энергии на испарение и
приходом тепла от конденсации на поверхности почвы, водоемов, растительности) равен
LE. Общее влияние фазовых переходов воды можно выразить как L×(r–E).
45
Из других членов теплового баланса следует учесть величину изменения теплосодержания внутри колонны за период суммирования Bs.
Остальные члены теплового баланса для системы «Земля–атмосфера» не играет
значительной роли и могут не учитываться.
Уравнение теплового баланса системы «Земля – атмосфера» имеет следующий вид:
Rs = L(E – r)+ Fs+ Bs, где Fs= Fa= F0.
Все члены правой части этого уравнения считаются положительными, если они характеризуют расход тепла.
Для среднего годичного периода величина Bs, очевидно, близка к 0, и уравнение
теплового баланса примет вид: Rs = L*(E–r)+ Fs.
Для условий суши еще проще: Rs = L*(E–r) + Fa.
Т.к. для всего земного шара Е=r за год, а горизонтальный поток тепла в атмосфере
и гидросфере, очевидно, равен 0, то для биосферы в целом Rs=0.
Таким образом, Земля как планета находится в тепловом равновесии.
Тепловой баланс атмосферы складывается из радиационного баланса атмосферы
Ra; тепла, поступающего от поверхности Pa; тепла, выделяющегося в атмосфере при конденсации Lr и горизонтального переноса тепла (адвекции) Fa(Аd). Ra всегда отрицателен,
Lr и Pa – положительны. Адвекция тепла приводит в среднем к переносу его из низких
широт в высокие. Таким образом, она означает расход тепла в низких широтах и приход в
высоких.
Ra = Lr+Pa.
Ra =+30, Lr =+23, Pa =+7.
Тепловой баланс атмосферы можно получить не только суммированием, но и путем вычитания членов уравнения теплового баланса системы «Земля – атмосфера» и уравнения теплового баланса земной поверхности.
Rs=L*(E–r) + Fs+Bs,
R = LE+ F0+ B0+Р,
следовательно:
Ra= -Lr+ Fa-P+ Ba. Для среднего годичного периода: Ra= Fa – Lr – P.
Тепловой баланс земной поверхности в Беларуси
В РБ в среднем за год радиационный баланс является положительным и составляет
37–42 ккал/см2, постепенно увеличиваясь с северо-востока на юго-запад. Основная его
часть, по данным Е.Н. Успенского, расходуется на испарение (84%) и лишь 16% – отдается турбулентным обменом в атмосферу.
За теплый период (с апреля по сентябрь) на испарение расходуется 54% радиационного баланса, 42% отдается нижним слоям воздуха и 4% поступает в почву.
Если осадков выпадает мало, то на турбулентный теплообмен расходуется даже
больше тепла, чем на испарении.
4. Географическое распределение отдельных составляющих теплового баланса
Затраты тепла на испарение. Величины испарения с поверхности суши и океанов
значительно отличаются (Центральная Сахара – 10 ккал/см2 год, Атлантический океан –
80–100 ккал/см2 год). Это связано с различием испаряемости на суше и на океанах, недостатком влаги во многих областях суши.
Во внетропических широтах затраты тепла на испарение в среднем уменьшаются
по абсолютной величине с ростом широты, но эта закономерность нарушается на суше и в
океанах большими незональными изменениями. Основная причина – распределение теплых и холодных течений. Кроме этого, оказывают влияние условия атмосферной циркуляции, определяющие режим ветров и дефицит влажности воздуха над океаном. На суше
картина еще сложнее из-за громадного влияния на испарение климатических условий
46
увлажнения. В тропических широтах отмечено некоторое снижение величины LE по
направлению из области высокого давления к экватору.
При наличии достаточного количества влаги в почве испарение и затраты тепла на
испарение регулируются величиной R. Такие условия в высоких широтах и во влажных
районах умеренных и тропических широт.
При недостаточном увлажнении величина испарения снижается вследствие недостатка влаги в почвах, а в пустынях и полупустынях приближается к годовой сумме осадков. Наибольшие затраты тепла на испарение на суше наблюдаются в экваториальных
районах – 60 ккал/см2 год = 1 м воды.
На океанах испарение с поверхности может быть гораздо больше – в некоторых
районах более 2 м.
Годовой ход величины испарения, а значит и затраты тепла на испарение, на суше
и на море имеет противоположный характер. На суше во время холодного сезона испарение значительно уменьшается, а максимум испарения приходится на начало или середину
теплого сезона. На океанах в холодное время года испарение обычно возрастает по сравнению с теплым полугодием. Непосредственная причина – увеличение разности температуры между водой и воздухом. Кроме этого, во многих районах океанов средние скорости
ветров в холодное время года больше, чем в теплое.
Турбулентный поток тепла от земной поверхности в атмосферу или в обратном
направлении. Количество тепла, отдаваемое земной поверхностью воздуху (положительные значения), или получаемого из воздуха (отрицательные). Поверхность всех континентов (за исключением Антарктиды) отдает тепло в атмосферу (в среднем за год).
На большей части океанов величина турбулентного потока тепла невелика по сравнению с другими членами уравнения теплового баланса и обычно не превышает 10-20%
от их величин. Больших абсолютных значений достигает в районах действия мощных
теплых течений. Пример: Гольфстрим (вода в среднем годовом теплее воздуха). Холодные
течения уменьшают турбулентные потоки тепла от поверхности океана в атмосферу и
увеличивают потоки обратного направления. На суше самый большой расход тепла турбулентным переносом осуществляется в тропических пустынях (60 ккал/см2 год), во
влажных тропических и умеренных районах эти потоки значительно меньше.
Горизонтальный обмен теплом имеет большую роль в тепловом балансе океанов. В
океанах перераспределение тепла между тропическими и внетропическим широтами осуществляется посредством теплых и холодных течений.
Морские течения выносят тепло в основном из зоны 20º с.ш. – 20º ю.ш., причем
максимальные поглощения течениями тепловой энергии смещен к северу от экватора. Это
тепло передается в высокие широты и в наибольшей степени расходуется между 50º и 70º
широты северного полушария.
Из шести континентов на трех (Европа, Северная и Южная Америка) большая
часть радиационного баланса расходуется на испарение. Три других континента (Азия,
Африка, Австралия) характеризуются обратным соотношением (преобладает турбулентный перенос), что соответствует преобладанию сухих климатических условий. Составляющие теплового баланса трех океанов (Атлантический, Индийский и Тихий) очень мало
отличаются между собой: 90% тепла радиационного баланса расходуется на испарение и
лишь 10% – на турбулентный перенос. На суше эти 2 формы расходования энергии характеризуются почти одинаковыми величинами. Для всей Земли затраты тепла на испарение
LE – 83%, турбулентный перенос Р – 17%.
Соотношение между составляющими уравнения теплового баланса земной поверхности различны в зависимости от широтных зон.
 Экваториальная: большой приход радиационной энергии, значительный приход
тепла в результате фазовых переходов воды; это обеспечивает большой расход тепла на
атмосферную и океаническую адвекцию. Важный источник энергии для других зон.
47
 Тропические и субтропические широты (до 30-40º): положительный, но убывающий с широтой, R, большой расход энергии на фазовые преобразования воды. В большей
части зоны R≈LE, поэтому перераспределение тепла морскими и воздушными течениями
невелико.
 Высокие широты (>40º): отрицательный радиационный баланс, увеличивающийся по абсолютному значению с ростом широты. Компенсируется притоком энергии с воздушными и морскими течениями. В полосе 40-60º широты – избыток энергии конденсации водяного пара, морские течения, между 60 и 90º широты – воздушные течения.
Величины членов энергетического баланса Земли в целом представлены в виде
схемы на рисунке 23.
Рисунок 23 – Энергетический баланс Земли (составляющие энергетического баланса
в ккал/см2·год) (Будыко, 1977)
48
ТЕМПЕРАТУРА ДЕЯТЕЛЬНОЙ ПОВЕРХНОСТИ И ВОЗДУХА
1. Температура поверхности почвы и водоемов.
2. Температура воздуха.
2.1. Суточный ход температуры воздуха.
2.2. Годовой ход температуры воздуха.
3. Показатели теплового режима воздуха.
1. Температура поверхности почвы и водоемов
Температура воздуха – одна из основных характеристик климата.
Основными факторами, влияющими на изменение температуры воздуха у поверхности земли, как и на формирование погоды и климата, являются солнечная радиация,
подстилающая поверхность и перенос воздуха (атмосферная циркуляция).
Солнечная радиация распределяется на земном шаре неравномерно. Количество
поступающего солнечного тепла зависит от ряда причин, однако определяющим является
угол падения солнечных лучей. Поэтому в экваториальную зону, и вообще в низкие широты поступает значительно большее количество энергии, чем в средние и особенно высокие широты. Если бы температура воздуха в каждой точке земного шара была обусловлена только притоком лучистой энергии, то распределение в приземном слое было следующим: 0º–39º; 30º–22º; 50º– -6º; 70º– -32º; 90º– -44ºС.
Однако в действительности распределение температур по широтам совершенно
иное: температура изменяется от +26ºС на экваторе до -20ºС на полюсах. Т.о. температура
на экваторе на 13º ниже, чем вычисленная средняя температура лучистого равновесия, а
на полюсах и в приполярных широтах (70–90º) выше на 23ºС. Причиной этих разностей
является междуширотный теплообмен, который осуществляется благодаря непрерывному
горизонтальному переносу. Междуширотным воздухообменом тепло переносится из экваториальной зоны в средние и высокие широты, и, наоборот, холод поступает из высоких и
средних широт в тропики и экваториальную зону. В частности на широте Бреста средняя
годовая температура была бы ниже на 12º наблюдающейся.
Солнечные лучи, прошедшие газовую оболочку, в большинстве случаев встречают
воду: на океанах (70,8% поверхности Земли), в водоемах и болотах суши, во влажной почве, в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется на испарение.
Молекулы воды при переходе из жидкого состояния в газообразное должны преодолеть
силы молекулярного сцепления в воде. На эту работу расходуется кинетическая энергия
теплового движения. Количество энергии, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды,
называется открытой теплотой парообразования (2,26*106 Дж/кг). При конденсации воды
в атмосфере или на поверхности происходит выделение этой энергии и нагревание воздуха или поверхности.
Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши по ряду
причин.
1. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. Соответственно одинаковое количество тепловой энергии нагреет почву почти вдвое больше, чем тот же объем воды. При охлаждении соотношение будет обратным. Если сопоставить теплоемкость
морской воды и воздуха и их плотности, то получим, что при охлаждении 1 м 3 морской
воды на 1ºС на такую же величину нагреется 3000 м3 воздуха (таблица 4).
Таблица 4 – Удельная теплоемкость и плотность воды и воздуха
Удельная теплоемкость (С) Плотность (ρ)
Вода
3,87 кЖд/кг
1,028 кг/м3
Воздух
0,99 кЖд/кг
0,001 кг/м3
2. В воде лучи проникают на большую глубину (в океанах на 100 м) и нагревают
большую толщу воды.
49
3. В воде тепло распространяется по вертикали как путем молекулярной теплопроводности, так и путем турбулентного перемешивания, более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена в первую очередь волнениями и течениями. В ночное время
суток и в холодное время года к этого рода движениям добавляется термическая конвекция: охлажденная у поверхности вода имеет большую плотность, поэтому опускается
вниз. На ее место из глубин поднимается более теплая, а значит более легкая вода (плотность соленой воды наибольшая при температуре ниже температуры замерзания, а плотность пресной воды максимальная при температуре +14ºС). В соленых акваториях турбулентность возникает в связи с испарением вода с поверхности: испарение воды вызывает
повышение солености у поверхности, а, следовательно, и рост плотности воды. Поэтому
начинается перемешивание. В почве тепло по вертикали передается только путем молекулярной теплопроводности.
В результате этих процессов водоемы нагреваются и охлаждаются медленнее суши: в теплое время они аккумулируют тепло, а в холодное – передают его воздуху. Солнечные лучи существенно прогревают только верхний слой океана, толщиной всего только в несколько метров. Нагретая вода не опускается вниз, будучи по удельному весу легче
холодной. Поэтому в тропических морях верхний слой воды может иметь температуру
более 25ºС (даже более 28ºС), а на глубине 1 км температура воды не превысит 5ºС (эту
разность температур можно использовать в качестве источника энергии). Сезонные колебания температуры воды в океане ощущаются как значительные до глубины 100 м и определяются тепловым балансом поверхности воды. На глубине 200 м годовые колебания
температуры невелики, составляют несколько градусов и происходят с полугодовым запаздыванием. Тепловые запасы Мирового океана на 3 порядка превышают теплозапасы
атмосферы, их соотношение можно выразить как 1600:1. Это объясняется как большей
массой и плотностью вод океана, так и значительно большей теплоемкостью воды. Относительно малые теплозапасы атмосферы обуславливают и меньшую ее способность, сохранять неизменным свое состояние, т.е. большую нестабильность.
Инерция в развитии процессов в водах океана в десятки раз больше, чем в воздухе
атмосферы. Большие тепловые запасы океана обусловливают и большую тепловую память
(тепловая память – влияние текущего состояния на будущее состояние.), и способность,
отдавая тепло атмосфере, длительно влиять на распространение в ней температуры, влажности и других параметров.
Тепловая память атмосферы относительно невелика, влияние может ограничиваться 10–20 днями. Отсюда трудности в составлении долгосрочных прогнозов погоды на основе анализа характеристик атмосферы и необходимость включения в анализ данных о
теплозапасах вод океана.
В почве суточные колебания температуры распространяются на глубину менее 1
метра, а годовые – затрагивают верхние 10–20 м поверхности суши. При этом суточные и
годовые колебания на поверхности суши имеют большую амплитуду.
Температура на поверхности почвы имеет правильный суточный ход: минимальные значения наблюдаются примерно через 0,5 часа после восхода солнца (R=0), по мере
роста высоты Солнца над горизонтом температура почвы растет до 13–14 часов, когда достигает max, после чего начинает убывать. В зависимости от погоды и ландшафта (облачность, осадки, адвективные изменения температуры воздуха, экспозиция склонов) этот
правильный суточный ход может нарушаться (рисунок 24).
Особое биологическое значение имеет верхний 5 см слой почвы: в нем зимуют и
прорастают семена растений, обитают различные микроорганизмы. Вместе с тем этот
слой наиболее деятелен: в нем наблюдаются наибольшие колебания температур.
Т.к. для воздуха основной источник тепла – земная поверхность, то закономерно,
что с высотой температура понижается, а максимумы и минимумы в ходе температуры
наступают позже, чем на почве. Максимальная температура на поверхности почвы обычно
выше, чем в воздухе на высоте метеобудки. В летнее время в Бресте max температура ого50
ленной почвы в среднем на 11–13ºС больше, чем max температура воздуха. В отдельные
дни разности достигают 14–20ºС. Самая высокая температура (57ºС) почвы наблюдалась в
июле 1955 г. В пустынях максимальная температура может достигать 80ºС.
Рисунок 24 – Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (1) и в воздухе
на высоте 2 м (2) летом и зимой. Москва (МГУ)
Ночной минимум температуры почвы, наоборот, бывают ниже, чем в воздухе: почва выхолаживается эффективным излучением, а от нее выхолаживается воздух. Зимой в
ночное время минимум температура почвы на 1–3ºС ниже, чем минимум температуры
воздуха (летом – на 0,7–1ºС). В отдельные ясные ночи температура поверхности почвы
или снега может опускаться до -40ºС. Абсолютный минимум для Бреста -42ºС (01.1950).
на снежной поверхности Антарктиды средняя температура составляет -70ºС, может достигать -90ºС.
Разность между максимальной и минимальной суточной температурой называется
суточной амплитудой температуры.
Суточная амплитуда температуры поверхности почвы зависит от:
 облачности (в безоблачные дни больше, чем в облачные);
 экспозиции склонов (на южных больше, чем на северных);
 почвенного покрова:
растительный покров уменьшает эффективное излучение ночью и препятствует нагреванию днем, следовательно амплитуда меньше и средняя температура уменьшена (в среднем на 6ºС), т.е. налицо охлаждающий эффект;
Снежный покров уменьшает потери тепла непосредственно почвой, при этом
резко уменьшается суточная амплитуда температуры почвы под снегом. В
наших широтах при высоте снега 40 см температура почвы выше температуры обнаженной почвы на 6–7ºС и выше температуры поверхности снега на
10ºС. Снежный покров препятствует глубокому промерзанию почвы.
Температура на поверхности почвы изменяется и течение года. В экваториальных
широтах годовая амплитуда температур составляет всего 3ºС, по мере увеличения широты
растет и амплитуда температуры, на широте 50º она в среднем равна 25ºС.
К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности Фурье.
1 закон: чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло,
тем быстрее распространяются вглубь и тем глубже проникают колебания температуры.
Но независимо от типа почвы период колебаний температуры не изменяется с глубиной
(суточный ход температуры с периодом 24 часа и годовой 12 месяцев на всех глубинах).
2 закон: амплитуды колебаний температуры с глубиной уменьшаются. При этом
возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в
геометрической прогрессии.
Поверхность – амплитуда 30ºС; 20 см – 5ºС; 40 см – менее 1ºС.
С глубины, на которой суточная амплитуда убывает на столько, что приближается
к 0ºС, начинается слой постоянной суточной температуры (70–100 см).
51
Амплитуда годовых колебаний температуры почвы подвержена тому же закону.
Годовые колебания температуры распространяются на большую глубину: в тропиках
10 м, в умеренных широтах – 16–20 м, в полярных широтах – до 30 м. На этой глубине
начинается слой постоянной годовой температуры.
3 закон: сроки наступления максимальной и минимальной температуры, как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей. На каждые 10
см глубины в суточном ходе запаздывание составляет 2,5–3 часа. В годовом ходе на 1 м
глубины запаздывание составляет 20–30 суток.
4 закон: глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся
между собой как квадратные корни из периодов колебаний, т.е. √1:√365 или 1:19.
Усложнение в реальное распределение температуры вглубь почвы вносятся неоднородностью состава и структуры почвы, а также перераспределением тепла с осадками.
Изменение температуры в почве с глубиной отражают на графике изоплет. По оси абсцисс
откладывают время в часах или месяцах, по оси ординат – глубина в почве.
Изоплеты (гр. isos – равный, одинаковый + гр. pletos – количество) – изолиний какой-либо физической величины, которые отображают ее как функцию двух переменных –
в данном случае температура почвы и глубина (рисунок 25).
Рисунок 25 – Термоизоплеты, показывающие изменения температуры на разных
глубинах в зависимости от времени
2. Температура воздуха
2.1. Суточный ход температуры воздуха
Температуру воздуха измеряют на высоте 2 м в психрометрической будке. Температура воздуха изменяется в суточном ходе вслед за изменением температуры земной поверхности. Рост температуры воздуха начинается практически вместе с ростом температуры почвы (запаздывание не превышает 15–20 мин.) и продолжается до 14–15 часов. После чего наблюдается уменьшение температуры воздуха. Нарастание температуры в первой половине дня идет быстрее ее понижения во второй половине. Правильный суточный
ход температуры воздуха наблюдается лишь в условиях ясной безоблачной (антициклональной) погоды. Часто он нарушается вследствие адвекции (прихода воздушных масс с
другой температурой) или изменения условий облачности. Поэтому минимум температуры может сместиться на полдень, а максимум – на ночные часы, суточный ход вообще
может исчезнуть или кривая примет очень сложную форму.
Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от:
 суточной амплитуды температуры земной поверхности (чем больше амплитуда на поверхности почвы, тем больше она и в воздухе);
52




сезона года (зимой меньше, чем летом);
широты места (с увеличением широты амплитуда убывает);
характера почвенного покрова и почвы (над растительностью меньше);
близости водных бассейнов (в приморских областях меньше по сравнению с
внутриконтинентальными);
 рельефа местности (закон Воейкова: на выпуклых формах амплитуда температур уменьшена, на вогнутых – увеличена).
Суточная амплитуда температуры воздуха изменяется с высотой. Колебания температуры воздуха охватывают значительные слои тропосферы, т.к. теплопроводность в
атмосфере носит турбулентный характер. На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры меньше в 2 раза, чем у земной поверхности, а экстремумы наступают
на 1,5–2 часа позже. На высоте 1 км разность между max и min температуры воздуха не
превышает 2ºС, а на высотах от 3 до 5 км – не более 1ºС, а дневной max смещается на вечер. Над морем суточная амплитуда несколько растет с высотой, но в целом остается малой.
Непериодические изменения температуры воздуха, существенно нарушающие правильный суточный ход температуры, связаны с переносом воздушных масс из других районов Земли. Холодные воздушные массы приносят похолодания, а теплые – потепление.
Для характеристики непериодических изменений температуры воздуха служит величина
междусуточной изменчивости температуры (МИt).
Междусуточная изменчивость температуры – многолетняя средняя величина
(месячная, годовая) изменения температуры воздуха от одних суток к другим, полученная
из абсолютных значений отдельных изменений. Суточный ход температуры при этом исключается тем, что берутся данные за один срок наблюдений средние суточные температуры.
Междусуточная изменчивость температуры мала в тропиках и растет с увеличением широты. В морском климате она больше, чем в континентальном (это связано с особенностями воздушных масс). Наибольшие ее значения отмечены для районов с резко
континентальным климатом: внутренние районы Северной Америки и север Западной
Сибири – в зимнее время междусуточная изменчивость температуры около 3,5–5ºС. в целом летом она меньше, чем зимой.
Междусуточная изменчивость температуры складывается из 2 составляющих: годового хода температуры и непериодических изменений температуры. Влияние годового
хода температуры приводит к очень небольшим межсуточным изменениям. Так, если температура в Минске в январе -6,9ºС, а в июле +17,7ºС, то в среднем в течение полугода
температура от суток к суткам должна изменяться на 0,1–0,2ºС в сутки. На самом деле даже в среднем за многолетний период величина изменчивости в июне – августе составляет
1,4–1,8ºС (а ведь в этот период она наименьшая). К зиме с усилением циркуляционных
процессов она увеличивается, достигая max в январе – феврале – 2,5–3,0ºС.
Большие значения междусуточной изменчивости температуры воздуха неблагоприятно сказываются на состоянии зданий и сооружений, создают дискомфортные условия для человека. Установлено, что МИt на 6ºС и выше вызывает отрицательные ощущения у человека. Повторяемость таких условий в зимний период в Бресте составляет около
5%. В отдельные дни температура воздуха может изменятся от суток к суткам на величину 20ºС и более.
С суточным ходом температуры и с непериодическими изменениями температуры
воздуха связано явление заморозков.
Заморозки – понижение температуры воздуха ночью до 0ºС и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше 0ºС.
Такие понижения температуры воздуха могут наблюдаться в весенний и осенний
период и наносят большой ущерб сельскому хозяйству республики.
53
В том случае, если температура воздуха остается положительной, а температура
почвы или растений из-за радиационного выхолаживания падает до 0ºС или ниже, явление
носит название заморозков на почве. Они особенно неблагоприятны для молодых растений.
По причине возникновения заморозки делятся на:
 адвективные (в данный район приходит холодная воздушная масса (арктический воздух); днем температура воздуха больше 0ºС, а ночью в суточном ходе
опускается ниже 0ºС);
 радиационные (вызываются радиационным выхолаживанием поверхности
почвы в малооблачные и тихие ночи, когда эффективное излучение велико, а
турбулентность мала и охлажденный воздух не переносится в более высокие
слои; характерны для антициклонов);
 адвективно-радиационные (вызываются совместным влиянием этих двух причин: вторжением холодного воздуха и его последующим выхолаживанием).
Заморозки последнего типа особенно характерны для Беларуси, где они возникают
при затоках холодного и сухого воздуха в областях высокого давления и на их периферии
с последующим их радиационным охлаждением. Достаточно часто бывают и чисто радиационные заморозки в антициклонах при ясном небе. Для радиационных заморозков характерен инверсионный профиль температуры на поверхности почвы. Для адвективных и адвективно-радиационных заморозков такого четкого хода температуры нет, и минимум
температуры может наблюдаться на разной высоте в пределах метрового слоя.
По температуре заморозки условно делятся на:
 слабые – температура на поверхности почвы падает до -1–2ºС, а температура
воздуха на высоте остается положительной;
 сильные – температура на поверхности почвы снижается до -3–4ºС, температура воздуха – отрицательная;
 очень сильные – температура на поверхности почвы – до -5–6ºС.
Все полевые растения по степени устойчивости к заморозкам делятся на пять
групп. Особенно чувствительны к весенним заморозкам огурцы, томаты, фасоль, гречиха,
кукуруза. Плодовые деревья – вишня, груша, слива, яблоня – в фазе цветения могут переносить кратковременные заморозки до -2–3ºС, но продолжительный заморозок (несколько
часов) уже наносит садам значительные повреждения.
Заморозки в воздухе, т.е. на высоте 2 м, в Беларуси бывают во все месяцы теплого
периода года, за исключением июля. В апреле повторяемость заморозков почти повсеместно превышает 50%, т.е. из каждых двух дней один бывает с заморозками. В мае повторяемость заморозков резко сокращается, но именно в это время они наиболее опасны.
В первой декаде июня повторяемость заморозков уменьшается до 2–4%. Осенние заморозки начинаются, как правило, во второй декаде сентября. В октябре заморозки обычное
явление (из каждых 3 дней 2, а то 3 с заморозками). И чем они чаще, тем интенсивнее. Заморозки на почве возможны во все месяцы теплого периода. В г. Бресте заморозки на поверхности почвы в среднем оканчиваются 5 мая и появляются 5 октября. Самый поздний
заморозок был отмечен 29.05.1958 г., самый ранний 16.09.1953 г.
Возникновение заморозков зависит от типа почвы, микрорельефа. Теплофизические свойства осушенных торфяных почв имеют ряд особенностей: малая теплопроводность (малый поток тепла от нижних слоев почвы), малая теплоемкость (быстрое охлаждение), большая излучательная способность. Все это повышает вероятность возникновение заморозков на таких полях. В нижних частях склонов, в замкнутых понижениях, на
дне долин, на лесных полянах, где скапливается холодный воздух, заморозки, наблюдаются чаще. На вершинах и верхних частях склонов, наоборот, реже, как и вблизи водоемов.
Прогнозирование заморозков зависит от их генетического типа.
Радиационные заморозки прогнозируют по номограмме, в основе метода лежит
предложенная Михалевским формула зависимости ночного понижения температуры от
54
относительной влажности воздуха и дневной температуры и облачности в вечерние часы.
Чем больше относительная влажность воздуха и облачность, тем меньше понижение температуры.
Предсказание адвективных заморозков связано с общим прогнозом погоды.
Меры борьбы с заморозками.
 Дымление при помощи дымовых куч и с самолета;
 Укрытие наиболее ценных культур соломенной резкой, лапами хвойных деревьев, пленкой;
 Полив (больше влажность воздуха → меньше эффективное излучение).
2.2. Годовой ход температуры воздуха
Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря представлено
на карте. Годовой ход температуры воздуха рассмотрим на примере нашей республики.
Температурные условия Беларуси, расположенной в умеренной зоне, четко подразделяют
на сезоны года. Внутри сезона температура воздуха более постоянная или имеет однонаправленные изменения и преобладающие типы погоды.
Зима в климатологии – период с отрицательной средней суточной температурой
воздуха. Приход радиации невелик, основным климатообразующим фактором являются
циркуляционные процессы. Господство то влажных и теплых воздушных масс с Атлантики, то холодных континентальных из Азии, создает неустойчивый характер белорусской
зимы.
Декабрь – наиболее теплый месяц зимы. Несмотря на то, минимальны и высота
Солнца над горизонтом, и продолжительность солнечного сияния, и величина приходящей радиации. Согревает воздух еще не остывшая земная поверхность, приносят тепло
воздушные массы из Атлантики. Средняя температура декабря изменяется от -2ºC на югозападе до -5,5ºC на северо-востоке (для Беларуси средняя температура -4ºC).
Январь – наиболее холодный месяц зимы. По сравнению с декабрем – температура
понижается на 2–3ºC. Несмотря на увеличение высоты Солнца над горизонтом и суммарной солнечной радиации, радиационный баланс остается отрицательным и даже уменьшается (увеличение альбедо → снежный покров). Большую роль играет и температура приходящих воздушных масс (водная поверхность охлаждается, и воздушные массы с Атлантики имеют более низкую температуру). Температура воздуха в январе изменяется от 4,5ºC на юго-западе до -8ºC на востоке и северо-востоке (средняя температура РБ -6,7ºC).
Февраль по температурным условиям близок к январю. R возрастает до слабоотрицательных значений на севере РБ и положительных на юге, но это не приводит к росту
температуры: увеличение составляет в среднем 0,8ºC. Температура на юго-западе -3,5ºC,
на востоке и северо-востоке -7,5ºC (средняя -5,9ºC). Основной источник тепла – воздушные массы из Атлантики.
Весна характеризуется быстрым нарастанием температуры воздуха, которая достигает максимума в начале апреля после схода снега. Быстро растет высота солнца над горизонтом, продолжительность дня, и как результат, количество приходящей солнечной радиации. Растет величина R, особенно после схода снегового покрова (уменьшается альбедо). Уменьшается циклоническая деятельность (выравнивание температуры суши и океана), что приводит к уменьшению облачности и относительной влажности воздуха. Поэтому весна в Беларуси воспринимается как пора света, чистого неба, молодой зелени. Но
бывают и снегопады, и возвраты холодов.
Март – еще холодный месяц года. Снежный покров сходит лишь на юго-западе, а
на севере – сохраняется до конца месяца. Средняя температура отрицательна на большей
части республики (-0,3ºC Пинск, -3,4ºC на северо-востоке), лишь на крайнем юго-западе
(Брест) температура в среднем за месяц положительна +0,7ºC (средняя в РБ -1,6ºC). Один
раз в 50 лет март оказывается самым холодным месяцем года (так было в 1915, 1952 гг.).
55
Апрель – месяц теплого полугодия. Изотермы имеют широтное простирание. Средняя температура апреля изменяется от +4,5ºC на севере до +7,5ºC на крайнем юго-западе
(средняя в РБ 5,8ºC). По-прежнему самая холодная область Витебская, а самая теплая –
Брестская, но уменьшается различие между температурой брестской и Гомельской области (рост температуры на востоке).
В мае температура воздуха в республике вырастает на 6–7,5ºC и достигает 12–14ºC.
Температурное поле в связи с прогреванием восточных областей становится более однородным, средняя температура по РБ +13ºC.
Т.о. весной нарастание температуры идет столь быстро, что каждый последующий
месяц теплее предыдущего (на протяжении одной весны).
Лето в Беларуси достаточно теплое и солнечное. Ослабевает Исландская депрессия,
уменьшается циклоническая деятельность в умеренных широтах. Усиливается влияние
Азорского максимума, который регенерирует антициклоны, идущие на восток. Это приводит к формированию малооблачной погоды. На формирование климата определяющее
влияние имеет солнечная радиация. Летом в среднем бывает два дня в месяце с плотными
низкими облаками, но немного и абсолютно ясных дней. Подавляющее большинство дней
в летние месяцы с переменной облачностью, усиливающейся в послеполуденные часы.
В июне продолжается нарастание температуры воздуха, хотя и более медленное,
чем весной. Достигает максимума продолжительность солнечного сияния и высота солнца
над горизонтом. Увеличивается R. Средняя месячная температура повышается до 15–17ºC.
С июля начинает уменьшаться величина поступающей солнечной радиации, но
температура продолжает повышаться как над сушей, так и над океаном. На территории
Беларуси она достигает 17,5–18,5ºC. Только с августа начинается медленное уменьшение
температуры до 16–17,5ºC.
В большинстве лет самым теплым месяце года в Беларуси является июль или август. За период 100-летних наблюдений ни разу май или сентябрь не были самыми теплыми месяцами (исключение – май 1993 г. был самым теплым для западных районов).
Осень характеризуется резким сокращением R, происходит перестройка барического поля атмосферы: растет давление над материком, усиливается роль Исландской депрессии в углублении циклонов, идущих из Северной Атлантики. Смещается к югу Азорский
максимум. Чаще и длительнее становятся периоды ухудшения погоды (циклоны).
В сентябре средняя месячная температура составляет 10,5–13ºC, понижение идет с
юго-запада на северо-восток, в отличие от летних месяцев, когда самой теплой областью
была Гомельская, теплее на крайнем юго-западе (брестская область). Подобное распределение сохранится до конца года. Средняя температура по РБ 11,9ºC.
В октябре на большей части республики температура падает до 5–7,5ºC (6,2). Усиливается роль адвекции в формировании термического поля. В ноябре продолжается резкое падение температуры воздуха: на северо-востоке она отрицательна (-0,5ºC), на югозападе еще положительна (+2,5ºC). Средняя республиканская температура ноября 0,7ºC. В
отдельные годы ноябрь может быть по настоящему зимнем месяцем с температурой
-4–7ºC (что наблюдалось в 1993 г.).
Как и рост температуры весной, так и ее падение осенью идет столь стремительно,
что каждый последующий месяц оказывается холоднее предыдущего. Но осенью из этого
правила возможны исключения.
Средняя годовая температура в Беларуси составляет 4,5–7ºC, увеличиваясь с северо-востока на юго-запад.
Т.о., средние месячные температуры плавно изменяются от одного месяца к другому, повышаясь от января к июлю или к августу и затем понижаясь.
Разность средней месячной температуры самого теплого и самого холодного месяца называют годовой амплитудой температуры воздуха. Годовая амплитуда температуры воздуха изменяется в зависимости от:
56
1) географической широты (на экваторе приток солнечной радиации изменяется
мало, по направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиации между летом и зимой возрастают, поэтому растет и амплитуда температур воздуха);
2) подстилающей поверхности (над океаном меньше, чем над сушей. Если бы Земля была сплошь покрыта океаном, то годовая амплитуда температуры воздуха изменялась
от 0ºC на экваторе до 5–6ºC на полюсах. Такое распределение действительно наблюдается
над южной частью Тихого океана, в северной части Тихого океана – амплитуда больше
(влияние соседних материков), до 15ºC. Над материками амплитуда еще больше в южном
полушарии – более 15ºC, над Азией в Якутии – до 60ºC (а Оймяконе абсолютная амплитуда составляет 102ºC).
3) удаленности от океанов и общей циркуляции атмосферы (годовая амплитуда
температуры меньше в тех районах суши, где велика повторяемость воздушным масс морского происхождения и, наоборот, в тех районах океана, где часто господствуют воздушные массы с соседнего материка, амплитуды увеличены).
Не только моря, но и больше озера уменьшают годовую амплитуду температуры
воздуха и смягчают климат. Что проявляется на озере Байкал и других.
4) С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического
пояса температура убывает в среднем на 2ºС на каждый километр высоты, в свободной
атмосфере больше.
Климат над морем, характеризующийся малыми амплитудами, называется морским, климат над сушей – континентальным. Например, в умеренном поясе в качестве
границы между морским и континентальным климатом можно принять амплитуду (годовую) температуры воздуха в 25ºC. Если она меньше 25ºC – климат морской, больше – континентальный. Между ними находится широкая меридиональная полоса переходного
климата с разницей экстремальной температуры около 25º (23–25ºC). Она проходит через
Карелию, Ленинградскую область, Беларусь и Западную Украину. Годовая амплитуда
температуры в континентальных климатах растет за счет зимних холодов: в приморских
странах зима теплая, в материковых – морозная. Летние месяцы внутри материков жаркие, а на берегах океанов теплые, но разница не такая значительная, как зимой.
Отличительной особенностью морского климата является смещение самого теплого времени с июля на август, а самого холодного – с января на февраль.
Различие между морским и континентальным климатами заключается и в продолжительности переходных периодов: весна и осень в морских странах продолжительные –
до 2 месяцев, а в континентальных – короткие – до 2 недель. Показателем степени континентальность климата служит суточная амплитуда температуры воздуха: внутриматериковые районы – днем жарко, ночью холодно, на берегах морей и океанов – днем тепло,
ночью умеренно прохладно. Также степень континентальности можно охарактеризовать
при помощи влажности воздуха, чутко реагирующей на удаление от океана (обычно берется дефицит насыщения).
Континентальность климата – совокупность характерных особенностей климата, определяемых воздействиями материка на процессы климатообразования.
Сюда относятся:
1) увеличение в сравнении с океаническими районами годовых и суточных амплитуд температуры воздуха;
2) увеличенные междусуточная изменчивость температуры и изменчивость ее
аномалий за различные промежутки времени;
3) уменьшенные относительная влажность и облачность летом и днем;
4) большее, чем на океане, непостоянство в выпадении осадков и общее их
уменьшение;
5) уменьшенная скорость ветра и т.д.
Наиболее важной характеристикой континентальности климата является величина
годовой амплитуды воздуха, возрастающая с увеличением континентальности. С удалени57
ем вглубь материка континентальность климата растет. Но для континентальности климата имеет значение не просто расстояние места от береговой линии, а повторяемость воздушных масс континентального происхождения в сравнении с воздушными массами морского происхождения.
В климате над морем (морской климат) наблюдаются малые годовые амплитуды
температуры воздуха по сравнению с континентальным климатом над сушей с большими
годовыми амплитудами температуры.
Годовой ход температуры воздуха на широте 62° с.ш. в Торсхавне (Фарерские острова) и Якутске отражает географическое положение этих пунктов: в первом случае – у
западных берегов Европы, во втором – в восточной части Азии. Средняя годовая амплитуда в Торсхавне 8°, в Якутске 620C. На континенте Евразия наблюдается возрастание годовой амплитуды в направлении с запада на восток. Величина годовой амплитуды температуры воздуха зависит от географической широты. В низких широтах годовые амплитуды температуры меньше по сравнению с высокими широтами.
Было предпринято несколько попыток математически выразить степень континентальности климата. В формулы вводились кроме показателя амплитуды температуры
(объективного) эмпирически подобранные коэффициенты.
Индекс континентальности С.П. Хромова:
А  5,4sin 
К
, где А – годовая амплитуда температуры.
А
Была определена «чисто океаническая амплитуда» (которая зависит только от широты): Ат = 5,4·sinφ. Для расчета континентальности необходимо разность фактической
годовой амплитуды и «океанической» разделить на фактическую амплитуду. Этот индекс
континентальности говорит о том, какая доля амплитуды температуры воздуха создается
за счет наличия суши на земном шаре. K<10% в южных частях океанов и близок к 100%
(90) во внутренних частях Австралии, северной Африке. Распределение индекса континентальности отражено на карте.
Индекс континентальности Н.И. Иванова
A  Ac  0,25D0
K r
100 ,
0,36  14
где Ar – годовая амплитуда; Ас – суточная амплитуда; Dо – дефицит влажности; 0,36φ –
линейная зависимость суммы трех указанных компонентов от широты φ; 14 – их сумма на
экваторе.
Многочисленность формул, их сложность, обилие эмпирически подобранных коэффициентов, отсутствие показателя влияния рельефа, стремление ограничится соотношением только 2 показателей (тепла и влаги) – говорит о нерешенности проблемы. Очевидно, что физическая сущность континентальности заключается в том, что территория
получает мало тепла от фазовых переходов воды, что обеспечивает хорошее летнее прогревание, а зимой сильное охлаждение.
В зависимости от широты и континентальности климата выделяют 4 типа годового
хода температуры воздуха: экваториальный, тропический, умеренного пояса и полярный
(таблица 5). Для характеристики непериодических изменений температуры в течение года
служит величина изменчивости средней месячной температуры.
Изменчивость средней месячной температуры – среднее отклонение средней
месячной температуры от нормы.
Так, в г. Бресте за 120 лет средняя температура января изменялась от -20,4ºС в
1893 г. до -0,4ºС в 1975 г. (в пределах 19º), а июля – от 16ºС до 22ºС (А = 6º). Но это крайние пределы колебаний, в действительности температура того или иного месяца отклоняется от средней многолетней величины на 3ºС зимой и 1,5ºС летом в сторону увеличения
или уменьшения.
58
Изменчивость средней месячной температуры возрастает с увеличением широты. В
морском климате она меньше, чем в континентальном, а особенно велика – в переходных
областях, где часто сменяются воздушные массы.
Таблица 5 – Типы годового хода температуры воздуха
Годовая амплитуда,
ºС
Тип
Экваториальный
Тропический
Умеренный
континентальный
морской
Полярный
материк
океаны
5
<1
10–15
<5
25–40
(до 60)
30–40
10-15
Около 20
21.03
23.09
22.06
Время
наступления
минимумов*
22.06
22.12
22.12
Январь
Июль
Февраль
Февраль–
март
Август
Июль
Время
наступления максимумов*
Примечания
Температура выше 0°С
весь год
Температура выше 0°С
весь год (в муссонных областях max перед началом
муссона)
3 подзоны: субтропическая, собственно умеренная и субполярная
* даты для Северного полушария.
Если на кривой годового хода температуры откладывать не среднюю температуру
каждого месяца, а декадные температуры или температуры по пятидневкам, то плавная
кривая «растворится» в зазубринах – возмущениях годового хода.
Если такого рода возмущения устойчивы, т.е. повторяются из года в год, то они носят названия календарных особенностей. На территории Беларуси известны периоды потеплений осенью, на фоне падающей температуры воздуха (падение приостанавливается
или наблюдается рост температуры) так называемое «бабье лето». При этом в сентябре
максимальные температуры могут достигать +30ºC, а в октябре +25ºC.
В весенний период известны возвраты холода: весной температура в годовом ходе
повышается, а в определенные периоды температура существенно падает или рост ее существенно замедляется. Так в мае (средняя месячная температура в РБ +13ºC) температура может понижаться до -3–6ºC, а в июне до 0–2ºC.
Такие возмущения в годовом ходе температуры воздуха свидетельствуют о том,
что в данный район в это время вторгаются воздушные массы определенного типа.
3. Показатели теплового режима воздуха:
1. Средняя суточная температура;
2. Средняя суточная температура по месяцам;
3. Средняя температура каждого месяца;
4.Средняя максимальная температура месяца;
5.Средняя минимальная температура месяца;
6. Средняя многолетняя температура месяца;
7. Средняя температура каждого года;
8. Средняя многолетняя температура года;
9. Абсолютные максимальные и минимальные температуры за любой срок наблюдений – сутки, месяц, год, ряд лет.
59
Самые высокие температуры на Земле:
+58ºC – Мексика, Сан-Луис-Потоси, 1933 г.
+57,8ºC – Северная Африка, Триполи, 1922 г.
+56,7ºC – Северная Америка, Долина Смерти.
+11,6ºC – Антарктида, ст. Оазис, 1956 г.
На всех материках, кроме Антарктиды, максимальные температуры превышают
50ºC.
Самые низкие температуры на Земле:
-77,8ºC – Азия, Оймякон, 1938 г.
-89,2ºC – Антарктида, станция Восток, 1982 г. (высота =3488 м.)
Если привести результаты к уровню моря, то самая низкая температура в Оймяконе
(на 12º больше).
Самые высокие среднегодовые температуры на Земле:
+31ºC – Лу, Сомали;
+34,4ºC – Эфиопия.
Самая низкая среднегодовая температура: -55,6ºC – Антарктида, ст. Восток.
В Республике Беларусь: Абсолютный максимум +38ºC – Гомель (1936 г.) и Василевичи (1946 г.).
Абсолютный минимум -41ºC – Витебск (1940 г.), -36ºC – Брест (1950 г.) и +37ºC –
Брест (1959 г.).
В Мировом океане абсолютный максимум +35,6ºC – Персидский залив.
60
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
1. Изотермы.
2. Географическое распределение температуры воздуха у земной поверхности.
3. Распределение температуры воздуха с высотой.
1. Изотермы
Распределение тепла на картах показывают при помощи изотерм. Если нанести на
географическую карту средне месячные или средне годовые значения температуры воздуха по данным многолетних измерений на отдельных метеостанциях и соединить точки с
одинаковой величиной, то мы получим на карте средние изотермы.
Изотермы – линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями температуры,
наблюдаемыми в различных местах (Погосян, Туркетти, 1970).
Изотермы (от гр. isos – равный, therma – тепло) – линии равных значений температуры на синоптической карте, или на карте средних температур за некоторый промежуток времени, или на многолетней средней карте, или на вертикальном разрезе, или на
аэрологической диаграмме (Метеорологический словарь, 1974).
Изотермы являются частным случаем изолиний (линий равных значений) метеовеличин. Наиболее употребляемыми являются карты января и июля. Поскольку метеостанции расположены на разной высоте, то на показания температуры большое влияние оказывает абсолютная высота станции над уровнем моря (температура с высотой уменьшается), чтобы исключить влияние этого фактора, строят карты приведенных температур.
Приведение температуры к уровню моря – это увеличение температуры на каждой станции, расположенной выше уровня моря, соответственно высоте станции. При
этом вертикальный температурный градиент принимается в размере 0,65° на 100 м. В горных районах на карте приведенных температур они оказываются значительно белее высокими, чем действительные температуры на уровне местности.
Существуют также и карты неприведенных (реальных) температур. На картах температур на уровне местности (неприведенных) провести изотермы в горных районах
трудно из-за чрезвычайной пестроты распределения температур, обусловленной различиями в высоте станций. Поэтому на картах неприведенных температур изотермы над большими горными массивами вообще не проводятся.
2. Распределение температуры воздуха у земной поверхности
Тепло по поверхности Земли распространено зонально-регионально. На географическое распределение температуры воздуха у земной поверхности оказывает влияние ряд
факторов:
 географическая широта;
 распределение суши и моря;
 океанические течения;
 характер земной поверхности (снеговой, ледовые покровы; горные страны и т.д.);
 общая циркуляция атмосферы.
Если проследить за ходом изотерм, то можно заметить, что они не повторяют параллели, а имеют довольно сложную форму. Так, январская изотерма 0° на севере Тихого
океана расположена вблизи 60° с.ш., а над Северной Америкой проходит несколько
южнее 40° с.ш., т.е. смещается вдоль меридиана на 20°, что составляет 2200 км. Следуя
затем вдоль берегов Америки, эта изотерма достигает на севере Норвежского моря 70°
с.ш., а обогнув северные берега Европы, она смещается к бассейну Дуная, и, следуя к востоку, оказывается на территории Китая южнее 34° с.ш. Таким образом, получается, что в
январе средняя температура воздуха одинакова на крайнем севере Атлантики (70° с.ш.) и
в Центральном Китае (34° с.ш.).
Распределение температуры воздуха на уровне моря в июле представлено на карте.
61
Для лучшей ориентации в изменениях температуры в зависимости от широты вычисляют среднюю температуру широтных кругов (зональные температуры). Для этого
на карте изотерм определяют температуру в ряде точек, равномерно распределенных на
интересующем нас широтном круге, затем из этих значений вычисляют среднее значение.
В январе средняя температура самая высокая на экваторе (27°С). В июле самой
теплой параллелью является 20° с.ш. с температурой 28°С. в среднем за год самая теплая
параллель 10° с.ш. с температурой 27°С.
Самую теплую параллель называют термическим экватором. В течение года термический экватор остается в северном полушарии, перемещаясь от зимы к лету в более
высокие широты.
От экватора к полюсу температура падает в среднем на 0,5–0,6°С на 1° широты.
Однако внутри тропиков она изменяется с широтой мало. В средних широтах это изменение нарастает и достигает max, в высоких – вновь уменьшается. Зимой температура падает
в направлении экватор-полюс сильнее, чем летом.
Разность температуры между Северным и Южным полушариями на одних и тех же
широтах в одинаковые сезоны колеблются в широких пределах. Между 30° и 70° широты
зима в Северном полушарии заметно холоднее, чем в Южном. Летом, наоборот, во всем
Северном полушарии намного теплее, чем в Южном. Это объясняется тем, что в Северном полушарии по сравнению с Южным преобладает суша. Так в средних широтах Северного полушария суша составляет 45–61% поверхности, а в Южном – лишь 0–4%. Еще
более значительны отличия в высоких широтах.
Вследствие наличия ледяного материка Антарктида с преобладающим режимом
высокого атмосферного давления, высокие широты Южного полушария значительно холоднее, чем Северного.
По средней температуре широтных кругов можно подсчитать и среднюю температуру воздуха для всего полушария и для целого земного шара. Северное полушарие зимой
холоднее (8°), чем Южное (10°), а летом теплее (соответственно 22°С и 17°С). Годовая
амплитуда температур для Северного полушария ровна 14°С, а для Южного – только 7°С.
Это означает, что климат Северного полушария в целом более континентальный, чем
Южного. Увеличение амплитуды температуры в Северном полушарии по сравнению с
Южным обусловлено более жарким летом.
Средняя температура воздуха у земной поверхности для всего земного шара в январе равна 12°С, в июле 16°С, в среднем за год 14°С. Сильное зимнее охлаждение материков северного полушария и такое же сильное прогревание в летний период делают январь
для всего земного шара в целом значительно холоднее июля, несмотря на большую близость Земли к Солнцу в январе по сравнению с июлем.
Аномалии в распределении температур
Влияние материков и океанов на режим температуры воздуха вблизи поверхности
земли можно характеризовать картой разности между средней месячной (годовой) температурой над материками и океанами и соответствующей температурой широтного круга.
Эта разность называется термической аномалией. Например, средняя широтная температура января на параллели 71° с.ш. равна -27°С; на о. Ян-Майен она составляет -5°С, соответственно, термическая аномалия положительная и равна +22°С.
Нанесем на карту аномалии средних годовых (месячных) температур воздуха и соединим точки с равными аномалиями. Мы получим карту изаномал температуры (термоизаномал), которая наглядно показывает, в каких областях Земли температура воздуха повышена и в каких понижена по сравнению со средними температурами соответствующих
параллелей (карта не приводится).
В январе на материках Северного полушария и океанах отклонения средних месячных температур от средних широтных в различных районах достигают больших значений.
Наибольшие положительные аномалии достигаются на океанах, а наибольшие отрицательные – над восточными районами материков в умеренных широтах. По мере прибли62
жения к экватору величина отклонений температуры уменьшается, и на 0° с.ш. достигает
2–3°С. В Южном полушарии вследствие его океаничности, малых размеров материков отклонения температуры от зональной не превышает 6–8°С летом и 4–6°С зимой.
Карты изаномал наглядно показывают, в каких областях Земли температура воздуха повышена, а в каких понижена по сравнению со средней широтной температурой. Таким образом, влияние географической широты на распределение температуры исключено.
Карты изаномал показывают только температурные отличия на меридианах, которые
определяются распределением суши и моря, а точнее их различиями в условиях нагревания.
Сравнение карт изаномал и изобар января обнаруживает их удивительное сходство.
Барический минимум умеренных широт соответствует положительной аномалии температуры, максимум – отрицательной. В основе этого лежат термодинамическое взаимодействие океанов и континентов.
Величина температурной аномалии на материках зависит от их размеров: она возрастает пропорционально квадрату расстояния между центрами моря и материка. Но отличается для западной и восточной частей материка, т.е. распределение тепла и давления
оказывается дисимметричным.
3. Распределение температуры воздуха с высотой
Тропосфера является наиболее интересной структурной частью атмосферы, поскольку здесь формируются погодообразующие процессы. Здесь возможно как падение,
так и рост температуры по вертикали, но преобладающим является падение температуры.
Средний вертикальный температурный градиент в тропосфере равен 0,65°/100 м
(от 0,5 до 0,7°/100 м). Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается
наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности
вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив, он зависит от
времени суток, сезона года, характера атмосферных процессов, а в нижней части тропосферы, главным образом, от подстилающей поверхности. В нижних 4 км он ближе к
0,5°С/100 м, а в полярных областях и зимой в умеренных широтах уменьшается до 0,1–
0,4°С/100 м. Выше 4 км он возрастает до 0,7–0,8°С/100 м. Затем на некоторой высоте
наблюдается резкое убывание градиента до 0,1–0,2°С/100 м. Слой с таким вертикальным
градиентом называется тропопаузой (переходная между тропосферой и стратосферой). В
высоких широтах он лежит на высоте 8–10 км, в средних широтах – 10–12 км, над экватором – около 16 км.
В приземном слое часто наблюдаются инверсии температуры.
В стратосфере падение температуры сменяется повышением. Вертикальные градиенты температуры здесь отрицательны, но малы по абсолютной величине. Поэтому нижнюю стратосферу (до стратонуля) можно считать изотермическим слоем.
Вследствие того, что высота тропосферы велика в тропиках, температура на
уровне тропопаузы над тропиками очень низка – в течение всего года -70 – -80°С, а в отдельных случаях ниже -90°С. В умеренных широтах температура тропопаузы выше (порядка -55°С), а в полярных областях летом еще выше (до -45°С в Арктике). В стратосфере
она еще повышается до -35°С, т.е. летом полярная стратосфера теплее, чем тропическая.
Зимой таких различий в температуре стратосферы нет: температура -60 – -70°С и над полюсами, и над экватором.
Такое распределение температуры в атмосфере с высотой установилось вследствие
радиационных процессов, атмосферной турбулентности, адиабатических процессов. Если
бы температура на каждом уровне тропосферы определялась бы только процессами поглощения или излучения радиации, то вертикальный градиент в нижнем километре был
равен 2°С/100 м, а на высоте 3 км – 1°С/100м, в верхней части тропосферы уменьшался бы
до десятых долей градуса на 100 м (водяной пар, который поглощает и излучает энергию в
63
тропосфере наиболее интенсивно, наибольшей концентрации достигает у земной поверхности и быстро убывает с высотой).
Но в действительности вертикальный градиент в нижней части тропосферы значительно меньше, а в верхней наоборот, больше. Это обусловлено вертикальным перемешиванием воздуха и адиабатическими изменениями температуры. В результате подъема одних элементов турбулентности и опускания других вниз в процессе перемешивания устанавливается такое распределение температуры, при котором вертикальные градиенты заключены между значениями сухо- и влажноадиабатического градиентов (γ) температуры.
При этом в нижней части тропосферы вертикальные градиенты температур будут меньше,
а в верхней – больше, чем при лучистом равновесии. Такое тепловое состояние атмосферы
называется конвективным равновесием.
В стратосфере содержание водяного пара незначительно, вертикальное перемешивание воздуха ослаблено, поэтому распределение температуры по вертикали определяется
повышенным содержанием озона, который поглощает УФ-лучи. Его содержание растет с
высотой, поэтому и температура в стратосфере растет или, по крайней мере, не падает по
вертикали.
3.1. Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие воздуха
Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. В тропосфере
воздух постоянно перемешивается в результате турбулентности. Но при значительных
вертикальных градиентах температуры конвекция становится упорядоченной – приобретает характер мощных восходящих или нисходящих потоков воздуха над ограниченными
участками земной поверхности.
Атмосферная конвекция – перемещение отдельных количеств воздуха с одних
уровней на другие, обусловленные плавучестью и, следовательно, зависящие от разности
температуры между воздухом, вовлеченным в конвекцию, и окружающим воздухом.
На частицу воздуха действует две силы: тяжести и Архимеда. Результирующая
этих двух сил называется силой плавучести, или плавучестью.
Ускорение вертикально движущихся элементов частиц воздуха (конвекции) в идеальном простейшем случае равно:

T  Ta
ag i
,
Ta
где Ti – температура движущейся частицы, Та – температура окружающего воздуха.
Если Ti–Ta>0, то ускорение тоже положительно и частица начинается двигаться
быстрее.
Если Ti–Ta<0, то частица двигается вниз.
Если Ti=Ta – конвекция отсутствует.
При температурах близких к 0°С (273 К) и Ti–Ta = 1 вертикальное ускорение составляет около 3 см/с2.
Таким образом, для развития конвекции необходимо такое распределение температуры в атмосфере, при котором разность Ti–Ta сохранялась бы или увеличивалась при
смещении частиц.
Различают три вида характера равновесия атмосферы: устойчивое, неустойчивое
и безразличное. Или же говорят об устойчивой, неустойчивой и безразличной стратификации атмосферы.
Стратификация атмосферы – распределение тропосфере температуры воздуха в
атмосфере с высотой.
При устойчивом равновесии атмосферы массы воздуха не проявляют тенденции к
вертикальным перемещениям. В этом случае, если некоторый объем воздуха сместить
вверх, то он вернется в первоначальное положение (рисунок 26).
Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры
ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического, а вертикальный градиент темпера64
туры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического. Если при этом условии небольшой объем ненасыщенного воздуха сместить из его первоначального положения воздействием извне на некоторую высоту вверх, то как только прекратиться действие внешней силы, этот объем воздуха возвратиться в прежнее положение. Происходит это потому,
что поднятый объем воздуха, затратив часть внутренней энергии на расширение, охладится при подъеме на 1°С на каждые 100 м. (по сухоадиабатическому градиенту). Но так как
вертикальный градиент температуры окружающего воздуха меньше сухоадиабатического
градиента, то оказалось, что поднятый воздух на данной высоте имеет более низкую температуру, чем окружающий воздух. Обладая большей плотностью в сравнении с плотностью окружающего воздуха, он должен опускаться, пока не достигнет первоначального
состояния.
Рисунок 26 – Схематические примеры неустойчивой (а), устойчивой (б)
и безразличной (в) стратификации в сухом воздухе: первоначальная разность температур
восходящего и окружающего воздуха в первом случае возрастает, во втором – убывает,
в третьем – не меняется
Аналогичный результат получится, если при подъеме насыщенного воздуха вертикальный градиент температуры окружающей среды меньше влажноадиабитического. Поэтому при устойчивом состоянии атмосферы в однородной массе воздуха не происходит
бурное образование кучевых и кучево-дождевых облаков.
Наиболее устойчивое состояние атмосферы наблюдается при небольших величинах вертикального градиента температуры, и особенно при инверсиях, т.к. в этом случае
над нижними холодными массами воздуха (а значит и тяжелыми) располагается более
теплый и легкий воздух.
При неустойчивом равновесии атмосферы поднятый с земли объем воздуха не
возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния (стратификации) атмосферы характерны большие вертикальные
градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха (рисунок 26).
При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие устремляются вверх. С состоянием неустойчивости связаны ливни, грозы, град, малые вихри, шквалы, «болтанка» самолетов.
При безразличном равновесии (стратификации) вертикальный градиент в атмосферном столбе равен сухоадиабатическому для ненасыщенного воздуха или влажноадиабитическому для насыщенного. При этом при вертикальных перемещениях частица воздуха будет иметь температуру, отличную от температуры воздуха на ту же величину, что
и в начале движения, т.е. охлаждение будет идти одинаково (рисунок 26). В этом случае
конвекция сохраняется, но не усиливается.
Для определения состояния атмосферы используются аэрологические диаграммы.
Это диаграммы с прямоугольными осями координат, по которым отложены характеристики состояния воздуха. На аэрологические диаграммы нанесены семейства сухих и влаж65
ных адиабат, т.е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при
сухоадиабатических и влажноадиабитических процессах. Распределение температуры
воздуха, полученное из наблюдений, наносят на диаграмму кривой стратификаций. Если
кривая на диаграмме наклонена больше к оси температуры, чем сухие адиабаты, то стратификация сухонеустойчивая, в противном случае – стратификация сухоустойчивая, если
кривая совпадает с адиабатой – безразличная.
Таким образом, конвекция развивается только при неустойчивой стратификации.
При этом, чем больше отличаются вертикальные градиенты температуры от сухоадиабатических или влажноадиабитических, тем сильнее развивается конвекция. Над сушей,
особенно в теплое время года, днем стратификация атмосферы становится неустойчивой.
Это следствие сильного прогревания воздуха от поверхности почвы и значительного увеличения вертикальных градиентов температуры, особенно в нижних слоях. Как следствие
возросшей неустойчивости стратификации возрастает и конвекция. Над морем условия
иные, и суточный ход стратификации и конвекции отличается от такого над сушей. Суточный ход температуры воды на поверхности моря мал, поэтому днем сильного увеличения неустойчивости стратификации не будет, не будет наблюдаться и усиление конвекции
в полуденные часы. Ночью же температура воды почти такая же, как и днем; а на высотах
в свободной атмосфере температура падает, наблюдается рост конвекции.
Как правило, теплые воздушные массы являются устойчивыми. При их продвижении на холодную подстилающую поверхность воздух будет охлаждаться снизу, и лишь в
ослабленном виде это уменьшение температуры будет передаваться в верхние слои. Вертикальные градиенты температуры уменьшаются до 0,2–0,4°С /100 м, т.е. теплая воздушная масса становится влажноустойчивой: конвекция ослабевает и прекращается.
Холодная воздушная масса при продвижении на теплую подстилающую поверхность будет нагреваться снизу, поэтому наблюдается рост вертикального градиента температуры: он превышают влажноадиабатический, т.е. холодная воздушная масса становится неустойчивой. Здесь получает развитие конвекция с конденсацией водяного пара и
образованием кучевых и кучево-дождевых облаков.
Местные воздушные массы летом, над нагретой почвой, становятся неустойчивыми, а зимой – устойчивыми над охлажденной земной поверхностью.
Изменение стратификации воздуха и погода:
1. Если воздушная масса устойчива и перемещается на прогретый материк с холодной водной поверхности, то наблюдавшиеся в ней слоистые облака или туман при переходе на сушу рассеиваются. При дальнейшем прогревании воздух становится неустойчивым, и развиваются кучевые и кучево-дождевые облака. Переход воздуха с прогретой суши на холодную водную поверхность сопровождается уменьшением неустойчивости, исчезновением кучевых облаков и даже возникновением низкой слоистой облачности или
тумана.
2. Если воздушная масса устойчива и движется с охлажденной суши на теплую поверхность воды, то слоистые облака и туман рассеиваются; если же движение воздуха
идет с теплого моря на материк (холодный), то образуются туманы и слоистая облачность.
3. Если неустойчивая стратифицированная воздушная масса двигается с охлажденной поверхности суши на теплую водную поверхность, то по мере прогревания нижних
слоев воздуха и его увлажнения происходит дальнейшее усиление неустойчивости и развитие мощных кучево-дождевых облаков. Из них выпадают ливневые осадки, сопровождающиеся грозами. При обратном движении воздуха неустойчивость ослабевает.
4. Зимой, когда с холодного материка массы воздуха устремляются на теплую поверхность океана, повышается не только температура воздуха, но и его влагосодержание.
Теплый воздух подобно губке впитывает воду, испарившуюся с поверхности океана, но
при переходе на холодный материк он при охлаждении быстро достигает состояния
насыщения, что приводит к образованию слоистых облаков и туманов. При отсутствии
источников испарения (степи и полупустыни летом), воздушные массы, прогреваясь, уда66
ляются от состояния насыщения. Поэтому и при большой неустойчивости воздуха облакообразование не происходит (f ≈ 10–20%).
Учет изменений температуры и влагосодержания воздуха необходим для прогноза
осадков.
Наибольшая неустойчивость стратификации воздуха характерна для инверсии.
3.2. Инверсия температуры – повышение температуры воздуха с высотой в некотором слое атмосферы, т.е. γ < 0.
Инверсия температуры воздуха – своеобразное отклонение от нормального распределения температуры по вертикали в атмосферном столбе (норма – падение температуры
с высотой). Не смотря на это, инверсии – частое, почти ежедневное и повсеместное явление. При характеристике инверсии обычно говорят о высоте, на которой она наблюдается,
толщине слоя, в котором наблюдается повышение температуры, и разности температур на
верхней и нижней границах инверсионного слоя. Соответственно выделяют:
1) основание инверсии (нижнюю границу
слоя инверсии);
2) верхнюю границу слоя инверсии;
3) вертикальную мощность слоя инверсии;
4) величину инверсии, или скачок температуры в слое.
Инверсии могут возникать на разной высоте
(рисунок 27): как в приземном слое воздуха, начиная от поверхности почвы (приземная инверсия),
так и в свободной атмосфере (инверсия в свободной
атмосфере, или приподнятая инверсия), особенно в
нижних 2 км; а также в месте перехода тропосферы
в стратосферу (тропопауза).
Мощность приземных инверсий порядка деРисунок 27 – Типы распределения
сятков метров, в особых условиях (Антарктида) до
температуры с высотой: а – присотен метров; приподнятые инверсии могут иметь
земная инверсия, б – приземная
мощность порядка сотен метров, иногда – свыше
изотермия,
в – инверсия в свобод1000 м. Прирост температуры в слое инверсии моной атмосфере
жет достигать 10–15°С, но, как правило, значительно меньше.
Приземные инверсии возникают чаще всего над поверхностью почвы (снега или
льда), выхоложенной ночным излучением, и в таких случаях называются радиационными
инверсиями. Различают еще снежные, или весенние, инверсии в приземном слое (связана
с затратами тепла на таяние снега).
Инверсии в свободной атмосфере – чаще всего инверсии оседания, связанные с
нисходящими движениями воздушных слоев (рисунок 28). К инверсиям оседания относится так называемая пассатная инверсия. Инверсии оседания возникают в результате
медленного нисходящего движения (оседания, опускания) и растекания воздушных слоев.
При устойчивой стратификации воздушного слоя нисходящее его движение и сжатие приводят к увеличению устойчивости и могут, в конечном счете, изменить в нем нормальное
падение температуры с высотой на инверсионное возрастание. При этом рост температуры сопровождается уменьшением его относительной влажности, т.к. нагревание нисходящего воздуха приводит к удалению его от насыщения. Инверсии оседания характерны для
антициклонов, особенно устойчивых, где нисходящие движения воздуха получает сильное
развитие. Под слоем инверсии оседания часто возникают волнистые облака, а также возможно развитие устойчивого высокого радиационного тумана, что связано с переносом
паров воды снизу путем турбулентности.
67
Рисунок 28 – Образование инверсии сжатия (Хромов, 2004)
Кроме этого инверсия температуры может быть связана с адвекцией теплого воздуха на холодную поверхность (адвективная инверсия), с фронтальной поверхностью
(фронтальная инверсия), с турбулентностью (турбулентная инверсия), орографией (орографическая инверсия).
В атмосфере (приземном слое тропосферы, стратосфере) может также наблюдаться
вертикальная изотермия, т.е. неизменность температуры воздуха в некотором слое воздуха по вертикали. Это явление можно рассматривать как переходный момент от нормального распределения температуры к инверсионному.
68
ВОДА В АТМОСФЕРЕ
1. Свойства воды.
2. Испарение.
3. Испарение и испаряемость. Скорость испарения.
4. Характеристики влажности воздуха.
5. Суточный и годовой год влажности воздуха. Географическое распределение
влажности воздуха.
Влагооборот между атмосферой и земной поверхностью – это один из трех климатообразующих процессов наряду с теплооборотом и общей циркуляцией атмосферы.
Влагооборот – постоянный обмен влагой между атмосферой и земной поверхностью, состоящий из процессов испарения, переноса водяного пара в атмосфере, конденсации его в атмосфере, выпадения осадков и стока. В этой совокупности, представляющей
единый комплексный климатообразующий процесс, происходит непрерывный переход
воды с земной поверхности в воздух и из воздуха снова на земную поверхность.
1. Свойства воды
Вода на земле есть повсюду. Океаны, моря, реки, озера и др. водоемы занимают
71% земной поверхности. Вода, которая содержится в атмосфере, – единственное вещество, которое может находиться там во всех трех фазовых состояниях (твердое, жидкое и
газообразное) одновременно.
Важнейшие для метеорологии физические свойства воды представлены в таблице 6.
Таблица 6 – Физические характеристики воды (Русин, 2008)
Фазовое состоСкрытая теплоПлотность,
Теплоемкость,
яние воды при
та фазового пекг/м3
Дж/кг/К
t=0ºС
рехода, Дж/кг
0,33·106
Лед
917
2137
(плавление)
2,5·106
Вода
1000
4190
(испарение)
Пар (насы2,83·106
5·10-3
1844 (1383)
щенный)
(сублимация)
Поверхностное
натяжение,
Дж/м2
0,08
0,075
нет
Свойства воды, важные для климатообразования:
вода является поглотителем лучистой энергии;
обладает одним из самых высоких значений удельной теплоемкости среди других
веществ на земле (это сказывается на разности в нагревании суши и моря, проникновение радиации и тепла вглубь почвы и водоёмов);
 идеальный (почти) растворитель;
 дипольное (биполярное) строение молекул воды обеспечивает высокую температуру кипения (без водородных связей температура кипения равнялась бы -80°С).
 расширение при замерзании в отличие от других веществ, которые сжимаются.
(максимальная плотность воды наблюдается при температуре +4°С; плотность
льда меньше плотности воды: дистиллированной на 1/9, морской на 1/7; более
легкий лед плавает по поверхности воды).
Благодаря процессам испарения и конденсации в атмосфере непрерывно происходит круговорот воды, в котором участвует значительная масса ее. В среднем многолетний
круговорот воды характеризуется следующими данными (таблица 7):


69
Таблица 7 – Характеристики круговорота воды на Земле (Матвеев, 1976)
Осадки, мм/год
Испарение, мм/год
Сток, мм/год
Материки
700
446
254
Мировой океан
1024
1127
103
Земной шар
928
928
0
С поверхности океанов (361 млн. км2) в течение года испаряется слой воды толщиной 1127 мм (или 4,07·1017 кг воды), с поверхности материков – 446 мм (или 0,66·1017 кг
воды). Толщина слоя осадков, выпадающих за год, на океанах составляет 1024 мм (или
3,69·1017 кг воды), на материках – 700 мм (или 1,04·1017 кг воды). Количество осадков на
материках значительно превышает испарение (на 254 мм, или на 0,38·1017 кг воды). Это
означает, что значительная масса водяного пара поступает на материки с океанов. С другой стороны, не испарившаяся на материках вода (254 мм) стекает в реки и далее в океан.
На океанах испарение превышает (на 103 мм) количество осадков. Разность восполняется
стоков воды с океанов.
В атмосфере содержится в среднем 1,24·1016 кг влаги, что эквивалентно слою осажденной воды 24 мм (для сравнения масса воды в океанах 1,37·10 21 кг, в ледниках
2,9·1019 кг; таяние последних повысило бы уровень Мирового океана на 80 м). Количество
осадков за год в среднем на Земле составляет 928 мм. Таким образом, водяной пар в атмосфере обновляется в среднем 928 : 24 ≈ 39 раз в год, или каждые 9,5 суток (по другим
оценкам 32 раза и за 11 суток соответственно). Такой кругооборот следует признать очень
интенсивным. В океане возобновление воды происходит в среднем один раз в 3800 лет.
Энергия затрачиваемая на испарение (92,8·600 = 0,56·105 кал/(см2·год)), вполне
сравнима со средним притоком солнечной радиации, поглощаемой земной поверхностью
и атмосферой: 1,98·0,25·0,7·60·24·365 = 1,8·105 кал/(см2·год); альбедо системы земная поверхность – атмосфера принято равным 0,3; множитель 0,25 отражает влияние шарообразности и вращения Земли. Таким образом, затраты тепла на испарение составляют около 30% поглощенного Землей солнечного тепла. Приток тепла от конденсации водяного
пара в атмосфере, равный затратам тепла на испарение, примерно в 15 раз превышает скорость генерации кинетической энергии, равную для всей атмосферы 2·1012 кВт. Эти данные подчеркивают огромную роль, которую играют процессы фазовых переходов воды в
энергетическом балансе земной атмосферы.
2. Испарение
В атмосферу вода попадает в результате испарения с поверхности Земли (водоемов,
почвы); она выделяется живыми организмами в процессе жизнедеятельности (дыхание,
обмен веществ, транспирация у растений); она является побочным продуктом вулканической деятельности, промышленного производства и окисления различных веществ.
Испарение (обычно воды) – поступление водяного пара в атмосферу вследствие
отрыва наиболее быстродвижущихся молекул с поверхности воды, снега, льда, влажной
почвы, капель и кристаллов в атмосфере.
Испарение с поверхности земли называется физическим испарением. Физическое
испарение и транспирация вместе – суммарное испарение.
Суть процесса испарения заключается в отрыве отдельных молекул воды от водной
поверхности или от влажной почвы и переходе воздух в качестве молекул водяного пара.
Содержащийся в атмосфере пар конденсируется при охлаждении воздуха. Сгущение водяного пара также может идти путем сублимации (процесс непосредственного перехода
вещества из газообразного в твердое, минуя жидкое). Из атмосферы вода удаляется при
выпадении осадков.
Любое изменение фазового состояния сопровождается затратами или выделением
энергии. Теплота конденсации равна 597 кал/г при 0°С, 539 кал/г при 100°С. Теплота сублимации при 0°С 677 кал/г (597 кал/г + 80 кал/г). Теплота плавления 80 кал/г.
70
Молекулы жидкости всегда находятся в движении, причем некоторые из них могут
прорываться через поверхность жидкости и уходить в воздух. Отрываются те молекулы,
скорость которых выше скорости движения молекул при данной температуре и достаточна для преодоления сил сцепления (молекулярного притяжения). С ростом температуры
количество отрывающихся молекул растет. Молекулы пара могут возвращаться из воздуха в жидкость. Когда температура жидкости повышается, количество покидающих ее молекул становится больше количества возвращающихся, т.е. происходит испарение жидкости. Понижение температуры замедляет переход молекул жидкости в воздух и вызывает
конденсацию пара. Если водяной пар поступает в воздух, то он, как и все другие газы, создает определенное давление. По мере того, как молекулы воды переходят в воздух, давление пара в воздухе увеличивается. Когда достигается состояние подвижного равновесия
(количество молекул, покидающих жидкость, равно количеству возвращающихся молекул), то испарение прекращается. Такое состояние называется насыщением, водяной пар
в таком состоянии – насыщающим, а воздух насыщенным. Давление водяного пара в состоянии насыщения называется давлением насыщенного водяного пара (Е), или упругостью насыщения, или максимальной упругостью.
Пока состояние насыщения не достигнуто, то идет процесс испарения воды, при
этом упругость водяного пара (е) над жидкостью меньше максимальной упругости: е<Е.
Если количество возвращающихся молекул воды больше количества вылетающих,
то имеет место процесс конденсации или сублимации (надо льдом): е>Е.
Давление насыщенного водяного пара зависит от
 температуры воздуха,
 от характера поверхности (жидкость, лед),
 от формы этой поверхности,
 солености воды.
На графиках, отображающих зависимость давления насыщенного водяного пара Е
от температуры t выделяется тройная точка (рисунок 29). Ее координаты: t = 0,01°С, Е(р)
= 6,1 гПа. При этих значениях t и Е все 3 фазы воды находятся в состоянии равновесия.
При положительных температурах (выше точки плавления) вода может находиться только
в жидком или газообразном состоянии. С ростом температуры выше температура тройной
точки давление насыщенного водяного пара растет сначала медленно, а затем все быстрее.
На каждые 10°С температуры давление насыщенного водяного пара возрастает почти
вдвое. При температуре 30°С воздух может содержать в 7 раз больше водяного пара, чем
при температуре 0°С.
Рисунок 29 – Тройная точка (http://mega.km.ru/bes_2004/DATA/PREV1998/t_230i.jpg)
При температуре меньше 0°С, т.е. ниже тройной точки, вода может находиться как
в твердом (лед), так и в жидком переохлажденном состоянии. При этом следует подчеркнуть, что состояние переохлаждения является достаточно устойчивым (метастабильным).
При температуре до -10°С явление переохлаждения в атмосфере является обычным, лишь
при более низких температурах часть капелек жидкости замерзает. Вся вода переходит в
71
лед при температуре меньше -40°С (по другим данным меньше -80°С). поэтому в атмосфере жидкая вода, лед и пар часто находятся в непосредственной близости.
Сравним давление насыщенного водяного пара над переохлажденной водой и надо
льдом при отрицательной температуре. Сила сцепления вылетающих молекул водяного
пара с молекулами воды меньше сил сцепления с молекулами льда. Это приводит к тому,
что равновесная упругость водяного пара над переохлажденной водой Е больше упругости насыщения над льдом ЕЛ (при одной и той же температуре). Разность ∆ЕЛ = Е – ЕЛ достигает максимума при температуре -12°С:
Е = 2,441 гПа, ЕЛ = 2,172 гПа, ∆ЕЛ = 0,269 гПа.
Различие в упругостях насыщения над водой и льдом приходит в условиях атмосферы к важным следствиям. Пусть рядом оказались капли переохлажденной воды и кристаллы льда. Истинная упругость водяного пара в окружающем каплю воздухе в облаках,
как правило, больше ЕЛ надо льдом и меньше Е над водой, т.е.
ЕЛ < е <Е.
Например, при температуре -12°С: 2,172<2,250<2,441.
По отношению ко льду водяной пар находится в пересыщенном состоянии, следовательно, будет происходить сублимация водяного пара на кристаллах льда. С другой стороны, по отношению к переохлажденной капле водяной пар находится в ненасыщенном
состоянии, (е<Е), следовательно, будет происходить испарение капли воды. Этот эффект
перегонки воды с капель на кристаллы играет большую роль в образовании осадков.
Наибольшая скорость перегонки наблюдается при температурах близких к -12°С.
Максимальное (равновесное) давление водяного пара над выпуклой поверхностью
больше, чем над плоской, а последнее в свою очередь больше, чем над вогнутой:
Евып>Епл>Евогн. Капли воды имеют выпуклую поверхность. Для круглых капель это превышение незначительно, а для капель радиусом 10-7 см необходимо значительное пересыщение водяного пара (в 3 или 4 раза). Если радиус капли больше 1 мкм, то отношение
Евып/Епл близко к 1, т.е. кривизна не влияет на кривизну пересыщения. Это говорит о том,
что в облаках и туманах, если они достаточно устойчивы, относительная влажность должна быть близка к 100% (поскольку радиус большинства капель больше 1 мкм).
Давление насыщения над раствором соли меньше давления насыщения над чистой
водой. Поэтому и над морской водой насыщение устанавливается при давлении пара
меньшем, чем над пресной водой (~ на 2%).В реальных условиях атмосферы конденсация
водяного пара идет на ядрах конденсации, которые представляют собой частицы солей
(прежде всего NaСl). Если на кристаллике соли образуется капля, то она является раствором соли.
Наличие электрического заряда того или иного знака на капле приводит к уменьшению равновесной упругости водяного пара. Но с влиянием электрических зарядов следует считаться лишь в случае самых мелких капель.
3. Испарение и испаряемость. Скорость испарения
Большая часть водяного пара поступает в атмосферу с поверхности морей и океанов. Особенно это относится к влажным, тропическим районам Земли. В тропиках испарение превышает количество осадков. В высоких широтах имеет место обратное соотношение. В целом же по всему земному шару количество осадков приблизительно равно испарению.
Испарение регулируется некоторыми физическими свойствами местности, в частности температурой поверхности воды и крупных водоемов, преобладающими здесь скоростями ветра. Когда над поверхностью воды дует ветер, то он относит в сторону увлажнившийся воздух и заменяет его свежим, более сухим (т.е. к молекулярной диффузии добавляется адвекция и турбулентная диффузия). Чем сильнее ветер, тем быстрее сменяется
воздух и тем интенсивнее испарение.
72
Испарение можно характеризовать скоростью протекания процесса. Скорость испарения (V) выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени с
единицы поверхности. Она зависит от дефицита насыщения, атмосферного давления и
скорости ветра.
Скорость испарения, гласит закон Дальтона, пропорционально разности между
давлением насыщающего пара при температуре испаряющей поверхности и фактическим
давлением водяного пара:
V = А(ЕS – е),
где ЕS – упругость водяного пара при температуре испарителя; е – фактическая упругость водяного пара в воздухе над испаряющей поверхностью; А – коэффициент пропорциональности.
Чем больше разность (ЕS – е), тем быстрее идет испарение. Если температура испарителя больше температуры воздуха, то испарение продолжается, когда воздух уже насыщен (т.е. когда е=Е, а Е<ЕS).
Согласно формуле Августа, скорость испарения обратно пропорциональна давлению атмосферы р:
V
A( Es  e)
.
p
Но этот фактор хорошо выражен лишь в горах, где имеет место большой перепад
высот, а значит и атмосферного давления.
Скорость испарения также зависит от скорости ветра (v). Таким образом, суммарная формула для расчета V:
V
A( Es  e)
f (v ) .
p
Испарение в реальных условиях измерить трудно. Для измерения испарения применяют испарители различных конструкций или испарительные бассейны (с площадью
поперечного сечения 20 м2 или 100 м2 и глубиной 2 м). Но значения, полученные по испарителям, нельзя приравнивать к испарению с реальной физической поверхности. Поэтому
прибегают к расчетным методам: испарение с поверхности суши рассчитывается исходя
из данных по осадкам, стоку и влагосодержанию почвы, которые легче получить путем
измерений. Испарение с поверхности моря можно вычислить по формулам, близким к
суммарному уравнению.
Различают фактическое испарение и испаряемость.
Испаряемость – потенциально возможное испарение в данной местности при существующих в ней атмосферных условиях.
При этом подразумевают либо испарение с поверхности воды в испарителе; испарение с открытой водной поверхности крупного водоема (естественного пресноводного);
испарение с поверхности избыточно увлажненной почвы. Испаряемость выражается в
миллиметрах слоя испарившейся воды за единицу времени.
В полярных областях испаряемость мала: около 80 мм/год. Это связано с тем, что
здесь наблюдаются низкие температуры испаряющей поверхности, а давление насыщенного водяного пара ЕS и фактическое давление водяного пара малы и близки между собой,
поэтому и разность (ЕS – е) невелика.
В умеренных широтах испаряемость изменяется в широких пределах и имеет тенденцию к росту при продвижении с северо-запада на юго-восток материка, что объясняется ростом в этом же направлении дефицита насыщения. Наименьшие значения в этом поясе Евразии наблюдаются на северо-западе материка: 400–450 мм, наибольшие (до 1300–
1800 мм) в Центральной Азии.
В тропиках испаряемость мала на побережьях и резко увеличивается во внутриматериковых частях до 2500–3000 мм.
73
У экватора испаряемость относительно низка: не превышает 100 мм по причине
небольшой величины дефицита насыщения.
Фактическое испарение на океанах совпадает с испаряемостью. На суше оно существенно меньше, главным образом, зависит от режима увлажнения. Разность между испаряемостью и осадками можно использовать для расчета дефицита увлажнения воздуха.
4. Характеристики влажности воздуха
Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере используют различные характеристики влажности воздуха.
Парциальное давление водяного пара (е) – основная и наиболее употребительная характеристика влажности. Эта та часть общего давления, которая обусловлена данным газом. Парциальное давление пропорционально его плотности и абсолютной температуре. Выражается в гектопаскалях.
Относительная влажность (f) – отношение фактического давления пара к давлению насыщенного пара при данной температуре, выраженное в процентах:
f  e 100%
E
Абсолютная влажность (а) – масса водяного пара в граммах в 1 м3 воздуха, т.е.
плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр.
Для абсолютной влажности а справедливо выражение:
а  217
е
е
, если е в гПа, и а  289 , если е в мм. рт. ст.,
Т
Т
где е – в гектопаскалях (гПа); Т – в Кельвинах (К). Это выражение получим, если
плотность водяного пара ρw= (0,622e)/(RdT) выразим в граммах на 1 м3, а е – в гПа.
Итак, абсолютную влажность легко рассчитать, зная давление пара и температуру
воздуха. При температуре 0°С (273 К) и для состояния насыщения а = 4,9 г/м3.
Абсолютная влажность меняется при адиабатических процессах. При расширении
воздуха объем его увеличивается, и то же количество водяного пара распределяется на
большой объем; следовательно, абсолютная влажность уменьшается. При сжатии воздуха
абсолютная влажность растет.
Удельная влажность (массовая доля водяного пара) (q) – отношение массы водяного пара в некотором объеме к общей массе влажного воздуха в том же объеме. Если
этот объем равен 1 м3 можно определить удельную влажность q как отношение плотности
водяного пара к общей плотности влажного воздуха: q= ρw/ ρ
Удельную влажность можно рассчитать по формуле:
e
.
q  0,622
e
p(1  0,378 )
p
Т.к. величина (0,378 е/р) мала по сравнению с единицей, то ее без больших погрешностей можно отбросить, формула примет вид:
e
q  0,622
p
Итак, удельную влажность можно вычислить, зная давление водяного пара и давление воздуха.
Удельная влажность – безразмерная величина. Из выражения видно, что ее значения всегда малы, поскольку р во много раз больше е. В соответствии с ГОСТом удельную
влажность выражают в промилле (‰). Однако на практике ее часто выражают числом
граммов водяного пара в килограмме воздуха:
В отличие от абсолютной влажности удельная влажность не меняется при адиаба74
тическом расширении или сжатии воздуха, так как при адиабатических процессах меняется объем воздуха, но не масса его.
Близка по значению к удельной влажности другая безразмерная характеристика –
отношение смеси (S). Отношением смеси называют отношение массы водяного пара к
массе сухого воздуха в том же объеме. Так же как и удельную влажность, на практике отношение смеси выражают числом граммов водяного пара на килограмм сухого воздуха:
S
622e
pe
Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха, называется точкой росы (τ). Так, если
при температуре воздуха ±27°С давление пара в нем равно 23,4 гПа, то такой воздух не
является насыщенным. Для того чтобы он стал насыщенным, нужно было бы понизить его
температуру до +20°С. Вот эта температура +20°С и является в данном случае точкой росы. Очевидно, что чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы,
тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре.
Разность между температурой воздуха Т и точкой росы т называется дефицитом
точки росы (Δ):
Δ = Т – τ.
Разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре воздуха и
фактическим давлением е пара в воздухе называется дефицитом насыщения (D):
D = Е – е.
Выражается в гектопаскалях.
5. Суточный и годовой год влажности воздуха. Географическое распределение
влажности воздуха
Абсолютное содержание водяного пара в воздухе можно характеризовать следующими величинами: парциальное давление, абсолютная влажность и отношение смеси.
Парциальное давление водяного пара изменяется в суточном и годовом ходе. Амплитуда суточного хода в умеренных широтах мала: 1–2 гПа осенью и зимой и 3–4 гПа
весной и летом, хотя в отдельные дни увеличивается до 6–8 гПа. На море и в приморских
областях парциальное давление водяного пара имеет простой суточный ход, параллельный суточному ходу температуры воздуха (парциальное давление больше днем, когда и
температура выше). Это характерно и для внутриматериковых частей в холодное время
года.
В теплое время года в глубине материков парциальное давление водяного пара
имеет двойной суточный ход: 2 максимума и 2 минимума. Первый минимум совпадает с
минимумом температуры воздуха (рано утром). Затем парциальное давление растет до 9 ч.
утра, после этого убывает до 15 ч., когда наступает второй минимум. При чем в сухих местах этот минимум является главным. Второй максимум наблюдается около 21–22 ч. Причиной такого двойного суточного хода является развитие конвекции в околополуденные
часы, которая способствует перемещению водяного пара снизу вверх, что и приводит к
уменьшению содержания водяного пара у земной поверхности (первый минимум). Второй
минимум образуется вследствие конденсации водяного пара в ночные часы.
Годовой ход давления водяного пара параллелен ходу температуры: летом оно
больше, зимой меньше. Годовая амплитуда е тем больше, тем больше амплитуда температур. В Беларуси величина парциального давления изменяется от 3–4 гПа в январе до 14–
15 гПа в июле.
75
Относительная влажность воздуха представляет наибольший практический интерес, т.к. характеризует степень насыщенности воздуха водяным паром. Относительная
влажность воздуха также имеет суточный и годовой ход.
Суточный ход относительной влажности воздуха зависит от суточного хода парциального давления и суточного хода давления насыщения, которое в свою очередь зависит
от температуры воздуха. Парциальное давление в течение суток меняется мало, а давление насыщения – достаточно резко, вместе с температурой. Поэтому суточный ход относительной влажности не совпадает с суточным ходом температуры. При падении температуры относительная влажность воздуха растет и наоборот. Суточный минимум относительной влажности наблюдается в околополуденные часы (максимальная температура), а
суточный максимум совпадает с минимальной температурой (около восхода солнца).
В Беларуси суточный ход относительной влажности в зимние месяцы практически
не выражен (амплитуда составляет всего 3–5%). Летом разность между экстремальными
значениями может достигать в среднем многолетнем 15–20%, а на юго-востоке (ст. Василевичи) – превышает 30%.
В годовом ходе относительная влажность воздуха также изменяется обратно температуре. Исключение составляют муссонные области, где период с максимальной относительной влажности совпадает с периодами ветров с моря и выпадения муссонных дождей (лето). А зимой относительная влажность воздуха уменьшена, что связано с выносом
воздуха с материка.
Наименьшие значения относительной влажности (65–70%) в Беларуси приходятся
не на самый теплый месяц года, а на переходный весенний – май, когда нарастание температуры над сушей идет быстрее, чем рост содержания влаги в воздушных массах, приходящих с поверхности океана. В летнее время относительная влажность воздуха медленно
увеличивается, в среднем на 2–4% в месяц. В холодную часть года (октябрь – март) средние месячные значения относительной влажности 80–90%, максимум наблюдается в декабре 87–90%. Начиная с января, относительная влажность воздуха уменьшается.
Географическое распределение влажности воздуха зависит от испарения и от переноса влаги воздушными течениями. На географических картах изолинии давления водяного пара следуют за изотермами, особенно в холодный период года. Наибольшие значения
е в течение года наблюдаются у экватора (20–25 гПа, до 30–35 гПа). С широтой парциальное давление убывает, при этом над сушей в большей мере, чем над океаном. Во внутренних районах Антарктиды и якутского полюса холода парциальное давление водяного пара
меньше 0,1 гПа. Летом изолинии парциального давления над сушей проходят близко к
широтным кругам (температура растет, а испарение ограничено запасами влаги). В районах суши с морским климатом парциальное давление имеет высокие значения и зимой и
летом (циркуляция атмосферы), в муссонных областях оно мало зимой и велико летом. В
среднем годовая и для всей Земли абсолютная влажность составляет 11 г/м3.
Относительная влажность высока в экваториальной зоне (средняя 85% и больше), в
субполярных и полярных областях. Но причины такой высокой относительной влажности
различны: в первом случае парциальное давление велико, а температуры не очень высокие
(облачность), во втором – парциальное давление мало, а температуры низкие, особенно
зимой. Также велика относительная влажность воздуха зимой в умеренных широтах. В
летнее время – также в муссонных районах Индии (ветер с океана). Очень низкая относительная влажность воздуха круглый год в тропических и субтропических пустынях: Сахара, Аравия, Мексика, Австралия и др., где температуры очень высокие, а парциальное
давление – очень мало. Летом – также во внетропических пустынях Колорадо и Средней
Азии. Зимой – в Индии, где дует материковый ветер.
Парциальное давление водяного пара убывает с высотой, причем быстрее, чем общее давление (и плотность) воздуха. Относительная влажность меняется с высотой менее
закономерно. В целом с высотой относительная влажность воздуха убывает, но на высо-
76
тах, где происходит облакообразование, она растет. В слоях с инверсионным распределением температуры относительная влажность воздуха уменьшена.
Влагосодержание атмосферного столба (т.е. его количество во всем столбе воздуха
над единицей земной поверхности) составляет 28,5 кг водяного пара над 1 м2 поверхности. Масса такого столба при среднем давлении составляет более 10 т.
На высоте 1,5–2 км плотность водяного пара становится меньше в среднем в 2 раза,
а на высоте 5–6 км, содержание водяного пара в воздухе в 10 раз меньше, чем у земной
поверхности (при этом общая плотность воздуха убывает лишь в 2 раза). На высоте 10–12
км давление паров воды в 100 раз меньше, чем у земли. Таким образом, выше 10–15 км
содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.
77
ОБЛАКА
1. Классификация облаков.
2. Микрофизика облаков.
3. Световые явления в облаках.
4. Электричество облаков и осадков.
5. Суточный и годовой ход облачности.
1. Классификация облаков
Облака – одно из интереснейших явлений природы. В том сложном комплексе элементов и явлений, который объединяется понятием погода, облакам принадлежит определяющая роль. Они изменяют тепловой и радиационный режим атмосферы и тем самым
оказывают большое влияние на многие стороны деятельности человека. Прежде всего – на
сельское производство, лесное хозяйство, различные виды транспорта (особенно на авиацию). До сих пор облака и туманы существенно влияют на взлет, посадку и полет самолета. Полет самолета в облаках сопровождается:
1) сильным ухудшением видимости;
2) возникновением оледенения;
3) «болтанкой» (следствие развитой турбулентности).
Облако – видимая совокупность взвешенных капель воды или кристаллов льда,
находящихся на некоторой высоте над земной поверхностью.
Облако – туман в высоте (В.И. Даль).
С точки зрения микрофизического строения принципиальной разницы между облаками и туманами нет. Но они существенно отличаются по условиям образования вертикальной мощности, водности и других параметров.
Облака – системы взвешенных в атмосфере (не у самой земной поверхности) продуктов сгущения (конденсации) водяного пара – капель воды, кристаллов льда, тех и других вместе. Они носят название облачных элементов (Метеорологический словарь, 1974).
Облака возникают в результате конденсации водяного пара в атмосфере. Они образуются либо вследствие общего увеличения влагосодержания в атмосфере, либо под влиянием понижения температуры воздуха. А в реальных условиях оба эти фактора играют
роль. Понижение температуры может происходить в результате адиабатического охлаждения, излучения и турбулентного перемешивания.
Длительность существования облака может изменяться в широких пределах. Кучевое облако может существовать 10–15 минут, другое – несколько часов. Пока облако существует, в нем идет непрерывный процесс облакообразования: одни элементы испаряются, другие – выпадают, третьи – возникают заново.
Наблюдаемое в природе многообразие форм облаков во всевозможных сочетаниях
является результатом сложных процессов, развивающихся в атмосфере.
По структуре облаков и связанных с ними осадков можно судить о состоянии атмосферы на данный момент и (что более важно) о ее ближайших изменениях. Кстати, до
начала систематического аэрологического зондирования облака являлись важным элементом так называемой косвенной аэрологии, так как по облакам судили о процессах в нижней половине тропосферы.
Облака классифицируются по нескольким признакам:
 по фазовому состоянию облачных элементов;
 по форме и высоте расположения;
 по происхождению.
По фазовому состоянию облачных элементов облака делятся на классы:
1. водяные (капельные);
2. смешанные;
3. ледяные (кристаллические).
78
Водяные (капельные) облака состоят только из капель. Они могут существовать
как при положительных, так и при отрицательных (до -10°С и ниже) температурах. Такими являются высоко-кучевые, слоистые, кучевые.
Смешанные облака состоят из смеси переохлажденных капель и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температуре от -10 до -40°С. Образуются в
результате возникновения кристаллов в водяном облаке, либо в результате попадания
кристаллов в водяное облако извне. Смешанные облака дают осадки. Это высокослоистые, слоисто-дождевые, кучево-дождевые; при низких температурах иногда также
высоко-кучевые, слоистые, слоисто-кучевые.
Ледяные (кристаллические) облака состоят только из ледяных кристаллов. Они могут существовать только при температуре ниже -40°С. Это все облака верхнего яруса: перистые, перисто-слоистые, перисто-кучевые, а также вершины кучево-дождевых облаков.
По форме и высоте расположения формы облаков в тропосфере разнообразны и
изменчивы. Но их можно свести к относительно небольшому количеству типов. Первая и
самая удачная классификация облаков была предложена в 1803 г. английским фармакологом Люком Ховардом. До сих пор она считается непревзойденной. Она оказалась настолько простой и точной, что ее до сих пор используют метеорологи. В конце 19 века была
принята международная классификация облаков. С 80-х годов 19 века при составлении
классификации облаков используют фотографии. В настоящее время они объединены в
Международном атласе облаков. В современном варианте международной классификации
облака делятся на
- Три типа: перистые, слоистые, кучевые;
- Десять родов (форм) – сочетание трех типов;
- В каждой форме выделяют виды, разновидности и дополнительные особенности.
Основные 10 форм облаков
1. Перистые (Ci)
2. Перисто-кучевые (Cc)
Верхний ярус
3. Перисто-слоистые (Cs)
4. Высоко-слоистые (As)
Средний ярус
5. Высоко-кучевые (Ac)
6. Слоисто-кучевые (Sc)
7. Слоистые (St)
Нижний ярус
8. Слоисто-дождевые (Ns)
9. Кучевые (Cu)
Вертикального раз10. Кучево-дождевые (Cb) вития
По высоте расположения: облака условно делятся на три яруса: верхнего, среднего
и нижнего (таблица 8). А также выделяют облака вертикального развития: основание этих
облаков лежит в нижнем ярусе, а вершина – в среднем или верхнем.
Таблица 8 – Высота расположения облаков разных ярусов в зависимости от широты, км
Широты
Облака
полярные
умеренные
экваториальные
Верхнего яруса
3–8
6–13
6–18
Среднего яруса
2–4
2–7
2–8
Нижнего яруса
0–2
0–2
0–2
Краткая характеристика различных форм облаков
Верхний ярус – ледяные, белого цвета, не затеняющие Солнце.
Перистые облака (Ci) состоят из отдельных перистообразных элементов в виде
тонких белых нитей или белых клочьев и вытянутых гряд. Они имеют волокнистую
структуру и шелковистый блеск. Из-за сильных ветров они имеют характерную форму
79
вытянутых, растрепанных «кобыльих хвостов». Имеют значительное вертикальное протяжение (порядка сотен метров).
Виды: нитевидные, когтевидные, башенкообразные, плотные, хлопьевидные.
Разновидности: перепутанные, радиальные, хребтовидные, двойные.
Перисто-кучевые облака (Сс) – высокие и пушистые, состоящие из отдельных образований (очень мелких зерен, хлопьев, шариков, завитков). Они напоминают рябь на
поверхности воды или песка. Часто образуют красивые регулярные волны: «небо в барашках».
Виды: слоистообразные, чечевицеобразные, башенкообразные, хлопьевидные.
Разновидности: волнистые, дырявые.
Иногда дают полосы падения.
Перисто-слоистые облака (Cs): ледяная вуаль, тонкая, молочно-белая, прозрачная.
Солнце просвечивает через них так ярко, что вокруг него появляются кольца (гало), а иногда и ложные солнца. Толщина слоя от сотен метров до километра.
Виды: нитевидные, туманообразные.
Разновидности: двойные, волнистые.
Средний ярус
Высоко-кучевые облака (Aс) на средних высотах похожи на хлопья или валики белого или серого цвета. В отличие от перисто-кучевых облаков, более высоких, у них всегда более темные края. Это достаточно тонкие облака. Для высоко-кучевых облаков характерны такие оптические явления как иризация и венцы.
Виды: слоистообразные, чечевицеобразные, башенкообразные, хлопьевидные.
Разновидности: просвечивающиеся, с просветами, двойные, волнистые, радиальные, дырявые.
Особенности: полосы падения, вымеобразный характер.
Высоко-слоистые (As) застилают небосвод целиком или частично. Через отдельные облака, менее плотные, может просвечивать Солнце или Луна. В этом случае они
видны как бы через стекло, в виде размытых пятен. Это типичные смешанные облака. Дают слабые осадки. Гало не наблюдается.
Виды не различаются.
Разновидности: просвечивающие, непросвечивающие, двойные, волнистые, радиальные.
Особенности: нижняя поверхность иногда имеет вымеобразный вид; под слоем As
часто наблюдаются клочья более низких облаков.
Нижний ярус
Слоисто-дождевые (Ns): серый облачный покров, часто мрачного вида, кажущийся размытым. Слой облаков более мощный, чем у высоко-слоистых, поэтому Солнце и
Луна через них не просвечивают. Эти облака находятся в нижнем и среднем, а зачастую и
в верхнем ярусах. Это смешанные облака: в нижней части состоят из крупных капель и
снежинок, а в верхней – из мелких капель и мелких же снежинок (как и As).
Виды и разновидности не выделяются.
Особенности: полосы падения, облачные клочья.
Слоисто-кучевые (Sc) часто образуются из верхних кучевых облаков, когда те поднимаются и растекаются в стороны. Если смотреть на них с самолета, то они выглядят как
волнистое одеяло из валиков и выступов с просветами. Валики, диски, плиты белого цвета
но всегда с более темными участками, имеют большую протяженность, чем Ac (> 5°). Это
водяные (капельные) облака, поэтому осадков они не дают.
Виды: слоистообразные, чечевицеобразные, башенкообразные.
Разновидности: просвечивающие, с просветами, непросвечивающие, двойные, волнистые, радиальные, дырявые.
80
Особенности: вымеобразные, структура нижней поверхности.
Слоистые (St) являются водными или смешанными, выглядят как однородный серый слой. При малой плотности через них просвечивает Солнце, при этом оно имеет четкие очертания. Из слоистых облаков может выпадать морось, а зимой – ледяные иглы,
мелкий снег, снежные зерна. Мощность слоя до нескольких сотен метров.
Виды: туманообразные, разорванные.
Разновидности: непросвечивающие просвечивающие, волнистые.
Облака вертикального развития
Кучевые (Cu) плотные облака с резко обозначенными контурами. Развиваются
вверх, образуя плотные белые верхушки, похожие на цветную капусту, основания облаков
сравнительно темные. Вертикальная мощность варьирует в широких пределах:
у плоских – десятки и сотни метров;
у мощных – более 5 км.
Это водяные облака (состоят из капель), поэтому осадков не дают (за исключением
тропиков, где из мощных кучевых облаков могут выпадать небольшие дожди).
Виды: плоские, средние, мощные, разорванные.
Разновидности: радирующие.
Особенности: шапка, полосы падения.
Кучево-дождевые (Cb) больше и темнее, результат дальнейшего развития кучевых
по вертикали. Вертикальная мощность кучево-дождевых облаков может изменяться от
3 до 15 км. Они сильно изменяют освещение (уменьшают), так как закрывают Солнце. Это
смешанные облака: в нижней части находятся капли, в средней – капли и кристаллы,
в верхней – кристаллы. Именно с Cb связаны ливни, грозы, шквалы, смерчи. В полярных
широтах редки.
Виды: лысые, волосатые.
Особенности: полосы падения, клочья, наковальня, вымеобразные выступы, шапка,
вуаль, ворот, изредка хобот.
По происхождению выделяют генетические типы облаков:
1. Внутримассовые
а) облака конвекции, б) облака устойчивых масс.
2. Фронтальные
а) облака восходящего скольжения, б) орографические облака.
3. Прочие.
В первом генетическом типе (внутримассовые) выделяют облака конвекции и облака устойчивых воздушных масс.
Облака конвекции возникают в результате охлаждения воздуха в вертикальных
восходящих токах. В первой стадии развития термической конвекции, когда она является
лишь разновидностью турбулентного движения, это плоские кучевые облака, а так же
разорвано-кучевые; при возникновении хорошо оформленных восходящих токов значительной скорости (3,6 м/с и более) возникают мощные кучевые и кучево-дождевые облака.
В среднем ярусе с конвекцией связаны некоторые разновидности высококучевых облаков:
башенкообразные и хлопьевидные.
Кучевообразные, или конвективные, облака имеют вид изолированных облачных
масс. Они сильно развиты по вертикали и имеют небольшую (среднюю) протяженность по
горизонтали.
В результате неравномерного прогревания земной поверхности Солнцем кое-где
образуются «пузыри» теплого воздуха, которые поднимаются вверх и попадают в слои
более холодного воздуха (термики). Там они остывают, водяной пар в них конденсируется, и образуются облака (рисунок 30). Эти пузыри, или конвекционные ячейки, живут не
81
более 20 минут за редким исключением. Часто в одном месте образуется несколько ячеек,
тогда облако может просуществовать около часа.
По исследованиям методом фотограмметрирования с земли и при наблюдениях в
полетах, конвективное облако состоит из отдельных потоков, которые имеют форму струи
или термика (пузыря). В среднем диаметр струй у земной поверхности (и до высоты около
3000 метров) равен 60 метров, а средняя концентрация потоков составляет 40 струй на
1 км2. Размеры конвективных потоков в мощных кучевых облаках значительно больше,
чем вне их (в облаке d ~ 90 м, под ним – 50 м).
Рисунок 30 – Схема возникновения термической конвекции (Облака, 2007)
В связи с развитием конвективного облака в тропосфере выделяют следующие
уровни:
а) уровень конденсации, практически совпадает с нижней границей облака; Zк
б) уровень нулевой изотермы, отделяющий переохлажденную (верхнюю) часть облака от непереохлажденной; Zо
в) уровень свободной конвекции, практически совпадающий с верхней границей
облака.
Слои с инверсиями температуры задерживают конвекцию и препятствуют дальнейшему развитию вершин кучевых облаков.
Динамическая конвекция обусловлена вынужденным подъемом теплого воздуха
при обтекании препятствия. Роль препятствия может выполнять горный хребет (рисунок
31) или фронтальная поверхность с крутым углом наклона.
Облака конвекции развиваются в неустойчивых воздушных массах (в холодных
в.м., двигающихся над теплой поверхностью; местных в.м. над сушей летом) носят название кучевообразных (не кучевые).
Облака устойчивых воздушных масс возникают в связи с охлаждением воздуха от
подстилающей поверхности, динамической турбулентностью и волновыми движениями в
атмосфере. К этому подтипу облаков относятся слоистые, слоисто-кучевые и высококучевые. Они имеют выраженную волнистую структуру, поэтому носят название волнистообразных.
82
Рисунок 31 – Схема возникновения динамической конвекции при перетекании
воздушного потока через хребет (Облака, 2007)
В атмосфере наблюдаются волновые движения самой разной амплитуды и длины
волны. Под влиянием таких движений при определенных условиях могут формироваться
волнистообразные облака, которые имеют вид распространенного по горизонтали (десятки и сотни километров) слоя, состоящего из дисков, плит, валов (рисунок 32). Эти облака
имеют в среднем небольшую вертикальную мощность (несколько десятков или сотен метров), но в отдельных случаях – до 2–3 км.
Рисунок 32 – Схема образования волнистообразной облачности под слоем инверсии
(Облака, 2007)
По современным данным, волнистообразные облака формируются в результате переноса облаков других форм из областей пониженного давления в области повышенного и
их дальнейшей трансформации. Под существующими облаками образуется слой инверсии
в результате нисходящих движений воздуха. Кроме свободных волн, в атмосфере могут
возникать вынужденные стоячие волны над горами, через которые перетекает воздух. В
данном случае образуются облака препятствий.
Фронтальные облака. В связи с фронтами возникают огромные облачные системы, вытянутые вдоль линии фронта на тысячи километров и шириной сотни километров.
Такие облака называются облаками восходящего скольжения. Фронт отделяет пологий
клин холодного воздуха от лежащего рядом с ним и над ним слоя теплого воздуха. Теп83
лый воздух медленно поднимается по холодному клину, что приводит к адиабатическому
охлаждению мощных слоев и конденсации водяного пара (рисунок 33). В результате возникает мощный облачный слой. Такие облака называют слоистообразными. Самую большую толщину (несколько километров) имеют слоисто-дождевые облака. Дальше от линии
фронта они сменяются высоко-слоистыми, перисто-слоистыми. На расстоянии многих сотен километров от линии фронта наблюдаются гряды перистых облаков. Фронтальные облака могут усиливаться при приближении фронта к горному хребту.
Рисунок 33 – Схема образования облаков восходящего скольжения (Облака, 2007)
Кроме того, выделяют:

Облака вулканических извержений – кучевообразные облака, возникающие
над вулканами при извержении. Отличаются быстрым развитием, обильными клубами.
Состоят из пыли (пепла) и водяных капель, иногда дают осадки. С ними могут быть связаны электрические явления.

Облака запруживания (замедление горизонтального переноса воздуха при
продвижении его на подстилающую поверхность с увеличенным трением, в особенности
перед горными хребтами и массивами).

Облака пожаров – образуются вследствие образования сильных восходящих
токов конвекции над большими (лесными) пожарами. Содержат продукты сгорания (дым,
сажу, пепел). Часто имеют мрачный вид.
2. Микрофизика облаков
Наиболее совершенной теорией образования облаков и осадков является теория
Бержерона и Финдайзена, согласно которой водяные облака могут дать лишь небольшое
количество осадков.
Для выпадения интенсивных осадков необходимы облака смешанного типа. При
изучении размеров облачных капель было установлено, что облака состоят из капель размером от 2–3 до 70 мк (в слоистых облаках около 7 мк, в слоисто-дождевых – 9–10мк),
иногда до 100–200 мк. Скорость падения капель воды с малым размером (до 10 мк) ничтожно мала – 1 см/с, поэтому такие капли находятся во взвешенном состоянии. Более
крупные капли падают сравнительно быстро: скорость падения капель диаметром 1мм составляет 2 м/с. При этом, в слоистых, кучевых облаках мелкие капли сосредоточены у основания, а крупные – в верхней части облака. Так как размер облачных капель очень мал,
то в 1 см3 воздуха водяного облака насчитывается несколько сотен капель, число кристаллов льда в 1 см3 ледяного облака намного меньше: 1 кристалл на несколько см3. Определение числа капель в единице объема облака представляет большие трудности. Поэтому
число капель нередко устанавливают по так называемой водности облака.
84
Абсолютная водность облака – масса капель Н2О и кристаллов льда в единичном
объеме облачного воздуха (г/м3).
Удельная водность облака – масса жидкой и твердой воды в единичной массе облачного воздуха (г/кг).
Водность облаков, ее распределение с высотой и изменение во времени определяются процессами переноса тепа и влаги в атмосфере. Она зависит от температуры воздуха,
вертикального градиента температуры, скорости вертикальных движений, интенсивности
турбулентного обмена.
Измерения водности облаков показали, что в облаках, как правило, капельножидкой влаги меньше, чем парообразной.
Водность облаков изменяется в широких пределах, причем в водяных облаках она
больше, чем в ледяных. В водяных облаках в 1 м3 воздуха содержится от 0,1 до 0,3 г воды,
в смешанных – до 0,7–1,8 г/м3 (до 4 г/м3 при высокой температуре, высокой скорости вертикальных движений в кучево-дождевых облаках). В ледяных облаках – сотые и тысячные
доли грамма в 1 м3 (низкая температура воздуха, малое влагосодержание).
Для образования капель недостаточно насыщения, необходимо значительное пересыщение, которое в естественных условиях не наблюдается. Процесс образования зародышевых, или первичных, капель в естественных условиях облегчается тем, что водяной
пар осаждается на ядрах конденсации, обладающих гигроскопичностью (свойством поглощать молекулы водяного пара). Ядрами конденсации могут быть мельчайшие частицы,
которые обладают гигроскопичностью или растворены в воде (кристаллы морской соли,
окислы серы, частицы пыли, дыма, микроорганизмы и др.). В атмосфере они содержатся в
больших количествах. При отсутствии таких ядер образование капелек происходило бы
при большом пересыщении воздуха.
Ядра конденсации могут быть различными по диаметру:

гигантские ядра (от 1 до 3,5 мкм).

крупные ядра (от 0,1 до 1 мкм) (как правило, частицы морских солей).

ядра Айткена (менее 0,1 мкм), содержатся в реальной атмосфере в значительных количествах, но остаются не активными. Конденсация на них может идти лишь при
значительном пресыщении воздуха (в лабораторных условиях).
Конденсация может идти на жидких ядрах из гироскопических кислот (H 2SO4,
HNO, HNO3, (NH4)2SO4), которые являются продуктами сгорания (лесные, торфяные пожары, индустриальная деятельность); на негигроскопических, но смачиваемых ядрах, достаточно крупных (почвенного происхождения); на смешанных ядрах, состоящих из растворов солей (гигроскопических) с включением твердых частиц. Ядра конденсации могут
нести электрический заряд (т.е. являться тяжелыми ионами).
Ранее предполагалось, что развитие ледяных кристаллов в атмосфере идет на т.н.
ядрах сублимации. Ядра сублимации – гипотетические твердые частички, отличные от замерзшей воды, на которых идет сублимация водяного пара в воздухе. Предполагалось, что
это частички твердых тел с кристаллическим строением, близким к строению льда (кварц,
AgI, AgB). Опыты не подтвердили образование льда на кварце, а йодистых соединений в
естественных условиях в атмосфере нет. Теперь считается, что сначала возникают зародышевые капли на ядрах конденсации, при отрицательных температурах они замерзают и
на них формируются кристаллы. Возможно, процесс замерзания стимулируется наличием
ядер замерзания. Ядра замерзания – частички, введение которых в переохлажденную воду
приводит к ее замерзанию. По-видимому, это крупные (1–10 мкм) почвенные или вулканические частички, продукты сгорания, споры и т.д. Искусственные ядра замерзания –
дымы AgI. Замерзание без ядер (спонтанное) возможно лишь при температуре -40ºС.
85
3.Световые явления в облаках
Солнечный свет (видимая часть) состоит из семи цветов спектра. Когда лучи солнца проходят через атмосферу, частицы пыли, кристаллы льда и капли воды расщепляют
свет на различные цвета. В связи с облаками в атмосфере возникают самые разнообразные
световые явления.
Гало возникают в облаках верхнего яруса – перисто-слоистых (рисунок 34). Основной формой гало являются светлые круги вокруг Солнца (Луны) радиусом 22º или 46º,
центры которых совпадают с центром солнечного (лунного) диска. Круги эти слабо окрашены в радужные тона, при этом красный цвет внутри (преломление боковыми гранями
шестиугольной призмы).
К дополнительным формам гало относятся:

ложные солнца,

касательные дуги к кругам,

световые столбы,

горизонтальный круг,

крест и др.
Рисунок 34 – Гало вокруг Солнца в перисто-слоистых облаках
(http://meteoweb.ru/cl005.php)
Ложное солнце – резко очерченное яркое пятно на небесном своде, производящее
впечатление второго солнца. Располагаются ложные Солнца на одном уровне с настоящим, на угловом расстоянии 22º или 46º. Ложное противосолнце наблюдается в точке,
противоположной положению истинного Солнца.
Световые столбы возникают, когда солнце находится вблизи горизонта. Они тянутся вертикально вверх на 15º. Как правило, они бесцветные, а на вечерней заре могут
окрашиваться в красные тона (рисунок 35).
86
Рисунок 35 – Световой столб, снятый сразу после захода Солнца
(http://meteoweb.ru/2009/phen063.php)
Горизонтальный круг – светлый бесцветный круг, параллельный горизонту и проходящий через диск Солнца (Луны). На нем располагаются ложные солнца (луны), поэтому он получил название «круг ложных солнц».
Крест образуется при пересечении светового столба с дугой или горизонтальным
кругом.
Гало объясняются преломлением света в шестигранных призматических кристаллах ледяных облаков или отражением света от граней кристалла. Разнообразие форм зависит от типов кристаллов, их ориентации в пространстве, движения, а также от высоты
солнца.
Венцы возникают в водяных облаках, а также в тумане вокруг искусственных источников света. Представляют собой светлый круг, окружающий диск светила, окрашенный в голубые тона. Радиус круга (ореола) зависит от диаметра капель: чем больше диаметр капель, тем меньше радиус ореола. При широком диапазоне размеров капель венцы
сводятся только к ореолу. При однородных каплях ореол может быть окружен дополнительными кольцами.
Венцы вокруг искаженных источников света окрашены в радужные цвета (красный
снаружи). Венец – оптическое явление, наблюдаемое при тонких облаках и обусловленное
дифракцией света, производимой облачными элементами (капельками).
Глория – оптическое явление в атмосфере, представляют собой цветной круг (венец) вокруг тени головы наблюдателя. Глория подобна венцу, но возникает в точке, противоположной диску светила. Можно наблюдать в горах или при полете на самолете (вертолете) на облаках вокруг тени наблюдателя (рисунок 36).
Брокенский призрак (по названию г. Брокен – Гарц, Саксония) – увеличенная тень
альпинистов, которая ложится на туман или облака. Брокенский призрак – оптическое явление в горах; тень наблюдателя на близкой поверхности облаков или тумана, вокруг тени
головы иногда возникает глория.
87
Рисунок 36 – Глория с борта самолета (http://meteoweb.ru/2009/phen062.php)
Радуга представляет собой дугу радиусом около 42º, окрашенную в цвета спектра:
красный вверху, фиолетовый – внизу (рисунок 37). Эта дуга – часть окружности, центр
которой лежит на прямой, соединяющей солнце и глаз наблюдателя. Радуга наблюдается
на фоне облаков, из которых идет дождь и которые освещены.
Радуга – оптическое явление в атмосфере, обусловленное процессами преломления,
отражения и дифракции света в водяных каплях (Метеорологический словарь, 1974).
Рисунок 37 – Двойная радуга (http://meteoweb.ru/2009/phen052.php)
88
4. Электричество облаков и осадков.
Капли облаков и туманов, как и твердые элементы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. В основном в туманах капли несут заряды одного
знака, но примерно в 25% случаев они заряжены разноименно. Средний заряд капель в
туманах имеет порядок от десятков до тысяч элементарных зарядов (элементарным зарядом называют заряд электрона). К условиям в туманах, по-видимому, близки и условия в
мелкокапельных облаках, не дающих осадков.
В кучево-дождевых облаках, содержащих крупные капли, а также и значительные
по размерам кристаллы, возникают особенно сильные электрические заряды. О них можно
судить по зарядам выпадающих осадков. Твердые элементы облаков и осадков заряжены
так же, как капли, или еще сильнее.
Дожди значительно чаще выпадают на земную поверхность с положительными,
чем с отрицательными зарядами. Со снегом дело обстоит менее определенно.
Разделение зарядов в кучево-дождевых облаках, т.е. скопление электричества одного знака в одной части облака и другого знака в другой, приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей.
Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделения зарядов
обоих знаков в облаках недостаточно ясны. Существует много различных теорий. Указывают такие причины, как захват ионов каплями и кристаллами, особенно при выпадении
осадков; столкновение крупных и мелких капель; дробление (разбрызгивание) капель;
сублимация, дробление и испарение кристаллов; замерзание переохлажденных капель на
кристаллах и др.
4.1. Гроза.
1). Типичное развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, а именно с многократными
электрическими разрядами в облаках или между облаками и землей. Такие разряды искрового характера называют молниями, а сопровождающие их звуки – громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра – шквалами,
называется грозой.
По происхождению грозы делятся на внутримассовые и фронтальные.
Внутримассовые грозы наблюдаются в холодных воздушных массах, перемещающихся на теплую земную поверхность, и над прогретой сушей летом (местные, или тепловые грозы). В обоих случаях развитие грозы связано с мощным развитием облаков конвекции, а следовательно, с сильной неустойчивостью стратификации атмосферы и с сильными вертикальными перемещениями воздуха.
Фронтальные грозы связаны главным образом с холодными фронтами, где теплый
воздух вытесняется вверх продвигающимся вперед холодным воздухом. Но летом над сушей они нередко связаны и с теплыми фронтами. Континентальный теплый воздух, поднимающийся летом над поверхностью теплого фронта, может оказаться очень неустойчиво стратифицированным, а потому над поверхностью фронта может возникнуть сильная
конвекция.
Продолжительность грозы в каждом отдельном месте обычно невелика: от нескольких минут до нескольких часов. Число молний при сильной грозе измеряется десятками в 1 мин. Как правило, гроза сопровождается ливневыми осадками, иногда градом.
2). Грозы особенно часты над сушей в тропических широтах: здесь есть районы,
где в году 100–150 дней и более с грозами. На океанах в этой зоне гроз гораздо меньше,
примерно 10–30 дней в году. Тропические циклоны всегда сопровождаются жестокими
грозами, однако сами эти возмущения наблюдаются редко.
В субтропических широтах, где преобладает высокое давление, гроз гораздо меньше: над сушей 20–50 дней с грозами в году, над морем 5–20 дней. В умеренных широтах
89
10–30 дней с грозами над сушей и 5–10 дней над морем. В полярных широтах грозы – уже
единичное явление.
Такое убывание гроз от низких широт к высоким понятно. Для осуществления грозы требуется не только большая неустойчивость стратификации и сильная конвекция, но и
большая водность облаков; а водность облаков убывает с широтой вследствие убывания
температуры.
В тропиках и субтропиках грозы чаще всего наблюдаются в дождливый период. В
умеренных широтах над сушей наибольшая повторяемость гроз летом, когда сильно развивается конвекция в местных воздушных массах. Зимой грозы над сушей в умеренных
широтах очень редки. Но над океаном грозы, возникающие в холодных воздушных массах, нагревающихся снизу от теплой воды, имеют максимум повторяемости зимой.
На крайнем западе Европы (Британские острова, побережье Норвегии) зимние грозы также часты.
Подсчитано, что на земном шаре одновременно происходит 1800 гроз и возникает
примерно 100 молний в каждую секунду. В горах грозы наблюдаются чаще, чем на равнинах.
4.2. Молния и гром.
1). Необходимым условием грозы является возникновение очень больших разностей электрического потенциала в облаках, или между облаками, или между облаками и
земной поверхностью. Это возможно при сильной электризации облаков. Облачные элементы по тем или иным причинам получают электрические
заряды разного знака, и происходит разделение этих зарядов: заряды одного знака накапливаются в одной части облака, заряды другого знака – в другой. В кучево-дождевых
облаках этот процесс настолько интенсивен, что создаются
огромные разности потенциалов. При этом напряженность
поля, т. е. разность потенциалов на единицу длины, иногда
измеряется сотнями тысяч вольт на каждый метр.
Так как электропроводность воздуха вообще очень
мала, то быстро возникающие разности потенциалов не выравниваются постепенно, путем тока проводимости. Когда
напряженность поля достигает некоторого критического
значения, равного (25–50) 103/В/м и более, разности потенциалов выравниваются посредством искровых разрядов –
молний – между разноименно заряженными облаками или
частями облаков или между облаком и землей (рисунок 38).
На пути в несколько километров (обычная длина молнии)
разность потенциалов может достигать сотен миллионов
вольт, а сила тока в молнии будет порядка десятков тысяч
ампер. Одна молния переносит за доли секунды несколько
кулонов электричества (по некоторым данным, в среднем
Рисунок 38 – Молнии
около 30 Кл).
2). Молния состоит из нескольких, иногда многих последовательных разрядов (импульсов), следующих по одному и тому же пути, называемому каналом молнии. Этот канал
извилистый и разветвленный, потому что разряды происходят в области наименьшего
электрического сопротивления в атмосфере, а следовательно, там, где плотность атмосферных ионов особенно велика. Канал молнии виден потому, что воздух в нем раскаляется до ослепительного розово-фиолетового свечения. Температура в канале достигает
25 000–30 000°С. Интервалы между отдельными импульсами составляют примерно 0,05 с,
а продолжительность всей молнии – десятые доли секунды.
Каждый разряд начинается с лидера, т.е. с предварительного разряда, который как
бы прокладывает канал молнии, увеличивая в нем плотность ионов и тем самым повышая
90
его проводимость. Этот процесс происходит по типу электронной лавины. Относительно
небольшое сначала число свободных электронов, распространяясь от облака (или соответствующей его части с большим отрицательным зарядом), ионизирует на своем пути молекулы воздуха. Вследствие этого создаются все новые свободные электроны, в свою очередь увеличивающие ионизацию канала. Сразу же после того, как канал проложен, по
нему происходит сильный главный разряд. Повторные разряды бывают слабее.
При разрядах между облаками и землей (к ним относится примерно 40% молний) к
земле переносится преимущественно отрицательное электричество. Причина состоит в
том, что в нижней части грозового облака обычно накапливаются отрицательные заряды,
а земная поверхность под облаком заряжается при этом положительно путем индукции.
При грозовом разряде происходит, таким образом, пополнение общего отрицательного
заряда земной поверхности.
3). Быстрое и сильное нагревание и, следовательно, быстрое расширение воздуха в
канале молнии производит взрывную волну, которая создает звуковой эффект – гром. Так
как звук от различных точек пути молнии доходит до наблюдателя неодновременно, а
также вследствие отражения звука от облаков и от земли, гром имеет характер длительных раскатов.
Освещение облаков невидимыми молниями при отдаленной грозе (когда не слышен и гром) носит название зарниц.
Шаровая молния. Огни Святого Эльма. 1). Шаровая молния – светящийся шар
диаметром в десятки сантиметров, перемещающийся вместе с
ветром или вообще с током воздуха, если попадает внутрь
помещения (рисунок 39). При
соприкосновении с наземными
предметами он может взорваться, что сопровождается разрушениями и ожогами (бывают и
человеческие жертвы). Явление
шаровой молнии еще недостаРисунок 39 – Шаровая
точно изучено. Возможно, что
молния
она возникает в раскаленном
воздухе канала обычной молнии
и состоит из неустойчивых соединений азота и кислорода,
образование которых сопровождается поглощением большого количества тепла. При охлаждении до некоторой критической температуры вещество шаровой молнии мгновенно
распадается на азот и кислород с выделением всей поглощенной энергии, что и создает взрыв.
2). При наличии достаточно больших разностей потенциалов в атмосфере, кроме искровых разрядов, наблюдается истечение электричества с остроконечных предметов (с
остриев), которое иногда сопровождается свечением. Эти
тихие (или сопровождающиеся слабым треском) разряды
называют огнями Святого Эльма (рисунок 40). Они могут Рисунок 40 – Огни Святонаблюдаться и в отсутствии грозовых облаков, особенно при
го Эльма
метелях и пыльных бурях, наиболее часто в горах. Объясня- (http://www.geoglobus.ru/e
ются они следующим образом.
arth/geo5/earth10.php)
Если напряженность поля вообще велика, то над выдающимися и остроконечными предметами она может стать еще больше. Тогда непосредственно возле остриев напряженность может приблизиться к критической. В таких случаях воздух в непосредственной близости к остриям становится проводящим, и с них происходит заметное истечение электричества. При особенно сильной напряженности это исте91
чение становится видимым, как светящиеся нити, кистями расходящиеся от острия вверх
(кистевые разряды).
Истечение электричества с остриев играет роль в сохранении отрицательного заряда Земли. Наблюдения показывают, что в результате такого истечения земная поверхность
чаще отдает положительные заряды.
5. Суточный и годовой ход облачности
Степень покрытия небесного свода облаками называют количеством облаков или
облачностью. Облачность выражается в десятых долях покрытия неба (0–10 баллов). При
облаках, полностью закрывающих небо, облачность обозначается числом 10, при совершенно ясном небе – числом 0. При выводе средних величин можно давать и десятые доли
единицы. Так, например, число 5,7 означает, что облака покрывают 57% небосвода.
Облачность обычно определяется наблюдателем на глаз. Но существуют и приборы
в виде выпуклого полусферического зеркала, отражающего весь небосвод, фотографируемого сверху, либо в виде фотокамеры с широкоугольным объективом.
Принято оценивать отдельно общее количество облаков (общую облачность) и
количество нижних облаков (нижнюю облачность). Это существенно, потому что высокие, а отчасти и средние облака меньше затеняют солнечный свет и менее важны в практическом отношении (например, для авиации). Дальше речь будет идти только об общей
облачности.
Облачность имеет большое климатообразующее значение. Она влияет на оборот
тепла на Земле: отражает прямую солнечную радиацию и, следовательно, уменьшает ее
приток к земной поверхности; она также увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещенности. Хотя современные самолеты летают
выше среднего яруса облаков и даже выше верхнего яруса, облачность может затруднять
взлет и посадку самолета, мешать ориентации без приборов, может вызвать обледенение
самолета и др.
Суточный ход облачности сложен и в большей степени зависит от родов облаков.
Слоистые и слоисто-кучевые облака, связанные с выхолаживанием воздуха от земной поверхности и со сравнительно слабым турбулентным переносом водяного пара вверх, имеют максимум ночью и утром. Кучевообразные облака, связанные с неустойчивостью стратификации и хорошо выраженной конвекцией, возникают преимущественно в дневные
часы и исчезают к ночи. Правда, над морем, где температура подстилающей поверхности
почти не имеет суточного хода, облака конвекции также его почти не имеют или слабый
максимум приходится на утро. Облака упорядоченного восходящего движения, связанные
с фронтами, не имеют ясного суточного хода.
В результате в суточном ходе облачности над сушей в умеренных широтах летом
намечаются два максимума: утром и более значительный после полудня. В холодное время года, когда конвекция слаба или отсутствует, преобладает утренний максимум, который может стать единственным. В тропиках на суше весь год преобладает послеполуденный максимум, так как там важнейшим облакообразующим процессом является конвекция.
На высокогорных станциях, особенно летом, минимум наблюдается ночью, когда
облака располагаются низко, а максимум – после полудня, при развитии конвекции.
Годовой ход облачности. В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному. Над океанами высоких и средних широт годовой ход вообще
невелик, с максимумом летом или осенью и минимумом весной. Так, на Маточкином Шаре (Новая Земля) значения облачности в сентябре и октябре – 8,5, в апреле – 7,0; на Фарерских островах в августе – 7,9, в апреле – 7,0 баллов.
В Европе максимум приходится на зиму, когда наиболее развита циклоническая
деятельность с ее фронтальной облачностью, а минимум – на весну или лето, когда преоб92
ладают облака конвекции. Так, в Москве значения облачности в декабре – 8,5, в мае – 6,4;
в Вене в декабре – 7,8, в августе – 5,0 баллов.
В Восточной Сибири и Забайкалье, где зимой господствуют антициклоны, максимум приходится на лето или осень, а минимум на зиму. Так, в Красноярске значения облачности составляют в октябре – 7,3, в феврале – 5,3; в Чите в июле 6,7, в январе 3,3 балла. В муссонной области Дальнего Востока годовой ход такой же, но амплитуда его больше; во Владивостоке значения облачности в июне и июле – 7,7, а в январе – 2,8 балла.
В субтропиках, где летом преобладают антициклоны, а зимой – циклоническая деятельность, максимум приходится на зиму, минимум на лето, как и в умеренных широтах
Европы, но амплитуда больше. Так, в Афинах в декабре 5,9, в июне 1,1 балла. Таков же
годовой ход и в Средней Азии, где летом воздух очень далек от насыщения вследствие
высоких температур, а зимой существует довольно интенсивная циклоническая деятельность: в Ташкенте в январе 6,4, в июле 0,9 балла.
В тропиках, в областях пассатов, максимум облачности приходится на лето, а минимум на зиму; в Камеруне в июле – 8,9, в январе – 5,4 балла. В муссонном климате тропиков годовой ход такой же, но резче выражен: в Дели в июле 6,0, в ноябре 0,7 балла.
На высокогорных станциях в Европе минимум облачности наблюдается главным
образом зимой, когда слоистые облака, закрывающие долины, лежат ниже гор (если не
говорить о наветренных склонах), максимум – летом при развитии облаков конвекции.
Средние годовые значения облачности в разных широтных зонах над сушей и над
морем отличны для северного и южного полушария (таблица 8)
Таблица 8 – Средние годовые значения облачности
Широта, град
Территория
90–80 80–70 70–60 60–50 50–40 40–30
Северное полушарие
Суша
6,5
6,8
6,6
5,5
4,3
Море
7,0
7,1
7,4
7,8
7,4
6,3
Южное полушарие
Суша
5,7
5,7
6,3
5,6
4,7
Море
7,2
8,1
8,0
7,1
6,1
30–20
20–10
10–00
3,7
5,4
4,5
5,6
6,2
5,9
3,8
5,7
4,8
5,5
6,4
5,5
Из приведенных данных видно, что над морем облачность больше, чем над сушей.
В среднем для всего Северного полушария она составляет над сушей 5,4 и над морем 6,2
балла; для Южного полушария (без материка Антарктиды, где она меньше) – над сушей
5,2 и над морем 6,4 балла. Для обоих полушарий вместе получается для суши 5,3, для моря 6,2 балла. Наконец, для Северного полушария значения облачности равны 5,9, для
Южного полушария 6,2 и для всего земного шара в целом 6,0 балла. Таким образом, поверхность земного шара в общем закрыта облаками более чем наполовину.
Из данных таблицы также следует, что от самых высоких широт к субполярным
облачность растет и достигает максимума в зоне 70–60° широты, что связано с максимальным развитием циклонической деятельности в субполярных широтах, особенно над
морями. К субтропическим широтам облачность убывает и достигает минимума в зоне
30–20°. Этот минимум связан с субтропическими антициклонами. Дальше к экватору облачность снова увеличивается. Это внутритропическая зона конвергенции с ее сезонным
смещением, где встречаются пассаты двух полушарий и развивается сильная конвекция.
Распределение облачности. На многолетних средних картах распределения облачности (январь, июль) во все сезоны года видны резко выраженные малооблачные области (до 2,0 баллов и ниже) в субтропических пустынях обоих полушарий. В Асуане (22,4°
с.ш., 33,0° в.д.), например, средняя годовая облачность составляет только 0,5. Облачность
мала (особенно летом) и в Средней Азии (в Термезе, например, в среднем годовом 1,6, а
93
летом даже 0,2 балла). В зимнее время облачность небольшая в Восточной Сибири, Центральной Азии и Индии, где наблюдается антициклонический режим или зимняя муссонная циркуляция.
Особенно значительная облачность (до 7,0–8,0 балла и больше) отмечается круглый год на севере Атлантического и Тихого океанов, включая северо-запад Европы и
Японские острова, а также в высоких широтах Южного океана. Зимой она также значительна в Западной Сибири и в районе Великих озер. Летом облачность увеличивается в
муссонных областях Гвинейского залива и Индии.
94
ТУМАНЫ. ОСАДКИ
1. Туманы, их классификация и происхождение.
2. Осадки, их классификация.
3. Наземные гидрометеоры.
1. Туманы, их классификация и происхождение.
Туман – 1) скопление продуктов конденсации и сублимации воды у земной поверхности и связанное с ним сильное помутнение воздуха;
2) вид атмосферных осадков (наряду с дождем, снегопадом, росой и пр., одна из
стадий круговорота воды в природе (Метеорологический словарь, 1974).
Туман может состоять из капель воды, кристаллов льда или быть смешанным (зависит от температуры воздуха). О тумане говорят в том случае, когда горизонтальная видимость (по достижении туманом наибольшей плотности) составляет менее 1 км (рисунок 41). В противном случае говорят о дымке. При сильном тумане дальность видимости
не более 50 м, при умеренном от 50 до 500 м, при слабом от 500 до 1000 м. Дымка называется умеренной (если дальность видимости 1–2 км) и слабой (2–10 км).
Рисунок 41 – Туман (http://www.photoline.ru/category/z?now=240)
Водность тумана зависит от их вида и колеблется в пределах 0,02–1,5 г/м3. Число
капель составляет 50–100 /см3 в слабых туманах и 500–600 на см3 в густых (плотных) туманах. Средний размер капелек тумана 5 мкм, при продолжительных температурах 5–
15 мкм, при отрицательных – 2,5 мкм. При слиянии капелек они могут выпадать в виде
мороси (моросящий туман).
Туманы делятся на внутримассовые и фронтальные. Первые возникают внутри воздушных масс не зависимо от фронтов.
Туманы:
1.
Внутримассовые:
а) туманы охлаждения:
 адвективные,
 радиационные (поземные, высокие),
 адвективно-радиационные;
б) туманы испарения;
2. Фронтальные и предфронтальные.
95
Внутримассовые туманы по причине приближения воздуха к состоянию насыщения делятся на туманы охлаждения и туманы испарения. Туманы охлаждения являются
преобладающими и могут возникать при разных условиях:
При перемещении теплого воздуха на более холодную подстилающую поверхность. Так возникают адвективные туманы. Они наблюдаются при перемещении воздушных масс из низких широт в высокие, с теплого моря на холодную сушу зимой и с теплой
суши на холодное море летом, а также с теплой морской поверхности на холодные. На
суше чаще всего наблюдаются осенью и зимой, на море – весной и летом.
При радиационном охлаждении подстилающей поверхности возникают радиационные туманы. Они бывают двух типов: поземные и высокие. Поземные возникают только над сушей в ясные тихие ночи. Они связаны с радиационным выхолаживанием почвы,
их распределение носит локальный характер. После восхода солнца исчезают. Высокие
радиационные туманы могут наблюдаться на суше и на море в устойчивых антициклонах
в холодное время года. Образуются в результате длительного выхолаживания воздуха.
Могут сохранятся неделями над большими районами
Туманы испарения возникают чаще всего в холодном воздухе над более теплой
открытой водой. Появляются вечером или ночью. Могут возникать над увлажненной почвой. Туман испарения обычно клубится и быстро рассеивается.
Фронтальные туманы возникают в местах соприкосновения двух воздушных
масс с различными свойствами. Такие фронты встречаются достаточно часто, но не всегда
они сопровождаются образованием тумана. Фронтальный туман возможен при испарении
теплого дождя, проходящего через слои холодного воздуха.
В суточном ходе туманы на равнине имеют максимум интенсивности и повторяемости утром. В горах туманы распределяются в течение суток более-менее равномерно
или имеют слабый максимум в послеполуденные часы.
Географическое распространение повторяемости туманов представлено на карте.
В РБ годовой ход числа дней с туманами следующий: максимум в ноябре-декабре,
минимум – летом. Продолжительность туманов колеблется от 140 (Верхнедвинск) до 850
(Новогрудок) часов в год. На возвышенностях число дней с туманами и их продолжительность менее чем в низинах. В Беларуси среднее число дней с туманами колеблется от 35
до 100, возрастая от низин к возвышенностям. Максимум отмечен в 1964 г. – 140 дней при
норме 100 в Новогрудке.
2. Осадки, их классификация
Прежде все осадки называли гидрометеорами. Теперь этот термин применяется
только к осадкам, выделяющимся из воздуха на поверхности предметов, т.е. к наземным
гидрометеорам.
Осадки – вода в жидком или твердом состоянии, выпадающая из облаков или осаждающаяся из воздуха на поверхности земли и на предметах.
Осадки могут выпадать в том случае, если часть элементов, составляющих облако,
укрупнится и достигнет такой величины (массы), что сопротивление воздуха и восходящие движения не смогут их удерживать во взвешенном состоянии.
Укрупнение капель и кристаллов может идти путем:
1.
конденсации (до размеров не менее 20 мкм);
2.
таяния ледяных кристаллов;
3.
коагуляция (слияние) мелких капель;
4.
переконденсация (перекачка водяного пара с капель на кристаллы) теория
Бержерона – Финдайзена;
5.
кристаллизация (сублимация) плюс аккреция (примерзание капель) для твердых осадков
Осадки можно классифицировать по интенсивности, условиям образования и форме.
По условиям образования различают осадки:
96
1. фронтальные
а) теплого фронта
б) холодного фронта
2. внутримассовые
а) конвективные
б) устойчивых воздушных масс
в) орографические
Фронтальные осадки выпадают из фронтальных облаков. Могут быть как обложными, так и ливневыми в зависимости от характера восходящего скольжения на фронте.
Различают осадки теплого фронта (обложные) и осадки холодного фронта (ливневые).
Внутримассовые осадки образуются во внутримассовых облаках.
Конвективные, или ливневые, осадки – наиболее распространены, выпадают из Сb,
носят ливневый характер; летом могут иметь форму града, в переходные сезоны и зимой –
снега, мокрого снега и ледяной крупы. В тропиках могут выпадать мелкокапельные и малозначительные осадки из кучевых облаков в результате коагуляции облачных капель.
В устойчивых воздушных массах выпадают моросящие осадки из слоистых и слоисто-кучевых облаков.
Орографические осадки выпадают под влиянием рельефа местности (при восхождении воздушного течения по горному склону и связанном с ним облакообразовании). Часто фронтальные или конвективные осадки могут усиливаться над возвышенностями.
По интенсивности различают осадки:
1. обложные
2. ливневые
3. моросящие
Обложные осадки – длительные, достаточно равномерной интенсивности в виде
дождя или снега, выпадающие одновременно на большой площади (сотни тысяч км 2). Выпадают из слоисто-дождевых и высокослоистых облаков. Обложной дождь состоит из капель средней величины. Выпадение обложных осадков продолжается несколько часов,
значительную часть суток или даже несколько суток непрерывно или с короткими перерывами.
Ливневые осадки – осадки большой интенсивности, но мало продолжительные, выпадающие из кучево-дождевых облаков, как в жидком, так и твердом виде (снег, мокрый
снег, крупа, град). Характеризуются быстрым нарастанием интенсивности в начале выпадения, резкими ее колебаниями, резким прекращением, быстрыми изменениями облачности. Сопровождаются усилением ветра с порывами и шквалами, нередко (не всегда) грозовыми явлениями. Наблюдаются в неустойчивых воздушных массах, холодных или
местных (над сушей летом). Основной вид осадков в тропических и экваториальных широтах.
Моросящие осадки – малоинтенсивные осадки, состоящие из очень мелких капель
или кристалликов льда. Выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков. К моросящим
осадкам относятся морось, ее твердые аналоги (снежные зерна, мелкий снег), моросящий
дождь, моросящий туман.
По форме различают осадки:
1. Жидкие:
а) дождь (диаметр капель 0,5–8 мм),
б) морось (диаметр капель 0,05–0,5 мм);
2. Твердые:
а) ледяные иглы,
б) снег,
в) снежная и ледяная крупа (диаметр более 1 мм),
г) снежные зерна (диаметр менее 1 мм),
д) ледяной дождь (диаметр 1–3 мм),
97
е) град (диаметр до 6 см и более).
Дождь – жидкие осадки, выпадающие из облаков (Ns, Сb) в виде капель диаметром
от 0,5 мм и более. Является преобладающей формой осадков. Различают обложной дождь
и ливневый. Мелкие дождевые капли имеют сферическую форму, более крупные во время
падения сплющиваются в нижней части. Капли с диаметром более 7–8 мм разбиваются во
время падения.
Морось – жидкие осадки, состоят из капель диаметром от 0,05 до 0,5 мм. Выпадает
из внутримассовых облаков или из тумана. Иногда морось наблюдается одновременно с
обложным дождем вблизи линии теплого фронта. Скорости падения капель мороси так
малы, что капли длительно остаются взвешенными в воздухе. Количество осадков при
мороси незначительное, но иногда в горах и на побережье может достигать 1 мм/час.
Снег – твердые осадки в виде кристаллов, выпадающие из облаков. Формы кристаллов разнообразны. Различают 9 основных форм: пластинка, звезда, столбик, игла, пушинка, еж, запонка, оледенелая снежинка, круповидная снежинка. В этих формах различают 48 видов. Зависит от условий образования (температуры воздуха и влажности). Основная форма – шестилучевая звезда. Размеры снежинок также различны (в среднем нескольких мм.). При падении слипаются в хлопья (диаметр до нескольких см) – мокрый
снег.
Снежная и ледяная крупа – твердые осадки, выпадают из облаков в виде матовобелых снегоподобных (снежная) или покрытых ледяной оболочкой (ледяная) ядер неправильной округлой формы размером от 1 до 15 мм. При ударе о твердую поверхность крупинки отскакивают, а не разламываются. Выпадает чаще всего из Сb при температуре
около 0°С. Частички снежной крупы отличаются от снежинок отсутствием различной
кристаллической основы.
Снежные зерна – твердые осадки в виде мелких крупинок снежной структуры диаметром более 1 мм, похожих по внешнему виду на манную крупу. Выпадают из St и Sc
при низких температурах.
Ледяной дождь – мелкие прозрачные шарики (ледяные), выпадающие из облаков,
диаметром 1–3 мм. Образуются при замерзании при замерзании капель дождя, когда последние падают сквозь нижний слой воздуха с отрицательной температурой.
Град – осадки, выпадающие из мощных Сb в теплое время года, в виде частичек
плотного льда различных, иногда очень крупных размеров. Градины неоднородны по
строению, в них чередуются прозрачные и мутные слои льда. Диаметр градин может быть
от 5 мм до 12–20 см. Более крупные градины обычно состоят из смерзшихся более мелких
градин. Град наблюдается при грозах, обычно вместе с ливневыми осадками. Выпадение
града может дать на поверхности земли покров высотой до 20–30 см (и даже более).
Для образования градин необходимы следующие условия:
 теплый влажный воздух в нижнем слое атмосферы;
 грозы с сильно развитой турбулентностью (до высоты 15 км.);
 высота изотермы 0°С 3–4 км;
 большая водность облаков.
Размеры отдельных градин могут быть очень большими. В США была зарегистрирована градина диаметром 12 см массой 700 г, во Франции – величиной с человеческую
ладонь, массой 1200 г, в Китае в апреле 1971 г. отдельные градины имели массу до 7 кг.
3. Наземные гидрометеоры
Это осадки в виде капелек, кристаллов или аморфных на вид атмосферных отложений льда, возникающие на земной поверхности и на поверхности наземных предметов путем конденсации или кристаллизации на них водяного пара. Это роса, жидкий налет, иней,
твердый налет, изморось. Сюда же относят гололед.
Наиболее распространенным видом наземных гидрометеоров является роса (рисунок 39). Росой называются мельчайшие капли воды, образовавшиеся в процессе конден98
сации на земной поверхности, особенно на траве, а так же на горизонтальных поверхностях предметов, вечером и ночью в теплое время года. Роса возникает на самой поверхности предметов при отсутствии тумана в нижних слоях
воздуха (рисунок 42). На листьях с несмачиваемой поверхностью (например, ландыша) капли росы сливаются между собой в более крупные.
Причина выделения росы состоит в том, что поверхность почвы и особенно растительности (трава, листья) охлаждается путем ночного излучения) до точки
росы. Поэтому и воздух, непосредственно соприкасаРисунок 42 – Роса
ющийся с такой поверхностью, охлаждается. Если тем- (http://www.newsprom.ru/news/1
пература его падает ниже точки росы, то происходит
24272601923679.shtml)
выделение жидкой воды на поверхности. Понятно, что
условием, необходимым для выделения росы, является ясная и тихая погода, при которой
ночное излучение особенно велико. Обильная роса может дать 0,1-0,5 мм/ночь, в тропиках
3 мм/ночь.
По наблюдениям в Англии, роса в равнинной местности может дать за год 10-30
мм осадков. Близкие к этому значения – в среднем за год 10 мм – получены для Средней
Европы. В Южной части Африки роса может дать свыше 40 мм в год. В теплых и влажных тропических областях, где влагосодержание воздуха велико, роса может быть обильной и может стекать с деревьев и крыш.
Жидким налетом называется пленка воды, возникающая на холодных, преимущественно вертикальных, поверхностях в пасмурную и ветреную погоду. Причина осаждения состоит уже не в ночном излучении, а в адвекции сравнительно теплого и влажного
воздуха после холодной погоды. Поверхности, о которых идет речь (стены, заборы, стволы деревьев), охлаждены во время предшествующей холодной погоды. Соприкасаясь с
ними, влажный воздух охлаждается, и часть водяного пара, содержащегося в нем, конденсируется. Понятно, что этот процесс происходит преимущественно на наветренных поверхностях, которые при этом покрываются мельчайшими каплями (запотевают).
Хорошо известен еще искусственный вид подобного налета: в отапливаемых жилых помещениях в холодное время года, таким образом, часто запотевают изнутри оконные стекла.
Инеем называют ледяные кристаллы различной
формы, длиной порядка нескольких миллиметров, возникающие на траве, почве и различных горизонтальных поверхностях при таких же условиях, как и роса, но только
при отрицательных температурах подстилающей поверхности (рисунок 43). Водяной пар из воздуха, непосредственно соприкасающегося с холодной поверхноРисунок 43 – Иней
стью, сублимируется на ней в виде кристаллов. Иней
(http://foto.irkutsk.ru/index)
возникает и на поверхности снежного покрова.
Твердый налет возникает на вертикальных поверхностях, особенно каменных (стены, цоколи зданий), с наветренной стороны при таких же условиях, как жидкий налет, но
при температурах ниже нуля. Следовательно, его образование связано с притоком теплого
влажного воздуха (часто при тумане), причем температура все же остается отрицательной.
В отдельных случаях потепление может сопровождаться оттепелью, но поверхность, на
которой возникает налет, должна сохранять отрицательную температуру. Твердый налет
чаще всего образуется в виде мелких кристалликов густо и плотно сидящих на поверхности, но он может образоваться и в виде тонкого слоя гладкого прозрачного льда.
Изморозью называют рыхлые белые кристаллы, нарастающие на ветвях деревьев,
на хвое, проводах, проволочных изгородях и других тонких предметах (рисунок 44). Это
99
кристаллы образуют длинные, легко осыпающиеся нити. Изморозь нарастает при значительных морозах и, как правило, при тумане. Переохлажденные капли тумана, замерзшие
при соприкосновении с предметами, дают начало дальнейшему образованию кристаллов.
Нарастание изморози происходит преимущественно с наветренной стороны предметов.
Достаточно сильный ветер легко сдувает возникшую изморозь. Осаждение изморози может быть очень значительным, особенно в горных лесах. Изморозь часто называют инеем.
Между тем это два совершенно разных явления и по условия образования, и по форме.
Рисунок 44 – Изморозь
Явления, подобные твердому налету, инею и изморози, могут наблюдаться и в искусственно созданных условиях: на оконных стеклах (морозные), на стенах и потолках в
плохо отапливаемых жилых помещениях, погребах, складах, а также в пещерах.
Образование слоя плотного льда на земной поверхности и на предметах в результате намерзания капель переохлажденного дождя, мороси или обильного тумана называется
гололедом. Гололед, таким образом, не выделяется из воздуха путем непосредственной
сублимации на наземных предметах, как рассмотренные выше виды твердых гидрометеоров. Для его образования необходимо выпадения переохлажденных капель, возникших в
атмосфере.
100
РЕЖИМ ОСАДКОВ
1. Характеристики режима осадков.
2. Суточный и годовой ход осадков.
3. Показатели увлажнения.
4. Распределение осадков в мире и в Беларуси.
5. Снежный покров и его климатическое значение.
1. Характеристики режима осадков
Количество осадков, выпавших в том или ином месте за определённое время, выражается в миллиметрах слоя выпавшей воды. Твёрдые осадки также выражаются толщиной слоя воды, который они образовали бы, растаяв.
Высота слоя осадков в 1 мм соответствует 1 кг воды, выпавшей на площадь 1 м2.
Для характеристики климата подсчитывают:
1) Средние многолетние суммы осадков по месяцам и за год;
2) Изменчивость сумм осадков – средняя из абсолютных (без учёта знака) величин
отклонений сумм осадков, выпавших в отдельные годы, сезоны или месяцы года от средней многолетней суммы за соответствующий период, выраженная в % от последней.
Определяют также крайние отклонения, среднее квадратическое отклонение.
3) Среднее число дней с осадками.
День с осадками считается в том случае, если слой воды более 0,1 мм, отдельно
подсчитывают дни с количеством осадков более 1 мм и менее 1 мм за месяц и за год).
4) Средняя месячная и средняя годовая продолжительность осадков в часах. Может
быть общая и в течение дня с осадками.
5) Вероятность осадков – отношение числа часов с осадками к общему числу часов в
месяце или в году (общая, а также для разных видов осадков)
6) Средняя интенсивность осадков:
- за сутки с осадками,
- за минуту или час для осадков различной продолжительности.
2. Суточный и годовой ход осадков
Для определения суточного хода необходимо осадки, выпавшие за определённый
интервал времени, выразить в % от их общего суточного количества. Суточный ход осадков очень сложен. На суше различают два основных типа суточного хода: континентальный и береговой.
Континентальный тип суточного хода осадков характеризуется наличием двух максимумов и двух минимумов. Первый максимум наблюдается рано утром (слабый), второй
максимум – после полудня (основной), летом выражен резче. Главный минимум наблюдается после полуночи, второй минимум – перед полуднем.
Береговой тип характеризуется наличием одного максимума (ночью и утром) и одного минимума (в послеполуденные часы). Данный тип лучше выражен летом.
В Республике Беларусь суточный ход осадков не имеет ярко выраженной закономерности,
особенно в холодное время года. Лишь в летнее время дневные осадки (9–12 ч) превалируют над ночными.
Годовой ход осадков зависит от широты места, удаленности от побережья, общей циркуляции атмосферы и других факторов. Сезонность выпадения осадков зависит от общей
циркуляции атмосферы.
Основные типы годового хода осадков:
101
1) Экваториальный (10˚ с.ш. – 10˚ ю.ш.). 2 дождливых сезона, разделенных ср. сухими, дождливые сезона приходятся на время после равноденствий, когда наиболее сильно развивается конвекция.
2) Тропический. Один дождливый сезон (летний) при наивысшем стоянии солнца,
его продолжительность вблизи тропиков достигает 4 месяца, соответственно 8 месяцев –
сухие.
3) Тип тропических муссонов отмечен в тех районах тропиков, где развита муссонная циркуляция (Индия, юго-восток Китая, север Австралии).
4) Средиземноморский тип. Максимум зимой (умеренный воздух), минимум – летом (субтропические антициклоны). Наблюдается в Калифорнии, на юге Африки, юге Австралии, побережье Средиземного моря.
5) Внутриматериковый тип умеренных широт. Максимум летом, минимум – зимой. Область распространения: Европа, Азия (очень редко), Северная Америка.
6) Морской тип умеренных широт. Распределение осадков равномерное или максимум приходится на осень и зиму (наблюдается в Западной Европе).
7) Муссонный тип умеренных широт. Максимум летом, минимум зимой (как в п.
5), но амплитуда значительно больше за счёт летних осадков.
8) Полярный тип. Максимум летом, т.к. температура воздуха летом выше, чем зимой, годовые суммы осадков незначительные. В местах с сильно развитой циклонической
деятельностью максимум может сдвигаться на зиму, а количество осадков увеличивается.
3. Показатели увлажнения
Для характеристики неравномерности годового хода осадков служит показатель неравномерности (числовой индекс):
W
 mi 
R
12
R
,
R
– абсолютное значение разности между количе12
ством осадков каждого месяца (mi) и 1/12 частью годовой суммы осадков. В Европе изменяется от 25% до 100% и более, в Бресте ≈ 32%.
где R – годовая сумма осадков, mi 
Естественно характеризовать условия увлажнения за год, за месяц или за сезон отношением суммы осадков r к испаряемости Е за тот же период. Такое отношение называют коэффициентом увлажнения:
R = r/E.
Коэффициент R показывает, в какой доле выпадающие осадки в состоянии возместить потерю влаги. Если осадки больше испаряемости, то запас влаги в почве увеличивается и
можно говорить об избыточном увлажнении. Если осадки меньше испаряемости, увлажнение недостаточное и почва теряет влагу.
По Н.Н. Иванову, при коэффициенте увлажнения R во все месяцы года больше 100%
местность имеет постоянно влажный климат, при R меньше 100% в течение части месяцев – непостоянно влажный климат, при R между 25 и 100% во все месяцы – постоянно
102
умеренно влажный климат, при R меньше 25% в части месяцев – непостоянно засушливый климат и при R меньше 25% во все месяцы – постоянно засушливый климат. Возможно также, что часть месяцев будет относиться к влажным, а другая часть – к засушливым. Тогда получим засушливо-влажный или влажно-засушливый климат, смотря по тому, будет ли влажный период продолжительнее или короче засушливого.
Степень засушливости климата вместе с его температурными условиями определяет тип
растительности и всего географического ландшафта в данной местности.
М.И. Будыко показал, что на годовую испаряемость в данном месте должно затрачиваться
количество тепла, равное годовому радиационному балансу избыточно увлажненной подстилающей поверхности в этом месте. При этом предполагается, что в сумме за год обмен
теплом между почвой и воздухом путем теплопроводности так мал, что им можно пренебречь. Отсюда радиационный индекс сухости для целого года:
К= R/Lr,
где R – годовой радиационный баланс, r – годовая сумма осадков и L – скрытая теплота
парообразования. Радиационный индекс сухости К показывает, какая доля радиационного
баланса тратится на испарение осадков.
При К менее 0,45 климат называется избыточно влажным; приход тепла к почве за счет
радиационного баланса намного меньше, чем это нужно было бы для испарения выпавших осадков. При К от 0,45 до 1 климат называется влажным, при К от 1 до 3 – недостаточно влажным, при К больше 3 – сухим.
Имеются и другие характеристики увлажнения.
4. Распределение осадков в мире и в Беларуси
Распределение осадков определяется рядом факторов, главные из которых: температура воздуха, распределение облачности, особенности циркуляции атмосферы, следовательно обладает зональностью. Распределение осадков на суше в значительной степени
зависит от внешних условий (рельеф местности, характер подстилающей поверхности).
Западный перенос воздушных масс определяет уменьшение осадков к юго-востоку, но
территория Республики Беларусь имеет небольшие размеры, поэтому этот фактор не является определяющим. Более ощутимо влияние рельефа.
Во все периоды года центральная часть Республики Беларусь, боле возвышенная, получает больше осадков, чем северные и южные низменности. На территории Белорусской гряды больше осадков выпадает в западной части.
В среднем за год на большей части республики выпадает 600–700 мм осадков. Центральная возвышенная часть получает 650–700 мм осадков, на отдельных частях Белорусской
гряды годовая сумма достигает 750–760 мм. Наибольшее среднее количество осадков отмечено на ст. Новогрудок – 769 мм (h =283 м). Низменности получают 600–650 мм/год.
Минимум отмечен на крайнем юго-востоке – ст. Брагин 566 мм (h = 114 м). Связь осадков
с рельефом нарушается лишь на юге Беларуси, где наблюдается возрастание осадков в левобережной части Припяти (влияние залесенности).
103
Несмотря на достаточное количество выпадающих осадков, в отдельные годы на территории РБ наблюдаются как засушливые явления, так и избыточно увлажненные. Это связано
с неравномерным количеством выпадающих осадков, изменчивостью осадков.
Maксимальные годовые суммы осадков на большинстве станций РБ лежат в пределах
850–1000 мм, а на ст. Новогрудок – до 1000–1100 мм. Абсолютный максимум отмечен на
ст. Василевичи в 1906 г. – 1115 мм.
Минимальное годовое количество осадков на большинстве находилось в пределах 350–
450 мм, лишь на западных возвышенностях минимум не опускался ниже 500 мм. Абсолютные минимальные суммы характерны для юга и юго-востока республики (298–
300 мм). Наиболее засушливым был период 1950–1960 гг., который характеризовался к
тому же повышенной температурой воздуха.
Месячные суммы осадков имеют четко выраженный годовой ход с минимумом в февралемарте и максимумом в летние месяцы. Осадки теплого времени года в значительной мере
связаны с ливневыми дождями, поэтому велика их изменчивость. В сухие и влажные годы
месячные суммы осадков могут отличаться на 100–150 мм, а абсолютный максимум месячной суммы осадков более чем для 80% станций превышает 200 мм. Наиболее вероятны
такие обильные осадки в июне, июле или августе. Минимальные месячные суммы осадков
теплого периода изменяются по территории Беларуси от 1 до 30 мм, а в августе 1939 г. отдельные станции на востоке РБ фиксировали их полное отсутствие.
Осадки выпадают в жидком, твёрдом и смешанном виде. В целом за год доля жидких
осадков 70-80%, твёрдых – 10–15%, смешанных – 12–13%.
В Беларуси число дней с осадками изменяется от 145 дней на юго-востоке до 193–195 в
центральной и западной областях на возвышенностях (Минской, Свенцянской, Новогрудской). В целом отмечено уменьшение числа дней с осадками с севера и северо-запада на
юг и юго-восток. Максимум составляет 225–230 дней, минимум – 110 дней.
В течение года максимум наблюдается в холодный период года (с ноября по январь осадки
возможны практически каждый день) и в июле, минимум – весной и ранней осенью.
Интенсивность осадков небольшая в течение холодного периода года (0,18–0,34 мм/час).
Наиболее интенсивны смешанные осадки. С началом теплого периода (V–IX) интенсивность выпадения осадков увеличивается, достигая максимума летом (0,026–0,033 мм/мин,
это в среднем 1,56–1,98 мм/час). Максимальные значения интенсивности осадков для
обильных кратковременных дождей может достигать в РБ 3,14 мм/мин (дождь с такой интенсивностью шёл 10 мин.) или даже 8,7 мм/мин (1 мин).
Аномалии месячных сумм осадков. Крупными считаются аномалии в случае отклонения
от месячной нормы Rн не менее ± 0,4Rн (т.е. Σ < 0,6 Rн или Σ > 1,4 Rн). Такие аномалии
наблюдаются 1 раз в 4–5 лет. 1 раз в 10 лет по всюду в республике любой месяц может
быть избыточно увлажнённым с Σ > 1,7 Rн или сухим, когда Σ < 0,36 Rн.
Наблюдавшиеся максимальные месячные суммы осадков составляют 2–3 нормы, и только
в отдельных случаях превышают 4 месячные нормы (октябрь 1974 г. в г. Бресте 564%).
Минимальные месячные суммы осадков составляет 10–20% Rн. Лишь в августе 1039 г. и
ноябре 1993 г. наблюдалось полное отсутствие осадков (восток и север Беларуси соответственно).
104
Засуха – значительный по сравнению с нормой недостаток осадков в течение длительного
периода весной и летом при повышенных температурах воздуха.
В Беларуси засухи возможны с мая по сентябрь. Засушливые месяцы отмечаются при
сумме осадков менее 30 мм/мес. Наиболее подвержены южная и юго-восточная части республики. Здесь в среднем 1 раз в 4–5 лет засушливым может быть любой из месяцев тёплого периода, а 1 раз в 8–10 лет – 2 мес. подряд. На остальной территории засухи отмечаются реже (соотв. 1 раз в 5–10 и 10–15 лет).
Вероятность засушливого 30-дневного периода возрастает в 2,5 раза. Т.е на юге и юговостоке каждый второй год может иметь засуху в течение 30 дней. Засухи в республике,
как правило, охватывают 10% территории. Лишь 1 раз в 7–12 лет засуха хотя бы в одном
из месяцев охватывает 50% площади страны. Наибольшие засухи были отмечены в 1964 и
1979 гг.
5. Снежный покров
При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остаётся лежать на ней в виде снежного покрова. В высоких полярных широтах
(Антарктида, Гренландия, Арктический бассейн) снежный покров сохраняется круглых
год. В умеренных и тропических широтах снег удерживается круглый год только на
больших высотах в горах. На равнинах умеренных широт снежный покров стаивает и
устанавливается вновь осенью.
В таянии снежного покрова основную роль играет перенос тёплых воздушных масс с температурой выше нуля. Нагревание снега солнечной радиацией имеет второстепенное значение вследствие большого альбедо снега. Но загрязнённый снег, например в городах,
нагревается солнечными лучами больше и тает быстрее, чем чистый.
Распределение снежного покрова в сильной степени зависит от топографии и орографии
местности. В низких местах рельефа снежный покров имеет большую высоту, так как снег
наносится туда ветром. На возвышенностях снежный покров, наоборот, тоньше из-за ветрового сноса. При переносе ветром особенно много снега накапливается у препятствий
(заборов, лесных посадок и пр.), где высота покрова возрастает. На этом основаны мероприятия по задержанию снега на полях и по защите железных дорог от снега. Очень высокий снежный покров на наветренных склонах гор и на перевалах. В районе горы Ачишхо
(Закавказье) снежный покров к концу зимы достигает в среднем 4–5 м, а в отдельные годы
7–8 м.
1. Снежный покров является продуктом атмосферных процессов и, следовательно,
климата, но в то же время он сам влияет на климат, как и на другие составляющие географического ландшафта. Температура на поверхности снежного покрова ниже, чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким
альбедо (80–90%). В то же время шероховатая поверхность снега сильно излучает, Малая
теплопроводность снега приводит к тому, что потеря тепла с поверхности снежного покрова не покрывается притоком тепла из более глубоких его слоёв и из почвы. Поэтому
почва, покрытая снегом, сохраняет зимой достаточно высокую температуру. На этом основано и озимое земледелие: снежный покров предохраняем всходы от вымерзания. По
наблюдениям в Ленинграде, поверхность почвы под снегом в январе в среднем на 15ºС
теплее, а за зиму на 5–7ºС теплее, чем поверхность почвы, искусственно обнажённая от
снега. Даже на глубине в несколько десятков сантиметров почва под снегом теплее, чем
обнажённая почва.
105
2. Чем тоньше снежный покров зимой, тем сильнее промерзание почвы при прочих равных условиях. В Восточной Сибири и Забайкалье снежный покров очень невелик (в Забайкалье менее 20 см) вследствие господствующего там зимой высокого атмосферного
давления; но температуры на поверхности снега зимой очень низкие. Поэтому в Иркутске,
например, почва промерзает под снегом в среднем до глубины 177 см. В то же время в лесах Московской области почва под снегом обычно не промерзает вовсе.
3. Снежный покров охлаждает воздух. Над ним образуются значительные приземные радиационные инверсии температуры. Весной, при таянии снежного покрова, приток тепла
идёт на таяние снега, и температура воздуха остаётся близкой к нулю до тех пор, пока
снег не стает. В тёплом воздухе, перемещающемся над тающим снежным покровом, могут
возникать так называемые весенние инверсии температуры.
4. Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50% обеспечивают питание рек умеренных широт. С весенним таянием снега связаны половодья на его
равнинных реках. Высота половодья зависит не только от накопленных за зиму запасов
снега, но и от быстроты его таяния и от свойств поверхности почвы. Особенно высоки половодья, если снег осенью выпадает на замерзшую почву: весной талые воды вследствие
этого не впитываются в почву, а стекают.
5. Наличие снежного покрова сильно повышает освещенность. Рассеянная радиация увеличивается вследствие отражения как прямой, так и рассеянной радиации от снежного покрова и вторичного её рассеяния; поэтому повышается и освещённость. Сильное отражение и рассеяние света снегом в горах может вызвать временную слепоту у альпинистов.
Особое значение имеет «снежная» добавка к рассеянной радиации в Арктике и Антарктике летом.
Снежный покров в Беларуси. В РБ снежный покров в среднем залегает от 75 на югозападе до 125 дней на северо-востоке. За холодный период он успевает несколько раз разрушиться и вновь образоваться, особенно в начале или конце зимы. Устойчивый снежный
покров, залегающий не менее месяца, устанавливается лишь в декабре. Разрушение снежного покрова идёт в марте. Бывают годы, когда снег вообще не сохраняется непрерывно в
течение месяца, тогда их относят к годам без устойчивого снежного покрова. Повторяемость таких лет в Минске составляет 3-4% лет, в Гомеле – 7%, в Бресте – 21%.
Высота снежного покрова изменяется как в течение зимы, так и по годам. На юго-западе в
течение всей зимы высота снега невелика и изменяется от 2–3 см в начале зимы до 6–7 см
в её конце. В холодные зимы могут наблюдаться значительные снегонакопления (до 30
см). На центральных возвышенностях и в северо-восточной части РБ величины снегонакопления изменяются от 5–10 до 20–23 см. В каждой из декад в феврале–марте возможен
снежный покров глубиной 40–45 см в центре Беларуси и 50–60 см на северо-востоке.
Обычно при характеристике снежного покрова оперируют максимальной за зиму высотой.
Высота снежного покрова в среднем многолетнем нарастает от 15 см на юго-западе до 30
см и более на северо-востоке. Заметное увеличение высоты снега отмечено на возвышенностях и снижение – в долинах рек. В малоснежные зимы на юго-западе максимальная
высота достигает 3–5 см, на северо-востоке 10–12 см. В многоснежные зимы высота по
всей республике составляет 50-60 см. Абсолютный максимум отмечен на Свенцянской
возвышенности на ст. Лынтупы – 72 см (март 1968 г.).
106
Плотность снега изменяется в течение зимы: от 0,2–0,24 г/см3 в декабре до 0,29–0,36 г/см3
в марте. Плотность тающего снега ещё больше – 0,8 г/см3.
Снеговой линией (снеговой границей) называют границу в горах, выше которой круглый
год сохраняется снежный покров (в многолетнем среднем). Это значит, что годовой приход твёрдых атмосферных осадков выше этой линии равен их расходу путём таяния и путём сползания ледников.
Снеговая линия зависит как от температурного режима, так и от количества осадков, выпадающих в твёрдом виде. В полярных широтах она очень низкая, так как даже летом отрицательные температуры начинаются там на небольшой высоте или на самом уровне моря. На Маточкином Шаре (76° с.ш.) высота снеговой линии равна 700 м, на Шпицбергене
– 300–500 м, на севере Земли Франца-Иосифа – 50–100 м. В южном полушарии с его более холодным летом снеговая линия лежит ниже: на о. Южная Георгия (54° ю.ш.) уже на
высоте 500 м, а Южные Шетландские острова (62° ю. ш.) всегда покрыты снегом.
По мере приближения к тропикам снеговая линия повышается: вблизи тропика она достигает 5300 м, а в отдельных горных системах – почти 6000 м. Ещё ближе к экватору, где
осадки возрастают, снеговая линия снижается в среднем до 4600 м.
С увеличением континентальности климата, т.е. повышением летних температур и с общим уменьшением осадков, снеговая линия повышается. В Альпах её высот 2500–3200 м,
на Кавказе 2700–3900 м, на Памире 4500–5500 м, на Каракоруме 5600–5900 м. На Кавказе
снеговая линия быстро повышается в направлении с запада на восток, по мере удаления от
Чёрного моря и уменьшения осадков. На западе Кавказа она лежит на высоте 2700–2900
м, а в Дагестане поднимается до 3500–3650 м.
На южных склонах снеговая линия вообще лежит выше, чем на северных. Так, на Алтае
на северных склонах гор она проходит на высоте около 4000 м, а на южных – около 4800
м.
Однако если на южных склонах больше осадков, чем на северных, то снеговая линия на
них может лежать ниже. Например, на южном склоне Эльбруса она проходит на высоте
3500–3600 м, а на северном – около 3850 м.
В умеренных широтах особенно богаты осадками западные склоны гор, открытые действию преобладающих ветров. Снеговая линия проходит на них наиболее низко. В тропиках, наоборот, более влажными склонами могут быть восточные, и снеговая линия на них
снижается. Внутри горной системы снеговая линия поднимается вследствие более сильного дневного нагревания, на периферии она понижается. В затененных местах (в каровых
углублениях и отрицательных формах рельефа) снега и ледники могут опускаться значительно ниже среднего положения снеговой линии.
Указанные данные относятся к снеговой линии, т.е. к наиболее высокому за год положению границы снега в горах. Кромка снега в горах всё время изменяется в течение года:
зимой она удаляется от снеговой линии, а летом приближается к ней.
Метелью называют атмосферное явление, состоящее в переносе снега более или менее
сильным ветром. Различают несколько типов метелей.
107
1. Низовая метель, при которой снег поднимается ветром с поверхности снежного
покрова. В случае если перенос снега ветром ограничивается самым нижним слоем атмосферы, метель называется поземок
2. Общая метель – хаотическое движение частиц снега, при котором трудно определить, переносится ли выпадающий снег или снег срывается с поверхности снежного покрова, видимость ухудшена.
Ухудшение горизонтальной видимости может быть весьма существенной, но состояние
неба можно определить. Метели перераспределяют снег, сметают его с полей в овраги и
низменности. Ухудшение видимости, снежные заносы затрудняют работу железнодорожного, автомобильного и воздушного транспорта. Чтобы уменьшить перенос снега, вдоль
дорог выращивают лесные полосы, ставят специальные щиты.
Метели в Республике Беларусь чаще всего (50%) возникают при перемещении циклонов с
запада на восток, около 25% – с северо-востока на юг и 25% – связано с выходом южных
циклонов к северу. Иногда метели образуются на периферии мощных антициклонов
(наиболее продолжительные).
Метели ухудшают видимость, образуют снежные заносы. Этим нарушают работу железнодорожного и автомобильного транспорта. Метели нарушают равномерное распределение снежного покрова на полях, что может привести к вымерзанию озимых и многолетних
трав на возвыш. и вымоканию в низинах.
Число дней с метелью в Беларуси изменяется, от 10–15 на юге и в пониженных местах до
25–30 на севере и возвышенностях. Метели возможны с октября по апрель, наиболее активная метелевая деятельность в январе и феврале (3–8 дней в месяце).
В холодные зимы число дней с метелью может увеличиваться в 2 раза, а в тёплые – вообще не отмечаться.
Отдельные метели обычно продолжаются до 6–7 ч, но иногда длятся и по несколько суток. Так, в феврале 1956 г. в Витебске – 5,5 сут., в феврале 1969 г. в Мозыре – 4 сут. Метели не имеют чёткого суточного хода и возможны в любое время суток.
Длительные метели (12 ч и более), с большой скоростью ветра (15 м/с и более) и значительным ухудшением видимости (менее 50 м в течение 3 и более ч) относят к разряду
особо опасных явлений. Такие метели редки в Беларуси – 1 день с метелью за сезон в 3–6
лет.
108
БАРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ АТМОСФЕРЫ
1. Атмосферное давление.
2. Барическое поле. Карты барической топографии.
3. Изобары. Барические системы.
4. Изменение давления во времени.
1. Атмосферное давление
Вес атмосферы в миллион раз меньше веса земли (Ма=5,15·*1015 т). Своим весом
воздух оказывает давление на земную поверхность и все предметы, находящиеся на ней, а
также в воздухе (летящие и свободно плавающие). В любой точке атмосферы или земной
поверхности давление воздуха или атмосферное давление, равно весу вышележащего
столба воздуха с основанием равным единице площади.
Атмосферное давление впервые начали измерять ртутным барометром, который и
по сей день остается наиболее точным прибором. Первый ртутный барометр был сконструирован в 1640 г. Эванжелиста Торричелли (рисунок 45). Предварительно Галилео Галилей установил, что воздух имеет вес.
Показателем атмосферного давления служит высота ртутного
столба, уравновешиваемого давлением воздуха, она измеряется в миллиметрах ртутного столба (мм рт. ст.). Обычно измерения проводят с
точностью 0,1 мм рт. ст. В настоящее время в физике принята система СИ. В ней единицей измерения давления служит паскаль (Па). 1 Па –
это давление с силой 1 Н на 1 м2. Но 1 Па – это слишком малая величина,
поэтому основной единицей служит гектопаскаль гПа (1 гПа = 100 Па).
Кроме этих единиц в литературе можно встретить величину миллибар
(мбар или мб). 1 мбар = 100Па = 1гПа.
Соотношение этих трех величин выглядит следующим образом:
1 мбар = 1гПа = 3/4 мм рт.ст.
1 мм рт.ст. = 4/3 мбар = 4/3 гПа
Среднее давление воздуха на уровне моря составляет 760 мм рт.
ст. (при температуре 0ºС, под широтой 45º Северного или Южного полушария), это соответствует 1013,25 гПа. Это давление воздуха принимается за нормальное давление воздуха.
Рисунок 45 –
С высотой давление убывает, т.к. мощность вышележащего слоя
Первый ртутатмосферы становится все меньше. Изменения атмосферного давления
ный барометр
в зависимости от высоты можно описать при помощи уравнения, которое получило название основного уравнения статики атмосферы:
dp=gρ·dz,
где dp – прирост давления, dz – прирост высоты (толщина слоя), g – ускорение свободного
падения, ρ – плотность воздуха. Следует отметить, что при положительном приросте высоты (dz > 0) прирост давления отрицательный (dp < 0). При этом разность давления на
верхней и нижней границе рассматриваемого объема воздуха равна силе тяжести, действующей на воздух в этом объеме.
Его можно представить и в другой форме:
dz RTm
,


dp
g
где R – универсальная газовая постоянная, Тm – средняя температура слоя воздуха.
Исходя из основного уравнения статики атмосферы dp=gρ·dz, была выведена барометрическая формула:
p 2  p1 e

g
( z2  z1 )
RTm
,
109
где р1 и р2 – давление на нижнем и верхнем уровнях, z1 и z2 – высота нижнего и верхнего
уровней, R – универсальная газовая постоянная, Тm – средняя температура слоя воздуха, g
– ускорение свободного падения.
Эта формула показывает, как меняется атмосферное давление с высотой в зависимости от температуры воздуха. С помощью барометрической формулы можно решить три
задачи:
1) зная давление на одном уровне и среднюю температуру столба воздуха, найти
давление на другом уровне;
2) зная давление на обоих уровнях и среднюю температуру столба воздуха, найти
разность уровней (барометрическое нивелирование);
3) зная разность уровней и значения давлений на них, найти среднюю температуру
столба воздуха.
Для практического применения эту формулу приводят в рабочий вид: от натуральных логарифмов переходят к десятичным, температуру по шкале Кельвина переводят в
градусы Цельсия, подставляют значения универсальной газовой постоянной и g – ускорения свободного падения, делают поправки на изменение давления в зависимости от широты и высоты над уровнем моря.
Приведение давления к уровню моря – вычисление с помощью барометрической
формулы, по фактически наблюдаемому на станции атмосферному давлению и по температуре воздуха, того атмосферного давления, которое было бы на станции, если бы она
находилась на уровне моря, т.е. если бы к фактическому давлению было прибавлено еще
давление столба воздуха, простирающегося от уровня станции до уровня моря. Так как
этого дополнительного столба воздуха в действительности (для станции на равнине) не
существует, то для расчета условно принимают, что температура растет на 0,5º на каждые
100 м понижения. Давление на станциях, расположенных выше 800 м, к уровню моря не
приводится. Приведение к уровню моря является очень важной операцией, так как на синоптические карты наносят значения давления на уровне моря.
Для небольшого перепада высот (менее 1000 м) можно применять упрощенную
формулу Бабине:
P  Pв
Z  16 000 (1  0,04t) н
,
Pн  Pв
где Z – разность высот двух пунктов, t – температура воздуха (средняя), Рн – давление в
пункте, расположенном ниже, Рв – давление в пункте, расположенном выше.
Быстрые подсчеты, связанные с изменением давления с высотой, можно делать при
помощи барической ступени: – (dz /dp), это приращение высоты, в пределах которого
давление падает на единицу. Барическая ступень прямо пропорциональна температуре и
обратно пропорциональна самому давлению. Чем больше высота и ниже давление, тем
больше ступень (таблица 9). Чем больше температура, при одном и том же давлении, барическая ступень больше. например, при температуре 0ºС и давлении 1000 гПа, барическая ступень равна 8 м/гПа. С ростом температуры, она растет на 0,4% на каждый градус.
Таблица 9 – Зависимость величины барической ступени от
атмосферного давления (при температуре 0ºС)
Давление, гПа
Барическая ступень, м/гПа
1000
8
800
10
600
13,3
400
20
Величина обратная барической ступени, вертикальный барический градиент –
падение давления на единицу прироста высоты: – (dp/ dz), единица измерения гПа/100 м.
110
2. Барическое поле. Карты барической топографии
Давление изменяется не только по вертикали, но и горизонтальном направлении, а
так же во времени. Изменение давления во времени и в горизонтальном направлении тесно связано с режимом ветра.
Атмосферное давление в каждой точке атмосферы характеризуется одним числовым значением, выраженным в гПа. Распределение артериального давления называют барическим полем. В пространстве его можно представить поверхностями значений, а на
плоскости – линиями равных значений (изобарическими поверхностями и изобарами).
Если бы давление на уровне моря было бы везде одинаково, и оно одинаково изменялось с высотой, то изобарические поверхности располагались бы горизонтально и параллельно друг другу. В действительности давление изменяется не только в вертикальном
направлении, и изобарические поверхности имеют разнообразную форму.
Всю атмосферу можно представить пронизанной системой изобарических поверхностей, огибающих земной шар. Эти поверхности пересекаются с уровнями под очень малыми углами. Высота расположения изобарических поверхностей:
1000 гПа – над уровнем моря,
700 гПа – 3 км,
500 гПа – 5 км,
300 гПа – 9 км,
200 гПа – 12 км,
100 гПа – 16 км,
50 гПа – 20 км.
На практике для изображения распределения давления на высоте пользуются картами барической топографии (барического рельефа), показывающими положение в пространстве той или иной изобарической поверхности.
Карта барической топографии – высотная карта, синоптическая, средняя или
климатологическая, на которую нанесены высоты или (геопотенциалы) той или иной изобарической поверхности над уровнем моря (карта абсолютной барической топографии)
или над уровнем нижележащей изобарической поверхности (карта относительной барической топографии). На карты барической топографии иногда наносят и др. элементы: температуру и ветер на данной поверхности, термический ветер для слоя между двумя изобарическими поверхностями (карты относительной барической топографии).
На карты абсолютной барической топографии наносят высоты определенной изобарической поверхности над уровнем моря на разных станциях в определенный момент
времени. Точки с равными высотами соединяют изогипсами (абсолютными изогипсами).
По ним можно судить о распределении давления в тех слоях атмосферы, в которых располагается данная поверхность.
В атмосфере всегда существуют области, в которых давление выше или ниже по
сравнению с окружающими областями. Расположение областей постоянно меняется. В
областях пониженного давления – циклонах или депрессиях – давление на каждом уровне самое низкое в центре области, а к периферии растет. Давление, кроме того, всегда понижается
с высотой; поэтому изобарические поверхности в циклоне прогнуты в виде воронок, снижаясь от
периферии к центру (рисунок 46).
Следовательно, на карте абсолютной топографии циклон будет очерчиваться изогипсами
со значениями высоты, уменьшающимися к центру (рисунок 47). В области повышенного давления – антициклоне, напротив, на каждом уровне будет наивысшее давление; поэтому изобарические поверхности в антициклоне будут иметь форму куполов. На карте абсолютной барической топографии к центру антициклона значения изогипс увеличиваются.
111
Рисунок 46 – Изобарические поверхности в
циклоне (Н) и в антициклоне (В) в вертикальном разрезе
Рисунок 47 – Циклон (Н) и антициклон (В)
на карте абсолютной топографии изобарической поверхности 500 гПа
Цифры – высоты в геопотенциальных декаметрах. В
циклоне изобарическая поверхность лежит ближе к
уровню моря, чем в антициклоне
На карту относительной барической топографии наносят высоты определенной
изобарической поверхности, но отсчитанные не от уровня моря (как на картах абсолютной
барической топографии), а от нижележащей изобарической поверхности. Например, можно составить карту высот поверхности 500 гПа над поверхностью 1000 гПа и т. д. Такие
высоты называются относительными, а проведенные по ним изогипсы – относительными изогипсами.
Известно, что барическая ступень зависит от температуры. Но барическая ступень,
т. е. расстояние между двумя уровнями с давлением, различающимся на единицу, в сущности и есть относительная высота одной изобарической поверхности над другой. Отсюда
следует, что по распределению на карте относительных высот можно судить о распределении средних температур в слое воздуха между двумя изобарическими поверхностями.
Чем больше относительная высота, тем выше температура слоя. Следовательно, карты относительной топографии показывают распределение температуры в атмосфере (рисунок 48, 49). Иногда говорят, что карты абсолютной и относительной топографии вместе
представляют термобарическое поле атмосферы.
Рисунок 48 – Изобарические поверхности в
областях тепла (Т) и холода (X)
в вертикальном разрезе
Рисунок 49 – Области тепла (Т) и холода (X)
на карте относительной топографии изобарической поверхности 500 гПа над поверхностью 1000 гПа
В областях тепла толщина атмосферного слоя между двумя поверхностями увеличена, в областях холода – уменьшена.
В службе погоды карты абсолютной топографии обычно составляются для изобарических поверхностей 1000 (обозначение АТ1000), 850, 700, 500, 300, 200, 100, 50, 25 гПа, а карты
500
относительной топографии – для поверхности 500 над 1000 гПа ( ОТ 1000
). Составляют карты
барической топографии и по осредненным данным за промежутки времени от нескольких
112
дней до месяца. Для климатологических целей применяются карты барической топографии, составленные по многолетним средним данным.
На карты барической топографии, строго говоря, наносят не высоты изобарических
поверхностей, а их геопотенциалы.
Геопотенциал – потенциальная энергия единицы массы Ф в поле силы тяжести:
dФ =g d z.
Единицей измерения геопотенциала служит геопотенциальный (гп) метр, который
численно близок к обычному метру.
3. Изобары. Барические системы
Для характеристики распределения атмосферного давления на уровне моря строят
карты, на которые наносят семейства изобар.
Изобара (гр. isos – равный, одинаковый + baros – тяжесть) – линия, соединяющие
точки с равным атмосферным давлением.
При этом на карту наносят значения атмосферного давления либо измеренные на
уровне моря, либо приведенные к этому уровню. Изобары можно проводить через 2, 5,
10 гПа. Для оценки изменения АД по горизонтали используют горизонтальный барический градиент.
Горизонтальный барический градиент – изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (на поверхности уровня). Это векторная величина.
Направление берется по нормали к изобаре в сторону уменьшения давления. Величина
производная от давления по этому направлению. Модуль горизонтального барического
градиента обратно пропорционален расстоянию между изобарами.
В разных точках барического поля направление и величина горизонтального барического градиента различны. Изобарические поверхности наклонены в сторону уменьшения давления, т.е. в направлении градиента.
Горизонтальный градиент давления измеряют по синоптическим картам. Вектор
горизонтального барического градиента обычно обозначают – р. Он равен – (Δр/Δn), где
Δр – разность давления между двумя изобарами, Δn – расстояние между ними. Единицы
измерения гПа/100км или гПа/111 км (1º долготы). В свободной атмосфере измеряют по
картам абсолютной барической топографии.
Горизонтальный барический градиент изменяется с высотой: каков бы ни был градиент давления у земли, на уровне моря, с высотой он будет приближаться к горизонтальному температурному градиенту. Связано это с тем, что барическая ступень зависит от
температуры воздуха
Структура поля давления, или барического поля атмосферы, разнообразна. Во внетропических широтах у поверхности земли и на высотах всегда можно обнаружить области повышенного или пониженного давления как большие, так и относительно малые.
Области повышенного или пониженного давления, на которые расчленяется барическое поле атмосферы называются барическими системами.
Основные типы барических систем (рисунок 50):
А) с замкнутыми изобарами:
1) циклон,
2) антициклон;
Б) с незамкнутыми изобарами:
1) ложбина,
2) гребень,
3) седловина.
Циклон – атмосферное возмущение с пониженным атмосферным давлением в центре и циркуляцией воздуха вокруг центра в северном полушарии против часовой стрелки
Горизонтальный барический градиент направлен от периферии к центру циклона.
113
Рисунок 50 – Изобары на уровне моря в различных типах барических систем:
I – циклон, II – антициклон, III – ложбина, IV – гребень, V – седловина.
Антициклон – область повышенного атмосферного давления с замкнутыми концентрическими изобарами на уровне моря и соответствующим распределением ветров (в
Северном полушарии – по часовой стрелке). Горизонтальный барический градиент
направлен от центра к периферии.
Ложбина – полоса пониженного давления между двумя областями повышенного
давления. Изобары либо почти параллельные, либо имеют вид латинской буквы V. Центра
в ложбине нет, есть ось (линия на которой атмосферное давление имеет минимальное значение, или на которой изобары резко меняют направление простирания). Отрог циклона.
Гребень – полоса повышенного давления между двумя областями пониженного
давления. Изобары в гребне либо параллельны, либо имеют вид буквы U (отрог антициклона). У гребня есть ось, на которой атмосферное давление максимально.
Седловина – участок барического поля между двумя циклонами и двумя антициклонами (ложбинами и гребнями), расположенными крест-накрест. В этом случае изобарические поверхности имеют характерную форму седла: они поднимаются по направлению
к антициклонам и опускаются – к циклонам. Точка в центре седловины называется точка
седловины.
Циклон и антициклон – барические системы, которые в приземной части очерчиваются замкнутыми изобарами. Но так как изобары на высоте приближаются к изотермам,
то на некоторой высоте они (изобары) размыкаются и становятся волнообразными
В некоторых случаях изобары остаются замкнутыми до больших высот. Но характер изменения барического поля с высотой при этом зависит от того, какая температура
наблюдается в области данной барической системы: более высокая или более низкая, чем
за ее пределами.
Если циклон существует в холодном воздухе и самая низкая температура в его центральной части, то с высотой барические градиенты мало меняют направление и замкнутые изобары с низким давлением в центре обнаруживаются до больших высот тропосферы. Следовательно, холодный циклон является высоким (рисунок 51).
114
Рисунок 51 – Высокий (холодный) (а) и низкий (теплый) (б) циклоны.
Изобарические поверхности в вертикальном разрезе
Напротив, если циклон совпадает с теплой воздушной массой и температура в центре циклона наивысшая, такой циклон быстро исчезает с высотой. Это связано с тем, что в
нем дополнительный барический градиент, связанный с градиентом температуры, противоположен нижнему градиенту. Теплый циклон является низким. В вышележащих слоях
над таким циклоном будет располагаться антициклон. Наоборот, холодные антициклоны
являются низкими, а теплые – высокими (рисунок 53).
Рисунок 53 – Низкий (холодный) (а) и высокий (теплый) (б) антициклоны.
Изобарические поверхности в вертикальном разрезе.
4. Изменение давления во времени
Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности или в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т. е. либо растет, либо падает.
Изменение давления в течение суток могут носить закономерный суточный характер, либо быть непериодическими.
Суточный ход давления лучше выражен в тропиках. Его амплитуда может достигать 3–4 гПа. При этом наблюдается 2 максимума (9–10 ч, 21–22 ч) и 2 минимума (15–
16 ч, 3–4 ч) течение суток. Факторы, которые обусловили суточный ход давления: суточный ход температуры, собственные упругие колебания атмосферы, приливные волны в
атмосфере.
По мере движения от тропиков к экватору амплитуда суточных колебаний давления убывает. В умеренных и полярных широтах на первый план выходят непериодические
изменения давления.
Непериодические изменения давления – следствие циклонической деятельности.
Характеризуются они величиной междусуточной изменчивости давления.
Междусуточная изменчивость давления – среднее многолетнее изменение давления за сутки независимо от знака изменения (наблюдается за 1 срок). У земной поверхности она наибольшая над океанами зимой и над материками летом. Максимум наблюдается на Фарерских островах, в Исландии – 8,5–10 гПа, по мере приближения к тропикам
уменьшается до 0,5–1 гПа.
Изменения давления наблюдаются во всей толщине тропосферы, поэтому величина
междусуточной изменчивости давления остается значительной и на высоте 10–15 км.
Для того, чтобы выявить области с одинаковыми тенденциями изменения давления
строят карты изоаллобар, т.е. линий равного изменения давления во времени. Для этого
на карту наносят величины изменения давления за какой-либо промежуток времени (3 ч,
115
12 ч, сутки). Точки с одинаковыми значениями соединяют линиями. На такой карте очерчиваются области с одинаковым знаком изменения давления. Изаллобары имеют форму
неправильных замкнутых кривых. В области падения давления в центре будет наблюдаться максимум падения, а в области роста – максимум роста.
Область роста давления называется аналлобарическая область, падения давления –
каталлобарическая область. Две изаллобар области (роста давления и падения давления),
органически связанные между собой называются изаллобарической парой.
Для характеристики изменения давления также служит барическая тенденция –
изменение давления за последние три часа.
Годовой ход давления различен в разных областях планеты. Зависит он от интенсивности циклонической деятельности в разные сезоны года. Лучше всего он выражен в
умеренных широтах, муссонных областях. Над материками умеренных широт наблюдается простой годовой ход: максимум – зимой, минимум – летом. Амплитуда зависит от удаленности места от побережья: чем ближе к центру материка, тем больше. Над океанами в
высоких широтах макс. Наблюдается ранним летом, а минимум – зимой. В тропических
широтах над океанами годовой ход практически не выражен. Для характеристики изменения величины давления в многолетнем режиме используют величины:
 Месячная аномалия давления – отклонение среднего давления в отдельный месяц года от многолетнего среднего давления того же месяца,
 Годовая аномалия давления – отклонения среднего давления в отдельный год от
многолетнего среднего давления.
Давление воздуха в РБ
Основные особенности годового хода атмосферного давления в Республике Беларусь такие же, как и в других континентальных районах умеренных широт Евразии: максимум в январе, минимум – в июле. Это связано с наибольшим развитием (в многолетнем
плане) Азиатского антициклона и Азиатской депрессии. Кроме этих двух пиков, наблюдается еще несколько промежуточных максимума (май и октябрь, ноябрь).
В холодный период года изобары располагаются в направлении, близком к широтному, максимум на юго-востоке 1022 гПа, минимум на северо-западе 1017 гПа. (Понижение с юго-востока на северо-запад объясняется расположением к югу Беларуси оси высокого атмосферного давления, связанной с отрогом азиатского антициклона). В марте и апреле атмосферное давление постепенно уменьшается, в расположении изобар появляется
меридиональная составляющая. Для летнего сезона (май–сентябрь) характерно следующее: область высокого атмосферного давления сдвигается к северу (Азорский максимум)
и располагается юго-западнее РБ; в центре Евразии формируется область пониженного
давления; изобары проходят в меридиональном направлении; атмосферное давление
уменьшается с юго-запада на северо-восток с 1015 до 1012 гПа.
Амплитуда межгодовых значений атмосферного давления возрастает с запада на
восток (с ростом континентальности климата): с 5 до 8 гПа. Средние месячные величины
атмосферного давления изменяются в более широких пределах (в зимние месяцы амплитуда равна 23–26 гПа, в летние 7–10 гПа).
Амплитуда срочных колебаний атмосферного давления еще более высока. Максимум – 1041,1 гПа (ст. Василевичи, январь 1907 г), минимум – 942,9 гПа (ст. Минск, декабрь 1957 г.). При прохождении циклонов давление испытывает особенно резкие колебания во времени. Суточный ход давления характеризуется очень малыми амплитудами
(1 гПа). Междусуточная изменчивость – около 2 гПа/сут. Изменение атмосферного давления на величину более 10 гПа за 1 сутки – неблагоприятное явление (повторяемость составляет 10–30%).
116
ВЕТЕР
1. Скорость и направление ветра.
2. Силы, действующие на ветер. Теоретические виды ветра.
3. Режим ветра в РБ.
1. Скорость и направление ветра
Ветер – горизонтальное движение воздуха относительно земной поверхности.
В атмосфере наблюдаются движения различных масштабов – от десятков до сотен
метров (местные ветры) до сотен и тысяч километров (циклоны, антициклоны, пассаты,
муссоны). Воздушные течения направлены из областей высокого давления в сторону низкого давления. Отток воздуха идет до тех пор, пока не исчезнет разность давлений.
1.1. Скорость ветра
Ветер характеризуется вектором скорости. Скорость ветра можно измерять в различных единицах: в метрах в секунду (м/с), километрах в час (км/ч), узлах (морских милях
в час), баллах. Различают сглаженную скорость ветра (за некоторый промежуток времени)
и мгновенную.
У земли скорость средняя скорость ветра обычно составляет 5–10 м/с и редко превышает 12–15 м/с. В тропических ураганах она достигает до 60–65 м/с, в порывах – до 100
м/с; в смерчах и тромбах – 100 м/с и более. Максимальная измеренная скорость 87 м/с
(Земля Адели, Антарктида).
Скорость ветра на большинстве метеостанций измеряют анемометры с вращающимися чашками, изобретенные в 1846 г. Кроме чашечных или крыльчатых анемометров
оценить скорость ветра можно при помощи доски Вильда. Один из первых анемометров
был изобретен в 1450 году итальянцем Леоном Альберти. Это был рычажный анемометр:
ветер отталкивал шар или пластину в приборе, смещая их вдоль криволинейной шкалы с
делениями. Чем сильнее ветер, тем сильнее смещался шар. Приборы для измерения скорости ветра устанавливаются на высоте 10–12 м.
1.2. Направление ветра
Направление ветра в метеорологии – направление, откуда он дует. Его можно указать, назвав точку горизонта, откуда дует ветер (т.е. румб) либо угол, который образует
горизонтальный вектор скорости ветра с меридианом (т.е. азимут).
Направление ветра в высоких слоях атмосферы указывается в градусах, а в приземных – в румбах горизонта (рисунок 54). При наблюдениях направление ветра определяют по 16 румбам, но при обработке обычно результаты наблюдений сводят к 8 румбам.
Рисунок 54 – Румбы горизонта
Основные румбы (8): север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад. Промежуточные румбы (8): северо-северо-восток, восток-северо117
восток, восток-юго-восток, юго-юго-восток, юго-юго-запад, запад-юго-запад, северосеверо-запад.
Международные названия румбов: север – N – норд; восток – Е – ост; юг – S –
зюйд; запад – W – вест.
В некоторых местах ветры носят собственные имена по стороне, откуда они дуют.
Пример: русский ветер – ветер из центральных областей Европейской России, на севере
Европейской России – это южный ветер, в Сибири – западный, в Румынии – северовосточный. В Прикаспии северный ветер называют Иван, а южный – Магомет.
Направление ветра определяется при помощи флюгера2 (от голл. vleugel – крыло) –
одного из старейших метеоприборов. Флюгер состоит из флюгарки и креста румбов. На
метеостанциях часто устанавливают флюгер Вильда3. Состоит он из металлического
флажка, вращающегося вокруг вертикальной оси над крестом румбов, и доски Вильда. В
анемографах применяется колесо Салейрона – 2 мельнички, закрепленные на подвижной
оси, и стрелка, указывающая направление ветра.
Так же как и для скорости, различают мгновенное и сглаженное направление ветра.
Мгновенные направления ветра значительно колеблются около некоторого среднего
(сглаженного) направления, которое определяется при наблюдениях по флюгеру. Однако
и сглаженное направление ветра в каждом месте Земли непрерывно меняется, в различных
местах в одно и то же время оно также различно. В одних местах ветры различных
направлений имеют за длительное время почти равную повторяемость, в других – хорошо
выраженное преобладание одних направлений ветра над другими в течение всего сезона
или года. Это зависит от условий общей циркуляции атмосферы и отчасти от местных топографических условий.
При климатологической обработке наблюдений за ветром можно для каждого данного пункта построить диаграмму, представляющую собой распределение повторяемости
направлений ветра по основным румбам, в виде так называемой розы ветров (рисунок 55).
Рисунок 55 – Повторяемость направления ветра в г. Бресте, % (роза ветров)
От начала полярных координат откладываются направления по румбам горизонта(8
или 16) отрезками, длины которых пропорциональны повторяемости ветров данного
направления. Концы отрезков можно соединить ломаной линией. Повторяемость штилей
указывается числом в центре диаграммы (в начале координат). Если от центра диаграммы
отложить отрезки, пропорциональные средней скорости ветра, то получим розу средних
скоростей ветра. При построении розы ветров можно учесть одновременно 2 параметра
В странах, исповедующих христианство, флюгарку обычно делают в виде петушка. Такие флюгеры появились на крышах христианских храмов в 9 веке. Они напоминали о крике петуха, последовавшем после троекратного отречения апостола Петра от Христа. Голова петушка указывает, откуда дует ветер.
3
Людвиг Иванович Вильд – директор главной геофизической обсерватории в Петербурге – изобрел его в
середине 19 века.
2
118
(перемножив повторяемость направлений ветра и среднюю скорость ветра по каждому
направлению). Такая диаграмма будет отражать количество воздуха, переносимого ветрами разного направления.
Для представления на климатических картах направление ветра обобщают разными способами:
1) можно нанести на карту в разных местах розы ветров;
2) можно определить равнодействующую всех скоростей ветра (рассматриваемых как векторы) в данном месте за тот или иной календарный месяц в течение многолетнего периода и затем взять направление этой равнодействующей в качестве среднего направления ветра;
3) наносят преобладающее направление ветра. Для этого определяется квадрат
с наибольшей повторяемостью, средняя линия квадрата и есть преобладающее направление.
1.3. Влияние препятствий на ветер
Всякое препятствие, стоящее на пути ветра, возмущает поле ветра. Такие препятствия могут быть крупномасштабными, как горные хребты, и мелкомасштабными, как
здания, деревья, лесные полосы и т.д. воздушное течение либо огибает препятствие с боков, либо переваливает через него сверху. Чаще происходит горизонтальное обтекание.
Перетекание происходит тем лучше, чем неустойчивее стратификация воздуха, т.е. чем
больше вертикальные градиенты температуры в атмосфере. Перетекание воздуха через
препятствия приводит к очень важным следствиям, таким, как увеличение облаков и осадков на наветренном склоне горы при восходящем движении воздуха и, наоборот, рассеяние облачности на подветренном склоне при нисходящем движении.
Очень существенно усиление ветра при попадании его в суживающееся орографическое ложе, например между двумя горными хребтами. При
продвижении воздушного потока его поперечное сечение
уменьшается. Т.к. сквозь уменьшающееся сечение должно пройти столько же воздуха, то скорость возрастает (рисунок 56).
Этим объясняются сильные ветры в некоторых районах. Например, северные ветры во Владивостоке сильнее, чем в районах,
расположенных севернее его. Тем же объясняется и усилением
ветра в проливах между высокими островами и даже на городских улицах.
Рисунок 56 – ОрограПеред препятствием и за ними иногда создаются так
фическое усиление
называемые наветренные и подветренные вихри.
ветра
Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связано в первую очередь с ослаблением ветра в приземных слоях
воздуха, которое создают лесные полосы. Воздух перетекает поверх лесной полосы и,
кроме того, скорость его ослабевает при просачивании его сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра резко уменьшается. С удалением от полосы скорость ветра увеличивается. Однако первоначальная, неослабленная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии, равном 40-50-кратной высоте деревьев (в том
случае, если полоса ажурная).
2. Силы, действующие в атмосфере:
1) сила горизонтального барического градиента;
2) ускорение (сила) Кориолиса;
3) центробежная сила;
4) сила тяжести (на возникновение ветра не влияет);
5) сила трения.
119
2.1. Сила горизонтального барического градиента.
Ветер возникает только под действием силы горизонтального барического градиента. Если бы характер воздушных течений зависел только от термической неоднородности поверхности земли и воздушных масс, то ветер определялся бы горизонтальным градиентом давления, и движение воздуха осуществлялось бы вдоль этого градиента от области высокого давления к области низкого. При этом скорость ветра была бы обратно пропорциональна расстоянию между изобарами.
В теоретической метеорологии силы обычно относятся к единице массы. Поэтому,
чтобы выразить силу градиента давления, действующую на единицу массы, необходимо
величину градиента давления разделить на плотность воздуха.
1 dp
,
G
 dn
dp
где ρ – плотность воздуха, 
– барический градиент.
dn
По направлению эта сила совпадает с направлением нормали к изобаре в сторону
убывания давления. Градиент в 1 гПа/100 км создает ускорение 0,001 м/с2 (1 мм/с2),
3 гПа/100 км – 0,003 м/с2. т.е. очень небольшие значения ускорения.
Если бы на воздух действовала только эта сила, то движение было бы равномерно
ускоренным в направлении градиента (от высокого к низкому). При этом ветер достигал
бы огромные, неограниченно растущие скорости. Но это в действительности не наблюдается.
2.2. Сила Кориолиса
Изменение направления и скорости ветра вызывается в первую очередь отклоняющей силой вращения земли, или силой Кориолиса4.
Возникновение этой мнимой силы вызывается вращением земли вокруг своей оси.
Движущееся тело во вращающейся системе координат получает относительно этой системы поворотное ускорение (ускорение Кориолиса), которое направлено под прямым углом
к вектору скорости. Т.о. оно меняет направление движения, но не модуль скорости. Именно поэтому ветер дует не вдоль градиента давления (от высокого к низкому), а отклоняется от него в северном полушарии вправо, а в южном – влево.
Поворотное ускорение описывается формулой:
A  2v sin  ,
где ω – угловая скорость вращения Земли; φ – широта; v – скорость движения.
Оно равно 0 на экваторе, наибольшей величины достигает на полюсе. Зависит от
скорости движения тела. Величина силы Кориолиса такого же порядка, как и сила барического градиента.
2.3. Геострофический ветер
Простейшим видом движения воздуха является прямолинейное и равномерное
движение без трения. В метеорологии оно называется геострофическим ветром (рисунок
57).
При этом предполагается, что на воздух действует лишь две силы: сила горизонтального барического градиента и сила Кориолиса, при этом они уравновешивают друг
друга.
1 dp
и A  2v g sin 
G
 dn
1 dp

 2vg sin 
 dn
Гюстав Кориолис (1792-1843) – французский физик, впервые математически описавший видимое отклонение движущегося предмета.
4
120
Отсюда для скорости геострофического ветра получим:
1
dp
.
vg  
2 sin  dn
Выделим на какой-либо уровенной поверхности в атмосфере единичный объем воздуха. Если
изобарические поверхности вблизи этого уровня
наклонены к горизонту под некоторым углом, то на
выделенный объем действует горизонтальная составляющая градиента давления G. Под влиянием G
объем воздуха начнет двигаться с ускорением перпендикулярно изобарам в сторону низкого давле- Рисунок 57 – Геострофический ветер
ния. Но как только возникнет скорость V, сейчас
же появится сила Кориолиса А, направленная по нормали к вектору скорости вправо (в
северном полушарии). Изменение скорости ветра V будет продолжаться до тех пор, пока
А не уравновесит G (вектор скорости V будет поворачиваться вправо). Произойдет это в
том случае, когда воздух начнет двигаться вдоль изобар. На картах абсолютной барической топографии геострофический ветер направлен вдоль изогипс.
На практике расчет Vg выполняется при помощи т.н. градиентных линеек, построенных Белинским, Погосяном и др. на основе приведенного соотношения и его производных.
В реальных условиях атмосферы, как правило, движение воздуха неустановившееся и не строго горизонтальное, а изобары (изогипсы) не прямолинейные и не равноотстоящие. Поэтому ветер и в свободной атмосфере не равен геострофическому. Соотношение
дает лишь приближенные значения для проекций ветра вне пограничного слоя. Модели
движения атмосферы, в которых проекции ветра принимаются равными Vg, называются
квазигеострофическими. Они применяются для численных методов решения.
2.4. Центробежная сила
Если изобары криволинейные, то на движение воздуха оказывает влияние центробежная сила. Эта сила направлена от центра окружности (эллипса) к периферии по радиусу кривизны движения воздуха.
Центробежная сила определяется выражением: С =v2/r, где v – скорость, r – радиус
кривизны.
Если принять, что движение воздуха происходит по окружности, то скорость его в
любой точке будет направлена по касательной к окружности. Сила Кориолиса А направлена под углом 90°к вектору скорости по радиусу вправо (в северном полушарии). Центробежная сила С всегда направлена от центра к периферии.
2.5. Градиентный ветер
В случае циклона сила горизонтального барического градиента G направлена к
центру вихря. Она должна уравновешивать геометрическую сумму силы Кориолиса и
центробежные силы и находиться на радиусе окружности. Все 3 силы в этом случае связаны уравнением:
v2
1 dp

 2vгр sin   гр .
 dn
r
Скорость градиентного ветра в циклоне определяется из квадратного уравнения:
vгр2 1 dp
2vгр sin  

0.
r
 dn
Следовательно:
121
r dp
 dn
Таким образом, ветер направлен перпендикулярно градиенту давления. Поскольку
под прямым углом к горизонтальному барическому градиенту лежит касательная к изобаре, то и ветер направлен по изобаре.
Такой теоретический случай горизонтального движения воздуха в системе без трения по кривым траекториям называется градиентным ветром (геоциклострофическим).
Частным случаем градиентного ветра можно считать геострофический ветер (радиус кривизны =0).
В случае антициклона давление самое высокое в центре, а к периферии убывает. G
направлен от центра к периферии, как и С, следовательно А должна уравновешивать геометрическую сумму G +С. Вектор скорости в Северном полушарии отклоняется от А влево, поэтому в антициклонах в Северном полушарии ветры дуют по часовой стрелке.
Уравнение в этом случае будет иметь следующий вид:
vгр2 1 dp

 2vгр sin  .
r
 dn
Скорость градиентного ветра в антициклоне можно вычислить, решая квадратное
уравнение:
vгр2
1 dp
 2vгр sin  
 0.
r
 dn
Отсюда:
r dp
vгр  r sin   (r sin  ) 2 
 dn
При одной и той же величине горизонтального барического градиента скорость
ветра в антициклоне будет больше, а в циклоне меньше, чем скорость геострофического
ветра.
В Южном полушарии, где отклоняющая сила вращения Земли направлена влево от
скорости движения. Градиентный ветер отклоняется от градиента давления влево. Поэтому ветер в циклоне направлен по часовой стрелке, а в антициклоне – против.
Вне действия силы трения (выше 1 км) ветер по направлению и скорости приближается к градиентному. Разница между характеристиками реального и теоретического
ветров обычно невелика.
При расчетах характеристик градиентного ветра на высоте необходимо делать поправку на дополнительную составляющую, которую барический градиент получает в соответствии с теоретическим градиентом.
vгр  r sin   (r sin  ) 2 
2.6. Термический ветер
Дополнительная составляющая скорости, направленная по средней изотерме рассматриваемого слоя,
называется термическим ветром. Ее необходимо добавить к градиентному ветру на нижнем уровне V0, чтобы
получить градиентный ветер на верхнем уровне V (рисунок 58).
Если горизонтальный барический градиент совпадает на нижнем уровне с термическим градиентом, то он
с высотой сохраняет направление и растет абсолютному
значению. Изобары на всех уровнях совпадают с изотермами, следовательно, скорость ветра растет с высотой и
не меняется его направление.
Рисунок 58 – Термический ветер
122
Если горизонтальный барический градиент противоположен термическому градиенту, то он убывает с высотой. Поэтому убывает и ветер, пока не прекратится и не изменит свое направление на противоположное.
Если векторы горизонтальный барический градиент и термический градиент образуют угол, меньше 180°, то термический ветер будет отклонятся вправо или влево относительно ветра на нижнем уровне. Поэтому ветер на высоте отклонится от направления на
нижнем уровне вправо (правое вращение) или влево (левое).
2.7. Сила трения
Трение проявляется в жидкостях и газах в тех случаях, когда различные части их
имеют разную скорость движения. В атмосфере наибольшее значение имеют силы трения,
порождаемые изменением скорости ветра с высотой, т.к. вертикальный градиент V ветра в
десятки и сотни тысяч раз больше горизонтального. Нижнюю часть атмосферы, где наряду с градиентом давления силой Кориолиса существенную роль играют силы турбулентного трения, называется пограничным слоем атмосферы.
Влияние шероховатости земной поверхности через молекулярный и турбулентный
обмен сказывается в атмосфере до нескольких сотен метров (1–1,5 км.).
Внутри пограничного слоя (слоя трения) выделяют приземный слой. Основное
свойство приземного слоя – постоянство с высотой турбулентных потоков количество
движения, тепла, водяного пара при возрастании с высотой коэффициента турбулентности. Поэтому в этом слое наблюдается вертикальные градиенты скорости ветра, температуры, относительной влажности воздуха в десятки и сотни раз больше, чем в вышележащих слоях, но убывают кверху. Верхняя граница приземного слоя располагается на высоте 50–100 м. (иногда 200–250 м) в зависимости от скорости ветра, шероховатости земной
поверхности и устойчивости стратификации.
Сила трения направлена всегда в сторону, противоположную движению, и пропорциональна скорости. Сила трения уменьшает скорость движения воздушного потока и отклоняет его (воздушный поток) влево от изобар. Движение воздуха происходит не вдоль
изобар, а под некоторым углом к ним от высокого давления к низкому.
Равномерное прямолинейное движение воздуха при равновесии силы барического
градиента, отклоняющей силы вращения Земли и силы трения называется геотриптическим ветром. Влияние трения на направление и скорость ветра можно изобразить на следующей схеме. Под действием силы Кориолиса движение воздуха происходит не вдоль
градиента давления G, а под прямым углом к нему, т.е. изобар. Действительный ветер
изобразим вектором Vт. Сила трения лежит на одной прямой с вектором скорости, а сила
Кориолиса – под прямым углом к действительному ветру. Таким образом, угол между
действительным ветром и градиентом давления <90°. Поскольку G перпендикулярен изобарам, то действительный ветер оказывается отклоненным влево от изобар. Величина угла
отклонения зависит от степени шероховатости земной поверхности. Обычно она равна
20–30°.
Сила трения оказывает влияние и на ветер, дующий вдоль замкнутых изобар (градиентный). Скорость ветра также будет отклонятся влево от изобар
(по барическому градиенту). Поэтому в Северном полушарии циклоне ветер в нижней части будет дуть
против часовой стрелки, оттекая от периферии к центру. В антициклоне в нижних слоях ветер будет
направлен по часовой стрелке и выносить воздух от
центра к периферии (рисунок 59).
В Южном полушарии в циклоне ветер дует по
Рисунок 59 – Изобары (1) и личасовой стрелке, но составляющая скорости ветра и
нии тока (2) в нижних частях
там будет направлена к центру циклона. В антицикциклона
(а) и антициклона (б)
лоне ветер дует против часовой стрелки, а дополни123
тельная составляющая скорости направлена от центра к периферии.
Угол, на который отклоняется вектор скорости ветра от изобар, зависит от характера земной поверхности, скорости ветра, стратификации атмосферы (над морем – 10–20°;
над сушей – 40–50°).
Для того чтобы охарактеризовать изменение
направления и скорости ветра в зависимости от высоты, можно построить годограф (спираль Экмана). Годограф предсьтавляет собой кривую, соединяющую
концы векторов, изображающих ветер на разных высоатх и проведенных их одного начала (рисунок 60). Из
одной точки откладываем векторы, изобарический ве- Рисунок 60 – Годограф скоротер на разных высотах, их концы соединяем. Годограф
сти ветра в слое трения (спи– векторная диаграмма. С его помощью можно предраль Экмана)
ставить суточный ход ветра, изменение ветра с высотой
и др.
Суточный ход ветра хорошо выражен в слое трения. Скорость ветра у земной поверхности над сушей обнаруживает максимум около 14 ч., минимум – ночью или утром.
Над морем суточный ход практически не выражен или слабый максимум ночью. На высоте 500 м над сушей максимум наблюдается ночью, минимум – днем.
Причина такого суточного хода: суточный ход турбулентного обмена. Днем, когда
сильно развита турбулентность и конвекция, скорость ветра на разных высотах выравниваются (внизу растет, вверху – уменьшается). Ночью вертикальное перемешивание меньше, поэтому скорость ветра вверху будет больше, а внизу меньше, чем днем.
Изменяется в течение суток и направление ветра. В северном полушарии утром и
днем в приземном слое наблюдается правое вращение ветра, а вечером и ночью – левое.
При дневном усилении ветра он приближается к направлению ветра в верхней части слоя
трения (градиентному и геострофическому), т.е. к направлению изобарам, т.е. правое
вращение. Вечером и ночью, когда ветер ослабевает, он удаляется от изобар (геотриптический ветер) → левое вращение. На высоте направление ветра имеет противоположный
суточный ход: правое вращение ночью и левое днем.
В южном полушарии вращение идет в обратном направлении.
3. Режим ветра в РБ
Ветровой режим обусловлен общей циркуляцией атмосферы над Евразией и Атлантикой. В холодный период года преобладающими являются ветры юго-западного и западного направления. Повторяемость ветров юго-западной четверти горизонта составляет
45–50%, юго-восточной – 15–20% (связаны с юго-западной периферией сибирского антициклона). Повторяемость восточного и северо-восточного ветров примерно такая же, они
приносят континентальный арктический воздух со стороны Карского моря. Северозападные ветры (9–12%) приносят арктический воздух с Гренландского и Норвежского
морей. Чисто северные ветры в холодное время редки (5–8%).
В летнее время барические градиенты уменьшаются, воздушные течения слабее
зимних и носят иной характер. Преобладающими становятся северо-западные и западные
ветры. Повторяемость ветров западной составляющей (северо-западные, западные и югозападные) – 50%. Восточные ветры вместе с северо-восточными и юго-восточными характерны для 30% времени. Повторяемость ветров северных и южных приблизительно равна.
Весной и осенью ветры всех направлений почти равновероятны (весной больше
юго-восточные, осенью – юго-западные и западные).
Скорость ветра в среднем за год в Республике Беларусь составляет 3,5–4,0 м/с на
равнинах и возвышенностях, 3,0–3,5 м/с на низменностях и по долинам рек. Лишь в районах с большой лесистостью скорость снижается до 2,8–2,9 м/с. годовой ход скорости чет-
124
ко выражен: max осенью и зимой (циклоны), min – в конце лета. Суточный ход можно
проследить в теплый период года: max после полудня и min ночью.
Наиболее характерны для республики слабые ветры (2–5 м/с) – 60–75% времени.
Штилевые условия и тихие ветры (0–1 м/с) повторяются в течение 14–30% времени года.
Умеренные ветры (6–9 м/с) отмечаются в течении 6–25% времени. На долю сильных ветров (10 м/с и более) приходятся доли 1%, на открытых пространствах – несколько % (в
холодный период года).
Очень большие скорости ветра связаны с возникновением предгрозовых шквалов и
прохождением смерчей. Ежегодно (в среднем) в Беларуси 4 дня с разрушительными
шквалами. Они характеризуются также резкими изменениями направления ветра, чаще
всего образуются при прохождении холодного фронта. Наиболее вероятная скорость – 16–
20 м/с, может превышать 25–35 м/с. Еще более разрушительные смерчи. В них скорость
достигает 50–100 м/с. В среднем за год в Беларуси бывает 1–2 смерча.
125
ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ И ФРОНТЫ
1. Воздушные массы.
2. Фронты.
3. Струйные течения.
1. Воздушные массы
Воздушная масса – большой объем воздуха в тропосфере, соизмеримый по занимаемой площади с материком или океаном, обладающий некоторыми общими свойствами: температурой, влажностью, запыленностью (точнее, их приблизительной однородностью) и определенным типом стратификации.
При этом воздушная масса перемещается как одно целое в одном из макротечений общей циркуляции атмосферы. При перемещении в другие области, в оздушные
массы приносят туда свойственную им погоду. Общность свойств воздушной массы
определяется её формированием в определённом очаге (над однородной подстилающей
поверхностью и в однородных радиационных условиях). После выхода из очага, в процессе перемещения в другие районы Земли воздушная масса меняет свои свойства
(трансформируется). Однако и при этом сохраняются непрерывность изменений температуры и др. свойств в горизонтальном направлении и достаточно малые горизонтальные
градиенты.
Свойства воздушной массы в значительной мере определяют режим погоды над
занимаемой ею территорией, а их смена приводит к непериодическим изменениям погоды.
Классификация воздушных масс
1. По наиболее общим кинематическим и тепловым характеристикам и тепловым
характеристикам различают:
1)
тёплые,
2)
холодные,
3)
местные воздушные массы.
Холодная воздушная масса – перемещается с холодной поверхности на более
тёплую. Вызывает похолодание и осадки ливневого характера (температура ниже, чем
средняя равновесная).
Тёплая воздушная масса – перемещается с тёплой поверхности на более холодную, приносит потепление, конвекции не развивается (t > t равновесная).
Местные воздушные массы длительно находятся в одном районе, их свойства зависят от сезона (летом неустойчивые). Нейтральные.
2. По характеру стратификации различают:
1) устойчивые,
2) неустойчивые воздушные массы.
3. По положению очагов формирования различают географические типы воздушных масс:
1) арктические (антарктические),
2) полярные (умеренные),
3) тропические воздушные массы.
В каждом из этих типов различают морской и континентальный подтипы.
126
Ранее выделяли экваториальные воздушные массы. В настоящее время их относят
к тропическому морскому воздуху.
Арктический воздух формируется в северном полярном бассейне, зимой также над
наиболее далеко выдвинутыми частями материков (Таймыр, Колыма, Чукотка, арктическая часть Северной Америки). Его отличают низкие температуры, малое влагосодержание и большая прозрачность. Вторгаясь в более низкие широты, создаёт более-менее резкие похолодания. Прогреваясь к югу над морем, а летом и над сушей, приобретает неустойчивую стратификацию с образованием облаков и осадков конвекции.
Полярный воздух формируется в средних и субполярных широтах обоих полушарий.
Тропический воздух формируется круглый год в тропиках и субтропиках (антициклонах), а летом над сушей также на юге умеренных широт (юг Европы, Казахстан,
Средняя Азия, Монголия, Забайкалье и др.). При этом обычно подразумеваются воздушные массы, движущиеся из низких широт в высокие, но воздух пассатов – тоже тропический по происхождению.
Морской тропический воздух характеризуется высокими температурами, высокой
влажностью, устойчивостью стратификации, континентальный тропический воздух – предельно высокими температурами, низкой относительной влажностью, запыленностью, неустойчивой стратификацией.
2. Фронты
В результате неодинакового нагревания воздуха в различных районах, над сушей и
морем, под различными широтами возникают горизонтальные градиенты температуры и
давления в атмосфере. Вследствие переноса теплые и холодные массы воздуха могут приближаться друг к другу или, наоборот, удалиться. При сближении масс воздуха с различными физическими свойствами горизонтальные градиенты температуры, влажности, давления и других метеоэлементов увеличиваются, скорости ветра возрастают. Наоборот, при
удалении их друг от друга градиенты уменьшаются. Зоны, в которых происходит сближение воздушных масс (разнородных), называются переходными, или фронтальными зонами. Во фронтальных зонах, в соответствии с горизонтальной циркуляций, холодные
массы воздуха стремятся продолжить свой путь в область расположения тёплого воздуха,
а тёплые массы воздуха – в область расположения холодного воздуха. В этих зонах больших горизонтальных контрастов температуры и сильных ветров концентрируются большие запасы энергии, которые расходуются на образование циклонов и антициклонов.
Фронтальные зоны можно обнаружить ежедневно во внетропических широтах,
особенно много – в умеренных, где происходят встречи холодного воздуха (с севера) и
тёплого (с юга). Они зоны непрерывно возникают, обостряются и разрушаются. Однако по
интенсивности они различны, в зависимости от разности температур встречающихся воздушных масс.
Во фронтальных зонах в соответствии с большими горизонтальными градиентами
температуры, влажности и давления наблюдаются большие скорости ветра, обычно возрастающие с высотой (на высоте 200 м они достигают до
200 км/ч и более). Ширина фронтальных зон по сравнению
с размерами относительно однородных воздушных масс
обычно невелика.
Формирование фронтальной зоны сопровождается
возникновением поверхностей разделов между холодными
и тёплыми воздушными массами. Эти поверхности раздела называют атмосферными фронтами (рисунок 61).
127
Атмосферный фронт – поверхность раздела
между двумя разнородными воздушными массами в атмосфере. Фронты известны практически лишь в тропосфере, поэтому их называют ещё тропосферными фронтами.
Рисунок 61 – Поверхность фронта в вертикальном разрезе
Скорость движения фронта зависит от величины нормальной составляющей воздушного потока. В Европе средняя скорость достигает 30–35 км/ч, за сутки атмосферный
фронт проходит более 700 км (нередки случаи, когда путь фронта за сутки составляет
1200–1500 км).
При пересечении фронта с земной поверхностью (поверхностью уровня) образуется линия фронта.
Фронтальные поверхности всегда наклонены в сторону холодного воздуха, который как более плотный и тяжёлый располагается над тёплым воздухом в виде узкого клина. Угол наклона фронтальной поверхности к горизонту очень мал, меньше 1 о, тангенс угла наклона колеблется в пределах 0,001–0,002 и менее. Это значит, что если удалиться от
линии фронта в строну холодного воздуха на 200–300 км, то фронтальная поверхность будет находиться на высоте 2–3 км.
Наибольшая протяжённость фронтов по высоте в умеренных широтах 8–12 км, нередко они достигают тропопаузы. Ширина фронта в приземном слое – от нескольких километров до нескольких десятков километров, длина – сотни и тысячи километров.
Встретившиеся холодная и тёплая массы воздуха продолжают своё движение в
сторону массы, движущейся с большей скоростью. Одновременно двигается и разделяющая их фронтальная поверхность.
Если воздушные течения направлены с обеих сторон вдоль линии фронта, то фронт
заметно не перемещается. Такой фронт называется стационарным.
Классификация фронтов:
I. Фронты между воздушными массами основных географических типов
называют главными фронтами. Таких фронтов два:
- арктический (антарктический), разделяет арктические и полярные воздушные
массы;
- полярный, разделяет полярные и тропические воздушные массы;
Ранее выделяли тропический фронт (между тропическими и экваториальными воздушными массами).
Фронты между воздушными массами одного и того же географического типа называются вторичными.
II. В зависимости от направления движения фронта поверхности различают:
- тёплый фронт;
- холодный фронт.
Тёплый фронт – фронт, перемещающийся в сторону движения тёплого воздуха.
Тёплый воздух наступает, и фронт перемещается в сторону низких температур (рисунок
62). В тёплом воздухе, поднимающемся над фронтальной поверхностью, возникает характерная система облаков: слоисто-дождевые Ns и высокослоистые As облака с зоной обложных осадков, выпадающих перед линией фронта, шириной 300–400 км. Выше системы
Ns+As возникают перистые Cі и перисто-слоистые Cs облака, а под нею в холодном воздухе – разорванно-дождевые (Fn). Облака тёплого фронта могут быть очень мощными. По
горизонтали перпендикулярно линии фронта они часто распространяются на 500–700 км,
128
а по вертикали – до высоты 6–8 км и более. Длина такого фронта – 1000–2000 км. Наклон
тёплого фронта 1/500–1/250, а в приземной части тёплый фронт идёт ещё более полого
(следствие трения).
Холодный фронт – фронт между массами тёплого и холодного воздуха, перемещающийся в сторону тёплого воздуха. Холодный воздух при этом наступает и захватывает всё новые территории, над которыми до этого господствовал тёплый воздух. При вытеснении тёплого воздуха продвигающимся вперёд валом холодного воздуха (с крупным в
нижних слоях наклоном фронтальной поверхности) развивается облачная система, имеющая вид стены кучево-дождевых облаков Сb, тянущейся вдоль фронта со шквалами, ливнями, грозами. Дальше от линии фронта, где наклон фронтальной поверхности становится
более пологим, над ней может развиваться система высокослоистых As и слоистодождевых Ns облаков с обложными осадками, но может также наступать прояснение.
Холодный фронт может быть двух типов:
- холодный фронт первого рода (рисунок 63),
- холодный фронт второго рода (рисунок 64).
Рисунок 62 – Облачная система теплого фронта (Облака, 2007)
Холодный фронт первого рода – медленно движущийся или замедляющийся холодный фронт, являющийся пассивной поверхностью восходящего скольжения. Облачность его состоит в основном из системы As–Ns, близкой к облакам тёплого фронта. В её
передней части, однако, облака приближаются в Сb. Осадки вначале ливневые, затем переходят в обложные. Ширина зоны осадков меньше, чем у тёплого фронта (более крутой
наклон фронтальной поверхности).
129
Рисунок 63 – Облачная система холодного фронта первого рода (Облака, 2007)
Холодный фронт второго рода – быстро движущийся холодный фронт (обычно во
внутренней части циклона). Поверхность его в нижних слоях является пассивной поверхностью восходящего скольжения, а выше – активной поверхностью нисходящего скольжения. Облачность такого фронта сводится к валу Сb перед фронтом со шквалами, ливневыми осадками и грозами. За линией фронта наступает прояснение.
Рисунок 64 – Облачная система холодного фронта второго рода (Облака, 2007)
Профили тёплого и холодного фронтов заметно отличаются друг от друга. Это
объясняется тем, что при движении тёплый воздух в нижнем слое вследствие трения о
земную поверхность заметно растягивается в направлении, обратном движению, а движение холодного фронта у самой поверхности вследствие трения замедляется по сравнению
с верхней его частью. Тогда фронтальная поверхность на высоте от 0 до 2 км приобретает
форму вала, становясь более крутой.
130
По вертикали фронты не всегда достигают тропопаузы. Нередко их высота не превышает 1–3 км. В соответствии с этим и фронтальная облачность получает ограниченное
развитие. Даже при большой вертикальной протяжённости фронта облачность не всегда
представляет собой сплошную среду, а состоит из ряда слоёв с безоблачными пространствами между ними. Это связано с тем, что во многих случаях общий подъём тёплого воздуха нарушается, и в зоне фронта чередуются слои с восходящими и нисходящими движениями воздуха. При этом нисходящие движения вызывают разрушение облачной системы фронта, вплоть до полного рассеивания. При большой сухости воздуха облакообразование на фронте либо не происходит, либо возникают маломощные облака среднего и
верхнего ярусов, которые не дают осадков.
III. При смыкании холодного и тёплого фронтов образуется сложный (комплексный) фронт – фронт окклюзии (рисунок 65, 66). Смыкание фронтов происходит из-за
различия скоростей их движения. Холодный фронт обычно располагается в тыловой (западой) части циклона, а тёплый – в передней (восточной). В системе развивающегося циклона холодный фронт двигается быстрее теплого. При разных скоростях движения через
некоторое время холодный фронт догоняет теплый и, смыкаясь с ним, образует фронт окклюзии.
Различают:
- тёплый фронт окклюзии, или фронт окклюзии характера тёплого фронта. В этом
случае воздух за холодным фронтом оказывается теплее, чем воздух перед теплым фронтом (рисунок 55);
- холодный фронт окклюзии, или фронт окклюзии характера холодного фронта, когда воздух за холодным фронтом холоднее, чем перед тёплым (рисунок 56).
В каждом из них различают:
- нижний фронт (а) линия пересечения одной из фронтальных поверхностей с землёй;
- верхний фронт (б) линия, вдоль которой граничат три воздушные массы;
- поверхность окклюзии (аб) – поверхность раздела двух холодных воздушных масс
между верхним и нижним фронтами.
Рисунок 65 – Схема облачной системы фронта окклюзии по типу теплого фронта
(Облака, 2007)
131
Рисунок 66 – Схема облачной системы фронта окклюзии по типу холодного фронта
(Облака, 2007)
Облачные системы обоих фронтов, сомкнувшись, сначала сохраняются и дают обложные осадки. Однако в связи с общим подъёмом воздуха в системе циклона и его охлаждением горизонтальные градиенты температуры уменьшаются, фронт окклюзии ослабевает, а облака рассеиваются.
Погода во фронтальных зонах
Прохождение атмосферного фронта через пункт или район, как правило, не остаётся незамеченным. При приближении тёплого фронта с хорошо развитой облачностью к
пункту наблюдения сначала появляются перистые облака в виде крючков, после которых
следуют перисто-слоистые облака. Затем по мере приближения фронта давление воздуха
постепенно понижается. Одновременно с понижением давления температура и удельная
влажность воздуха медленно повышаются. Облака становятся все плотнее, начинают выпадать обложные осадки, которые ослабевают или вовсе прекращаются лишь после прохождения фронта. При прохождении фронта температура и удельная влажность обычно
резко возрастают, ветер усиливается. После прохождения фронта направление ветра меняется, а скорость его уменьшается, понижение давления постепенно прекращается и
начинается даже слабое повышение. Зимой при прохождении тёплого фронта обычно появляются низкие слоистые облака и туман.
При приближении к пункту наблюдения холодного фронта с небольшой неустойчивостью тёплого воздуха сначала появляются кучево-дождевые облака с ливневыми
осадками, после прохождения фронта наблюдаются слоисто-дождевые и высоко-слоистые
облака, ливневые осадки сменяются обложными, которые прекращаются по мере приближения высоко-слоистых и перистых облаков. Как правило, ширина зоны осадков при прохождении холодного фронта меньше, чем тёплого. При приближении холодного фронта
давление воздуха понижается, а после прохождения его резко возрастает. Температура и
удельная влажность после прохождения фронта резко понижаются. Ветер перед фронтом
может усилиться до штормового, затем он медленно ослабевает и меняет своё направление.
132
3. Струйные течения
Аэрологические наблюдения помогли изучить многие особенности ураганных ветров на высотах – струйных течений в атмосфере.
На ежедневных картах барической топографии в средней и верхней тропосфере,
как и в нижней стратосфере, обнаруживаются переходные зоны между высокими холодными циклонами и тёплыми антициклонами. Это уже знакомые нам фронтальные зоны.
Высотные фронтальные зоны окаймляют земной шар в обоих полушариях.
К числу основных характеристик высотных фронтальных зон относят градиенты
температуры, влажности, давления и ветра. Во фронтальных зонах очень часто скорости
ветра на высотах превышают 30 м/с (108 км/ч).
Своё название струйные течения получили в 1940-х гг. Они представляют собой
сильные воздушные течения (струи) в середине воздушных потоков, имеющих малые скорости. Они быстро перемещаются вместе с высотными фронтальными зонами, усиливаясь
или ослабевая.
Струйное течение (по определению Аэрологической комиссии ВМО) – сильный
узкий поток с квазигоризонтальной осью, расположенной в верхней тропосфере или стратосфере, и характеризующийся большими горизонтальными и вертикальными изменениями градиента скорости ветра с наличием одного или нескольких максимумов скорости
ветра.
Длина струйного течения – порядка тысяч километров, ширина – сотен километров, вертикальная мощность – несколько километров. От оси струйного течения к его периферии скорости ветра быстро уменьшаются. Максимальные скорости ветра на оси могут достигать 50–100 м/с, за нижний предел условно принимается 30м/с. Изменение градиента скорости ветра называется сдвигом ветра. Сдвиг ветра в зоне струйных течений
достигает больших величин, как в горизонтальном (10 м/с и более на 100 км), так и в вертикальном направлении (около 5–10 м/с на 1 км).
Струйные течения характерны для всех районов земного шара. По высоте расположения их делят на тропосферные и стратосферные.
Тропосферное струйное течение – перенос воздуха в виде узкого течения с большими скоростями ветра в верхней тропосфере или нижней стратосфере, с осью вблизи
тропопаузы; в полярных широтах – также и на более низких уровнях.
Тропосферные струйные течения делятся на:
струйные течения умеренных широт (полярно-фронтовые),
субтропические струйные течения,
арктические струйные течения.
Тропосферные струйные течения характеризуются западным направлением ветров
в течение года.
Струйные течения умеренных широт возникают между высокими антициклонами и
циклонами (рисунок 67). Они являются наиболее подвижными, а по интенсивности
наиболее изменчивы. Высота оси струи располагается чаще всего на уровне 7–10 км зимой и 8–10 км летом. Максимальные скорости на оси изменяются в широких пределах в
зависимости от контрастов температуры в высотных фронтальных зонах. Средние мах
скорости ветра обычно равны 40–50 м/с, иногда превышают 80–100 м/с.
133
Рисунок 67 – Струйное течение умеренных широт
Субтропические струйные течения в Северном полушарии формируются на северной периферии высоких субтропических антициклонов. Они менее подвижны. Высота оси
течения 12–14 км. Средний максимум скорости ветра зимой превышают 50–60 м/с, летом
– 30–40 м/с. Зимой течения смещаются в сторону тропиков и находятся над широтами 25–
35°. Летом она (зона течений) смещена к северу над океанами на 50–10°, над материками
– на 10–15°. Струйные течения особенно интенсивны у восточных берегов Азии и Северной Америки и относительно слабее выражены над восточными районами Атлантики и
Тихого океана.
Стратосферные струйные течения – струйные течения с осью выше тропопаузы. Такие течения наблюдаются на всех широтах. Среди них различают:
 струйное течение на краю полярной ночи. Западное течение в верхней стратосфере и мезосфере планетарного характера, возникает зимой вблизи полярного круга, в зоне больших меридиональных градиентов температуры
между приполюсной областью, где господствует полярная ночь, и более
низкими широтами, где наблюдается суточная смена дня и ночи. Ось его
расположена на высоте около 60 км.
 летнее стратосферное струйное течение. Восточное струйное течение планетарного характера в стратосфере, оно возникает на обращённой к экватору
периферии летнего стратосферного антициклона, ось его расположена в
среднем на широте 45° и высоте около 60 км, средняя скорость ветра на оси
около 50 м/с.
 экваториальное струйное течение. Восточное струйное течение в стратосфере вблизи экватора (не далее, чем под 15–20° широты), его ось расположена
на высоте около 20–30 км, максимум скорости ветра 50 м/с. Режим его неустойчив.
Струйные течения обычно изображают на вертикальных разрезах атмосферы. На
них наносятся изотахи (линии равных скоростей ветра), изотермы, атмосферные фронты,
тропопауза.
Струйные течения играют важную роль в режиме атмсферной циркуляции. Они –
главные артерии атмосферы. Знание их особенностей важно для авиации, особенно для
безопасности полётов.
134
ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ
1. Общая циркуляция атмосферы. Факторы, определяющие общую циркуляцию
атмосферы.
2. Зоны давления и ветер на высоте.
3. Центры действия атмосферы.
1. Общая циркуляция атмосферы
Под общей циркуляцией атмосферы обычно понимают совокупность течений
воздуха крупных масштабов, благодаря которым осуществляется обмен его по горизонтали и вертикали.
Другими словами общая циркуляция атмосферы – система крупномасштабных воздушных течений по Земле (т.е. течений, соизмеримых по размерам с большими частями
материков и океанов).
Основными крупномасштабными атмосферными движениями являются воздушные
течения, обусловленные разностью температуры между различными широтами вблизи
земной поверхности и на высотах. К ним относятся также воздушные течения в системе
циклонов и антициклонов, тропосферные и стратосферные струйные течения, пассаты и
муссоны. Именно эти виды воздушных течений играют важную роль в формировании погоды и климата. Мелкомасштабные движения (бризы, горно-долинные ветры, шквалы,
смерчи и пр.) имеют местное значение, они зарождаются (шквалы, смерчи) или разрушаются под влиянием крупномасштабной циркуляции.
Исследования общей циркуляции атмосферы начались в XVII–XVIII вв. с попыток
объяснить пассатную циркуляцию. В середине XIX века Мори уже дал схему циркуляции
атмосферы на всем земном шаре. В XIX–XX вв. основой для изучения общей циркуляции
атмосферы служили карты средних значений метеоэлементов (температуры, давления,
ветра, осадков). Были установлены сезонные характеристики ветра, давления, температуры и общие черты климата в разных районах земного шара. Но эти значения не могли дать
исчерпывающей информации о многообразии непериодических процессов. Отсутствовали
данные о распределении метеоэлементов на высотах, что увеличивало трудности.
В результате переоценки роли средних карт приземного давления и ветра долгое
время главенствовало представление о малой изменчивости характера атмосферных процессов в низких широтах, об устойчивости субтропических антициклонов, зимнего сибирского антициклона. С развитием синоптических карт появилась возможность изучать непериодические процессы.
С введением анализа атмосферных фронтов было сделано несколько попыток создать схемы общей циркуляции атмосферы. В этих схемах большое значение в междуширотном обмене придавалось вертикальной циркуляции, представляемой в виде замкнутых
и незамкнутых колес. При изображении междуширотного обмена между экватором и тропиками всеми исследователями принималось классическое представление о пассатной
циркуляции, основу которой дали Галлей (1686) и Гадлей (1735) (ячейка Гадлея).
Изучался и междуширотный обмен на высотах. Показано, что он осуществляется
путем горизонтального переноса, в котором главную роль играют струйные течения.
Очевидно, невозможно построить одну схему общей циркуляции атмосферы, которая бы полностью отражала многообразие ее характера над материками и океанами в разные сезоны года. В настоящее время при построении схем общей циркуляции атмосферы
исходят из положения квазигеострофичности течений обшей циркуляции, т.е. приближены к геострофическому ветру. В слое трения течения отклоняются от геострофичности
ветра и от изобар, но зная средний угол отклонения, можно восстановить по полю давления поле ветра.
В свободной атмосфере, где отклонения течений общей циркуляции от геострофичности ветра невелики, течения можно назвать квазигеострофичным. Условия квази135
геострофичности не выполняется на экваторе (сила Кориолиса равна нулю или ничтожно
мала и не может уравновесить силу горизонтального барического градиента).
Факторы, определяющие общую циркуляцию атмосферы:
1) лучистая энергия Солнца;
2) вращение Земли;
3) влияние подстилающей поверхности;
4) сила трения.
Лучистая энергия Солнца приводит к нагреванию земной поверхности, а от нее
путем теплообмена нагревается атмосфера. Около 2% поступающей энергии превращается в кинетическую.
Рассмотрим гипотетический случай: Земля не вращается. На полюсах холодно, образовались устойчивые области высокого давления. На экваторе жарко, т.е. сформировалась область низкого давления, идет постоянный восходящий поток воздуха, выпадают
осадки. Вдоль земной поверхности ветры дуют от полюсов к экватору, где воздух поднимается и растекается к полюсам (рисунок 68).
Рисунок 68 – Циркуляции атмосферы на невращающейся планете
Область высокого атмосферного давления вблизи полюсов и область низкого давления вблизи экватора, появление которых связано с термическими условиями (температурным режимом) называются термическими максимумами и минимумом. По образному
выражению Шулейкина В.В., на экваторе находится нагреватель, а на полюсах – холодильники. Они создают тепловую машину, первого рода, вызывающую межширотный
обмен воздуха. Термическая разница между широтами вызывает меридиональную составляющую атмосферной циркуляции.
Вращение Земли. При решении теоретических задач по общей циркуляции атмосферы скорость вращения Земли обычно принимается постоянной, хотя установлено, что
она подвержена сезонным и внутрисезонным изменениям.
Вследствие вращения Земли значительно усложняется рассмотренная выше схема.
В действие вступает отклоняющая сила Кориолиса. Массы воздуха, растекающиеся в
верхних слоях атмосферы от экватора постепенно отклоняются в северном полушарии
вправо, в южном – влево (так возникает зональная составляющая циркуляции атмосферы).
На широтах 20–30° их движение становится параллельным экватору, и дальше им заворачивать некуда: подпирает идущий от экватора воздух. Воздуху как бы становится тесно,
создаются полосы высокого атмосферного давления, образование которых связано с характером движения воздуха, а не с его температурой. Поэтому она называется динамическими областями высокого давления, от приполярных термических мах они отделяются
динамическими областями относительно пониженного атмосферного давления (рисунок 69).
136
Рисунок 69 – Общая циркуляция атмосферы
В динамических областях высокого атмосферного давления воздух начинает опускаться, при опускании влажность его становится низкой. В этих широтах (с некоторыми
отклонениями) по всем континентам Земли прослеживается полоса пустынь, полупустынь
и сухих степей. В северном полушарии это пустыни Мексики, Аравии, Сахара, Ирана и
Афганистана, Средней Азии, Тар, Такла-Макан, Гоби, горные пустыни Тибета; в южном –
Атакама, Намиб, Калахари, пустыни в Австралии.
От динамических максимумов, находящихся в тропических широтах, ветры
устремляются в 2 стороны: к экватору и средним широтам. Постоянные ветры, дующие к
экватору в северном полушарии, отклоняются вправо и из северных превращаются в северо-восточные (в южном аналогично, из южных в южно-восточные). В приэкваториальной
области направление и тех, и других становится близким к восточному. Эти ветры носят
название пассатов5.
Ветры, дующие в сторону умеренных широт, под действием силы Кориолиса в конечном итоге превращаются в западные. Поэтому в средних широтах 45–60º преобладают
западные ветры, составляющие западный перенос6 (западные воздушные течения умеренных широт).
Приполярные термические максимумы давления создают свои системы ветров, которые, растекаясь от полюсов к умеренным широтам и отклоняясь вправо (в северном полушарии) или влево (в южном) становятся северо-восточными и юго-восточными.
В июне–августе Солнце находится в зените над тропическими широтами Северного полушария, соответственно в декабре–феврале – Южного полушария. Поэтому широта
наибольшего прогревания (термический экватор) несколько смещается по сезонам, а вме-
от исп. Viento di pasada – ветер перехода; ветер, благоприятствующий переходу. В эпоху парусного флота
пассаты, именно благодаря постоянству с успехом использовались мореплавателями
5
6
137
сте с ней – и термическая зона низкого давления7 и динамические области повышенного и
пониженного давления. Но их взаимное расположение сохраняется.
Такая схема общей циркуляции атмосферы была бы при условии, что поверхность
планеты была бы совершенно однородной, что одно и тоже количество солнечной радиации, поступающей на земную поверхность вызывало бы в любом месте земного шара повышение температуры на одну и ту же величину, а при одинаковой отдаче энергии – температура одинаково понижалась. На самом деле это не так!
Различия в нагревании материков и океанов вызывают возникновение тепловой
машины второго рода (по В.В. Шулейнину).
Влияние подстилающей поверхности в создании сезонных особенностей общей
циркуляции атмосферы велико. Поверхность суши в обоих полушариях распределяется
неравномерно: суша занимает 39,3% площади в северном полушарии и 19,1% в южном.
При этом в экваториальной зоне обоих полушарий материки занимают примерно одинаковую площадь, а в высоких и средних широтах отличия значительны. Особенно существенно то, что в южном полушарии благодаря Антарктиде между 80 и 90° ю.ш. суша занимает 100% площади, а между 40 и 60º ю.ш. только 0–4%. В северном полушарии 80–
90ºс.ш. – 0–20%, 40–60º с.ш. – 43,5–61%.
Материки имеют сложные очертания, горные системы заставляют ветры менять
направление. Все это вносит свои коррективы в общую циркуляцию атмосферы.
Влияние материков и океанов на температуру воздуха не ограничивается лишь
приземным слоем, а распространяется на всю тропосферу путем турбулентного перемешивания.
Так, в зимнее время на одинаковой широте материки имеют температуру Т1, а океаны – более высокую температуру Т2 (Т2>Т1). В соответствии с этими условиями, если
выделить единичный объем воздуха, то он, проходя над материком вплоть до восточного
берега, будет охлаждаться. Охлаждение будет тем медленнее, чем дальше от западного
берега удалится воздух. Вступая на океан, он будет сначала быстро, а затем медленнее
нагреваться. В результате изотермы примут волнообразный вид (рисунок 70).
Рисунок 70 – Влияние подстилающей поверхности на распределение температуры воздуха
Фактическое расположение изогипс на картах относительной барической топографии января близко к расположению изотерм. Летом влияние материков и океанов обратное, поэтому изотермы располагаются противоположно (волны тепла над сушей и холода
над океанами), хотя и несколько сглажено.
В южном полушарии изотермы следуют в широтном направлении, т.к. здесь в
средних широтах нет чередующихся массивов суши и океанов, а Антарктида способствует
формированию более низких температур, чем в Арктике.
Сила трения уменьшает скорость ветра и отклоняет его направление от первоначального.
в июле она распологается между 35° с.ш. и 5° ю.ш.; в январе – между 15° с.ш. и 25° ю.ш.; р <1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.
7
138
Таким образом, зональность циркуляции проявляется в преобладании меридиональных составляющих барического градиента над широтными, а следовательно в преобладании широтных составляющих ветра над меридиональными. При этом то или иное
направление ветра (западное или восточное) преобладает одновременно или постоянно в
значительной по широте зоне земного шара. В тропиках – восточное; в умеренных широтах – западное (но резко меняется); на востоке Азии – велика меридиональная составляющая.
2. Зоны давления и ветры на высотах
В верхней тропосфере и стратосфере высокое атмосферное давление более-менее
совпадает с высокой температурой, а низкое давление – с низкой температурой (рисунок 71).
Рисунок 71 – Зональное распределение давления и потоков воздуха в верхней тропосфере
и в нижней стратосфере. Справа – направление барических градиентов вдоль меридиана в
соответствующих зонах
Температура в тропосфере падает от низких широт к высоким. Поэтому и горизонтальный барический градиент направлен из низких широт в высокие. Это можно проследить и по высоте изобарической поверхности 300мб (гПа): зимой над экватором она лежит
на высоте 9700 м., над полюсами гораздо ниже – 8100–8400м.
При таком распределении температуры и давления горизонтальный барический
градиент направлен от экватора к полюсам, а геострофический ветер – с запада на восток
в обоих полушариях.
Таким образом, в верхней тропосфере и нижней стратосфере мы имеем два планетарных циклонических вихря с центрами близ полюсов и господствующий западный перенос воздуха. За исключением экваториальных широт, где дуют восточные ветры, т.к. в
сравнительно узкой зоне вблизи экватора барический градиент будет направлен к экватору.
В стратосфере имеет место явление стратосферного обращения ветра. Это явление
связано с сезонным изменением температуры стратосферы. Полярная стратосфера летом
значительно теплее тропической (температура соответственно -45ºС и -70º–90ºС). Поэтому меридиональный барический градиент давления летом также меняется на противоположный. Это можно проследить, начиная с велопаузы или стратонуля (рисунок 72). В соответствии с направлением горизонтального барического градиента в верхней стратосфере над летним полушарием возникнет околополюсный антициклон и восточный перенос
воздуха.
Зимой во всей толще стратосферы сохраняется западный перенос воздуха.
139
Рисунок 72 – Зональное распределение давления и потоков воздуха в стратосфере выше
20–25 км (летом Северного полушария). Справа – направление барического градиента
вдоль меридиана
3. Центры действия атмосферы
На картах, отображающих распределение среднее многолетнее давление на уровне
моря в январе или июле можно заметить, области повышенного или пониженного давления, которые очерчены замкнутыми изобарами. Такие области называются центрами действия атмосферы (ЦДА).
Центр действия атмосферы (ЦДА) – область низкого или высокого давления на
многолетней средней карте, являющаяся статистическим результатом преобладания в
данном районе барических систем одного знака над барическими системами другого знака.
Они делятся на перманентные и сезонные.
Перманентные (от лат. permanentis – постоянный, беспрерывный) – действуют в
течении всего года. К таким относятся экваториальная депрессия, океанические субтропические антициклоны, океанические субполярные депрессии. Они могут иметь годовой ход
интенсивности: субтропические мах летом развиты лучше и распространяются на более
высокие широты; океанические депрессии высоких широт достигают наибольшей глубины зимой и слабо выражены на летних картах.
Сезонные – обнаруживаются на картах только летних или зимних месяцев. В противоположном сезоне меняют свой знак. Это сибирский и канадский максимумы, азиатский минимум и др.
На карте января экваториальная депрессия лежит между 15º с.ш. и 25º ю.ш., минимальные значения давления между 5 и 10º ю.ш. (давление ниже 1015 гПа). Обнаруживаются три области замкнутых изобар над южными материками.
Субтропические зоны повышенного давления 30–35º широты. В южном полушарии
над океанами области замкнутых изобар, над материками – области относительно низкого
давления. В северном полушарии над океанами замкнутые изобары (Азорский и Гавайский (Гонолульский) максимумы).
Умеренные и субполярные широты Южного полушария заняты почти сплошной
зоной пониженного давления. В Северном полушарии – область пониженного давления
только над океанами: Исландский и Алеутский минимумы; над материками область повышенного давления – Азиатский и Канадский максимумы.
Полярные широты заняты областью относительно повышенного давления, особенно над Антарктидой.
Среднее значение давления для Земли на уровне моря 1013,25 гПа, а на уровне
местности – 982 гПа.
140
Общую циркуляцию атмосферы можно представить как несколько взаимосвязанных зональных звеньев:
Высокоширотное (полярное) звено простирается от полюсов до широт 65°. До высоты 2–3 км. Преобладают восточные ветры, выше – западный перенос. Особенно сильны
восточные ветры в полярной области южного полушария в связи с наличием здесь ледяного покрова. В северном полушарии эти ветры имеют наибольшую скорость в Гренландии, Сибири и Канаде. Эти восточные, приносящие полярный воздух ветры, встречаясь с
более теплыми, западными ветрами, образуют арктический фронт.
Среднеширотное (умеренное) звено расположено между 65 и 30–25º широты, т.е.
между субтропическим полюсом высокого давления и поясом субполярной депрессии. В
северном полушарии в этой области преобладает движение воздуха с юго-запада на северо-восток; в южном – с северо-запада на юго-восток. Эти ветры, обычно называемые западным переносом, удерживаются между 30 и 60° широты каждого полушария. В течение
всего года в этой области часты бури, грозы и шквалы. Указанные ветры наблюдаются
здесь в течении всего года, но их скорость зимой больше, чем летом. В южном полушарии
зону, где наблюдаются эти ветры, называют «ревущие сороковые», т.к. ветры здесь весьма
устойчивы и развивают над сплошной водной поверхностью, непрерывающейся крупными материками, особенно большую скорость. С высотой западный перенос усиливается.
Междуширотный обмен тепла и холода осуществляют циклоны и антициклоны.
Низкоширотное (тропическое) звено находится между 25–30º широты и экватором. Здесь господствуют пассаты: воздух вблизи земной поверхности двигается с сильной
восточной составляющей к экватору. Над экватором наблюдается восходящее движение
воздуха. Начиная с высоты 1–2 км. У тропиков и до верхней границы тропосферы у экватора, т.е. над пассатами дуют западные ветры.
141
ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ В НИЗКОШИРОТНОМ ЗВЕНЕ
1. Пассаты.
2. Внутритропическая зона конвергенции.
3. Муссоны.
4. Тропические циклоны.
1. Пассаты
Пассаты – устойчивые восточные ветры умеренной скорости (5–8 м/с у земли),
которые дуют в каждом полушарии на обращенной к экватору стороне субтропической
зоны высокого давления (рисунок 73).
Рисунок 73 – Схема потоков воздуха в зоне пассатов.
1 – изобары субтропических антициклонов, 2 – ветры вблизи земной поверхности,
3 – ветры над уровнем трения
В приземных слоях атмосферы, где действуют силы трения, ветер отклоняется от
изобар (градиентного ветра). Поэтому в северном полушарии вместо восточного дует северо-восточный ветер, а в южном – юго-восточный.
Вследствие трения пассаты получают дополнительную составляющую, направленную к экватору. Поэтому пассаты в северном полушарии называются северо-восточными,
а в южном – юго-восточными. Но это только в том области, где изобары субтропического
антициклона вытянуты по широте.
Большая устойчивость направления пассатов объясняется тем, что в тропиках распределение давления день ото дня меняется мало. Но направления этих ветров подвержено некоторым изменениям.
Т.к. пассаты, перемещаясь к экватору, двигаются над океаном с менее теплой поверхности на более теплую, то в нижних слоях пассатное течение приобретает неустойчивую стратификацию. Устанавливаются большие вертикальные градиенты температуры,
которые превышают в несколько раз сухоадиабатический градиент. Все это приводит к
тому, что развивается сильная конвекция (скорость 2,5–4 м/с). Но она получает развитие
лишь в нижнем слое – до высоты 1200–2000 м. На этих высотах в зоне пассатов располагается задерживающий слой с инверсией температуры, или (по крайней мере) изотермический слой. Эта инверсия – инверсия оседания. Она наблюдается в каждом антициклоне,
задерживает развитие конвекции на сравнительно низком уровне. Облака не получают
большого вертикального развития, носят название пассатных кучевых облаков. Они, в
общем, сходны с кучевыми облаками хорошей погоды в умеренной зоне. Часто принимают характер слоисто-кучевых облаков. Пассатные облака не дают осадков, либо из них
выпадают незначительные кратковременные и мелкокапельные осадки. Причина: отсут-
142
ствие в этих облаках ледяной фазы, капли образуются только путем коагуляции 8. Вертикальная мощность пассатов изменяется от 2–4 км на широте 20°, до верхней границы тропосферы у экватора.
Ранее (в XVII в.) предполагалось, что циркуляция воздуха в зоне пассатов простая.
Механизм циркуляции носит название «ячейка Гадлея»: в приземной части движение воздуха от субтропических широт к экватору, подъем его над экватором, отток в верхних
слоях к субтропическим широтам и его опускание там. При этом ветры на высотах с
направлением, противоположным пассату, назвали антипассатами, а возникновение областей повышенного давления – объяснялось нисходящими токами воздуха. Исходя из этой
теории, области высокого давления над тропиками должны быть непрерывными, окаймляющими земной шар между широтами 20 и 30°. В действительности на картах мы находим несколько антициклонов, которые меняют свое положение от сезона к сезону.
Согласно новым данным аэрологических наблюдений, северо-восточные ветры у
земной поверхности на высотах не переходят в юго-западные (противоположные). Ученые
пришли к выводу, что пояса высокого давления в классическом варианте не существует,
что не пассатная циркуляция является причиной образования зон высокого давления в
субтропиках, а пассаты – следствие непрерывно возникающих в этой области антициклонов.
Было установлено, что субтропические антициклоны непрерывно регенерируют.
Это связано с тем, что под высотными фронтальными зонами тропосферы в средних широтах непрерывно возникают циклоны и антициклоны. Но в антициклонах барический
градиент направлен от центра, а сила Кориолиса – к центру. Отклоняющая сила в антициклоне (и в циклоне) больше в той части вихря, которая ближе к полюсу. Поэтому антициклоны будут смещаться к экватору. В результате ослабления отклоняющей силы в низких широтах (25–30°) северного и южного полушарий антициклоны скапливаются, особенно над океаном, образуя субтропические максимумы, вытянутые по широте.
В настоящее время антипассатами называются западные ветры, такие же, как и в
более высоких широтах на тех же уровнях.
2. Внутритропическая зона конвергенции
Пассаты разных полушарий разделены переходной зоной, где наблюдается сходимость воздушных течений.
Внутритропическая зона конвергенции – переходная зона между пассатами северного и южного полушарий или между пассатом и муссоном, или между пассатом и экваториальными западными ветрами (рисунок 74).
Она характеризуется конвергенцией скорости, ослаблением скорости ветра и сходимостью линий тока, по крайней мере, в слое трения. Конвергенция и возникновение
волновых и вихревых возмущений создают во внутритропической зоне конвергенции режим переменных ветров и усиливают конвергенцию. Облака конвекции (кучевые и кучево-дождевые) имеют большое вертикальное развитие и образуют мезомасштабные облачные скопления. Этому способствует то, что во внутритропической зоне конвергенции отсутствует пассатная инверсия. Из них выпадают обильные осадки. В связи с этим наряду
со штилями здесь часты шквалы, а также возникают тропические циклоны.
Ширина внутритропической зоны конвергенции различна, но в общем порядка нескольких градусов широты; над каждым океаном она может содержать несколько облачных скоплений с разрывами между ними. Над материками в отдалении от экватора внутритропическая зона конвергенции может сводиться к резкому тропическому фронту с резкими контрастами температур.
8
Коагуляция – в метеорологии – укрупнение облачных капель вследствие их столкновения и слияния. Различают: 1)гравитационную, 2) турбулентную, 3) бруоновскую и 4) электростатическую коагуляцию.
143
В барическом поле ей соответствует экваториальная депрессия. В течение года положение внутритропической зоны конвергенции меняется, при этом в большинстве случаев она смещается в то полушарие, где лето. Однако над Атлантическим океаном и восточной частью Тихого океана она находится весь год в северном полушарии. Ото дня ко дню
внутритропическая зона конвергенции испытывает значительные смещения.
Рисунок 74 – Основные типы потоков воздуха во внутритропической зоне конвергенции.
/ – сходимость у тропического фронта вблизи экватора; // – сходимость пассатов на большем расстоянии от экватора (летний экваториальный муссон); /// – экваториальная зона
западных ветров
Поскольку субтропические антициклоны – области повышенного давления с замкнутыми изобарами, то между ними наблюдается ложбина пониженного давления (пассатная ложбина), проникающая в низкие тропические широты. По ней может проходить
пассатный фронт этот фронт разделяют две массы тропического воздуха с несколько различающимися свойствами (старый тропический воздух более свежий тропический воздух). Обычно пассатный фронт является продолжением полярного фронта в тропиках.
Осадки в пассатной зоне выпадают, главным образом, в связи с пассатными фронтами.
3. Муссоны
В некоторых областях тропиков, в особенности над материками, вблизи них, пассаты дуют в течение одного полугодия, а в другом полугодии сменяются преобладающими
западными ветрами. Но эта система сменяющих друг друга ветров носит название тропических муссонов.
Муссоны (от араб маусим – сезон) – макромасштабный режим воздушных течений
над значительной частью земной поверхности, отличающиеся высокой повторяемостью
одного преобладающего направления ветра в течение всего сезона (зимнего или летнего),
но с резким изменением этого направления (на противоположное или близкое к нему) от
одного сезона к другому.
Муссоны – устойчивые сезонные режимы воздушных течений с резким изменением преобладающего направления ветра от зимы к лету и от лета к зиме (рисунок 75). Зимнему муссону всегда противопоставляют летний, поэтому обычно говорят о муссонах во
множественном числе.
Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением давления в течение
каждого сезона, а их сезонная смена – с коренными изменениями давления от сезона к сезону. Соответственно меняющемуся направлению барического градиента изменяется
направление ветра.
Необходимые географические условия образования муссонов:
1) наличие более-менее больших площадей суши;
2) достаточно сильные колебания температуры в течение года.
Муссоны не вписываются в рассмотренную нами схему общей циркуляции атмосферы. Но они являются важным элементом этой схемы, т.к. во многих областях земного
шара их заменяют постоянные ветры: пассаты и западный перенос.
144
Рисунок 75 – Муссоны
Муссоны в тропиках (тропические муссоны) обусловлены тем, что экваториальная
депрессия и связанная с ней зона внутритропической конвергенции в течение года отодвигаются от экватора сначала в южное, а затем в северное полушарие (летнее). В Тихом
(за исключением западной части) и Атлантическом океанах муссоны в тропических широтах развиты мало. Над этими океанами в тропиках преобладают пассаты в течение всего
года. Наиболее интенсивно муссонная циркуляция проявляется в бассейне Индийского
океана (от восточных побережий экваториальной Африки до Индокитая и Австралии) и в
западной части Тихого океана.
Причины существования здесь зоны сильного развития муссона: наличие к северу
от Индийского океана Евразии, расположение Африки практически симметрично относительно экватора.
В случае с Африканским материком происходит следующее: летом над Сахарой
расположена зона пониженного давления, а зимой – отрог Азорского максимума. Над
Южной Африкой положение аналогичное. Поэтому барический градиент меняет свое
направление: зимой – в сторону Сахары, летом – от нее. Соответственно меняется направление ветров.
В бассейне Индийского океана тропические муссоны объясняются тем, что над
Южной Азией в течение года происходит резкая смена давления (летом – депрессия, зимой – антициклон). В июле экваториальная депрессия занимает крайнее северное положение. Область распространения пассатов сдвигается к северу. В полосе, примыкающей с
юга к депрессии, место пассатов занимают ветры, близкие по направлению к противоположным ветрам: воздух направляется от экватора к сместившейся к северу экваториальной депрессии. К январю экваториальная депрессия постепенно смещается на юг, но только местами заметно сдвигается в южное полушарие, пассаты в северном полушарии доходят до экватора, сменяя т.о. противоположные по направлению ветры. Летний муссон дует от экватора – влажная с осадками погода; зимой – это пассат соответствующего полушария с соответствующей погодой (малое количество осадков или их отсутствие).
В Индии летний муссон – юго-западный, зимний – северо-восточный; в Китае – соответственно южный или юго-восточный и северный или северо-западный (перенос воздуха ближе к меридиональному). Летние осадки по происхождению фронтальные, орографические или конвективные.
4. Тропические циклоны
Тропические циклоны зарождаются в штилевой зоне только над океанами (между
5° и 20°) в обоих полушариях и двигаются с востока на запад вдоль изобар.
Тропические циклоны меньше внетропических, их диаметр составляет десятки и
сотни километров. Горизонтальные градиенты давления и температуры значительны: в
145
среднем 20–40 гПа/100 км, могут достигать до 40–60 гПа/100 км. Давление в центре циклона в среднем равняется 960–970 гПа. Система циркуляции воздуха в тропических широтах аналогична циркуляции во внетропических широтах.
Причина возникновения тропических циклонов еще недостаточно известна. Предполагается, что их образование связано с большой термической неустойчивостью воздуха
при его достаточном влагосодержании. В зоне возникновения тропического циклона температура поверхностных вод океанов составляет не менее 26–27°С. При таких значениях
температуры воздух становится неустойчиво стратифицированным. Если при этом на высотах с севера или юга вторгается холодный воздух, то неустойчивость возрастает, и создаются благоприятные условия для возникновения тропического циклона. Т.к. температура на поверхности океанов достигает 27°С летом и осенью, то и тропические циклоны в
северном полушарии чаще всего наблюдаются в августе–октябре, а в южном – в декабре–
марте. В зимнее время тропические циклоны вообще не обнаруживаются.
В зависимости от скорости вращения воздуха тропические циклоны делят на: тропические штормы (18–33 м/с) и тропические ураганы (более 33 м/с). Скорость движения
тропического циклона заметно меньше скорости перемещения циклонов внетропических
широт. Она редко превышает 15–20 км/ч, или 300–350 км/сут., т.е. соответствует скорости
пассатов.
В зависимости от места возникновения тропические циклоны называются поразному:
1) тайфун – Тихий океан;
2) ураган – Северная Атлантика;
3) циклон – Индия;
4) вилли-вилли – Австралия.
Есть теория, которая говорит о волновом характере происхождения тропических
циклонов. Слабые и более сильные волновые возмущения возникают во внутритропической зоне конвергенции и на пассатных фронтах, а также внутри пассатного течения. В
некоторых случаях эти возмущения усиливаются настолько, что скорость ветра в них достигает 20 м/с и более.
146
ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ В СРЕДНЕШИРОТНОМ ЗВЕНЕ
1. Внетропические циклоны. Стадии развития.
2. Внетропические антициклоны. Стадии развития.
3. Муссоны внешнетропических широт.
4. Типы циркуляции во внешнетропических широтах.
Классификация циклонов и антициклонов
1. По широтной зоне возникновения:
циклоны
антициклоны

внетропические;
 внетропические;

тропические;
 субтропические.
Для конкретного циклона – место возникновения или вхождения на территорию
страны.
2. По связи с фронтальными разделами:
циклоны
антициклоны
 фронтальные;

фронтальные (промежуточные и заключительные);
 нефронтальные (местные и
тропические);

нефронтальные (местные,
субтропические).
147
3. По степени развития по вертикали:
 низкие (до изобарической поверхности
850 гПа);
 средние (до изобарической поверхности
700 гПа);
 высокие (до изобарической поверхности
300 гПа).
4. По направлению перемещения:
 северные;
 южные;
 западные;
 восточные.
По направлению вхождения или перемещения (полярные – северные, северо-западные; ультраполярные – северовосточные).
1. Внетропические циклоны. Стадии развития
Неравномерное нагревание подстилающей поверхности при участии отклоняющей силы вращения земли может
вызвать образование атмосферных вихрей. В атмосфере постоянно развиваются и исчезают вихри больших масштабов
(диаметр до нескольких тысяч км.), которые называются
циклонами и антициклонами.
Циклоны – восходящие атмосферные вихри с сильно
наклоненной осью вращения, проявляющиеся у поверхности
Земли замкнутой областью пониженного давления (барический минимум) с соответствующей системой ветров от периферии к центру.
Формирование циклонов и антициклонов объясняется
волновыми движениями в атмосфере. Наиболее благоприятные условия возникновения волнового движения существуют
в зоне атмосферного фронта.
148
Циклоны за редким исключением (возникновение в
результате местного перегрева) имеют фронтальную структуру.
Ежегодно севернее 25° с.ш. возникает около 1000
циклонов, ежедневно – 15–20.
Жизнь каждого циклона характеризуется обычно 3
стадиями:
 возникновение;
 развитие;
 старение.
Продолжительность каждой стадии колеблется от нескольких часов до 1–2 суток. В некоторых случаях, когда
условия циркуляции не способствуют развитию циклона, он
не проходит всех стадий и быстро исчезает.
В первой, начальной стадии циклоны являются небольшими барическими возмущениями, очерченными одной–двумя изобарами, с разностью давления между центром
и периферией до 5–10 гПа и с определившейся системой ветра у поверхности земли. На высотах 2–3 км замкнутые изобары не обнаруживаются.
Вторая стадия – это стадия наибольшего развития барического образования с минимумом давления в центре циклона и максимумом в центре антициклона. Разность давления
между центром и периферией часто превосходит 20–30 гПа.
В этой стадии соответствующая система циркуляции обнаруживается в верхней тропосфере и нижней стратосфере.
В третьей стадии – стадии разрушения концентрическая система изобар прослеживается не только у поверхности
земли, но и на высотах. В этих случаях циклоническая циркуляция обычно охватывает не только всю тропосферу, но и
нижние слои стратосферы. Однако постепенно циклоны заполняются.
На рисунке изображена схема циклона в начальной
стадии развития. В его системе у поверхности земли (жирные
149
линии) появилась первая замкнутая изобара. Ветры слабые.
Атмосферный фронт (зубчатая жирная линия) у поверхности
земли, лишь слабо возмущен. Слева от центра – в тыловой
части циклона расположен холодный фронт, а справа – теплый. Над приземным центром в средней тропосфере (на высотах 5–6 км) наблюдается густая система изогипс (тонкие
сплошные линии), с низким давлением к северу от приземного центра и высоким давлением к югу. Такой структурой высотного поля давления определяются над приземным центром циклона западные ветры со скоростями 60–80 км/ч и
более. При таких скоростях ветра в области расходящихся
изогипс происходит отклонение ветра от градиентного, развитие восходящих движений воздуха и падение давления.
В первой, начальной стадии циклоны являются небольшими барическими возмущениями, очерченными одной–двумя изобарами, с разностью давления между центром
и периферией до 5–10 гПа и с определившейся системой ветра у поверхности земли. На высотах 2–3 км замкнутые изобары не обнаруживаются.
Вторая стадия – это стадия наибольшего развития барического образования с минимумом давления в центре циклона и максимумом в центре антициклона. Разность давления
между центром и периферией часто превосходит 20–30 гПа.
В этой стадии соответствующая система циркуляции обнаруживается в верхней тропосфере и нижней стратосфере.
В третьей стадии – стадии разрушения концентрическая система изобар прослеживается не только у поверхности
земли, но и на высотах. В этих случаях циклоническая циркуляция обычно охватывает не только всю тропосферу, но и
нижние слои стратосферы. Однако постепенно циклоны заполняются.
На рисунке 76а изображена схема циклона в начальной стадии развития. В его системе у поверхности земли
(жирные линии) появилась первая замкнутая изобара. Ветры
слабые. Атмосферный фронт (зубчатая жирная линия) у по150
верхности земли, лишь слабо
возмущен. Слева от центра –
в тыловой части циклона
расположен холодный фронт,
а справа – теплый. Над приземным центром в средней
тропосфере (на высотах 5–6
км) наблюдается густая система
изогипс
(тонкие
сплошные линии), с низким
давлением к северу от приземного центра и высоким
давлением к югу. Такой
структурой высотного поля
давления определяются над
приземным центром циклона
западные ветры со скоростями 60–80 км/ч и более. При
таких скоростях ветра в области расходящихся изогипс
происходит отклонение ветра
от градиентного, развитие
восходящих движений воздуха и падение давления.
На рисунке 76б циклон изображен приблизительно через сутки. У поверхности 3емли он углубился, и давление в центре его
понизилось до 980 гПа вместо 1005 в начальной стадии
развития. Ветры усилились.
Возмущение фронта дошло
почти до максимума, после
чего обычно происходит ок-
Рисунок 76 – Схема трех стадий
развития циклона у поверхности
земли и в средней тропосфере:
151 1 – изобары у поверхности земли; 2 – изогипсы
на высоте 5 км (500 гПа); 3 – холодный фронт; 4
– теплый фронт; 5 – направление и скорость
ветра; 6 – низкое давление у поверхности зем-
клюдирование. Система изогипс на тех же высотах значительно деформировалась. Зона наибольшей густоты изогипс,
с большими скоростями ветра, сдвинулась к югу от приземного центра. На высотах 5–6 км началось формирование высотного его центра. Во второй стадии развития циклона восходящие движения воздуха наибольшие. Поэтому обычно в
этой стадии в системе циклона, особенно в передней его части (по движению), образуется мощная фронтальная облачность, и в зоне теплого фронта выпадают обложные осадки.
Холодный воздух находится в области низкого давления, на
высотах, а теплый воздух – в области высокого давления. В
системе развивающихся циклонов разности температур между холодным и теплым воздухом, как и в первой стадии,
обычно превышают 8–10° на расстоянии 1000 км поперек
фронтальной зоны.
В третьей стадии развития – стадии заполнения в циклоне находится уже только холодный воздух. Это происходит благодаря адвекции холода в тылу его и охлаждения воздуха в результате восходящих движений. На рисунке 1в
изображена схема такого циклона. Как видим, центр его у
поверхности земли и на высотах почти совпадают. Холодный
фронт вследствие быстрого продвижения догнал теплый и
произошло окклюдирование. Вместе с переходом холодного
фронта на периферию циклона туда же сместилась зона
наибольших контрастов температуры и скоростей ветра. В
центре циклона давление уже выросло. Циклон заполняется.
В последней стадии развития восходящие движения воздуха
в центральной части циклона ослабевают и прекращаются, а
облака разрушаются.
Циклон уже полностью становится очагом холода в
тропосфере, и активные процессы изменения давления переходят на его периферию, где образуется новая высотная
фронтальная зона. При соответствующих условиях здесь могут возникать новые циклоны и антициклоны.
152
Таким образом, в результате адвекции холода в тылу
циклона, наличия восходящих движений и адиабатического
охлаждения весь циклон заполняется холодным воздухом, и
в тропосфере, как и в нижней стратосфере, устанавливается
мощная циклоническая циркуляция, т. е. циклон становится
высоким барическим образованием. В этой последней стадии
горизонтальные контрасты температуры, являющиеся энергетическим источником циклона, перемещаются на периферию и циклон затухает. Процесс перемещения контрастов
температуры на периферию есть по существу процесс окклюдирования циклона.
На периферии образуется новая фронтальная зона.
При соответствующих условиях здесь могут возникать новые
циклоны (частные), расположенные южнее.
Скорость движения циклонов на разных стадиях неодинакова: больше в начальных и замедляется по мере старения циклона. В том случае, если в области старого циклона
вторгаются новые порции ХВ или ТВ, он регенерирует (возрождается).
153
2. Внетропические антициклоны. Стадии развития
Между циклонами возникают подвижные
антициклоны, перемещающиеся вместе с циклонами в направлении ведущего потока (т.е. с запада на
восток).
Антициклон – нисходящий атмосферный
вихрь с наклонной осью, проявляющийся у поверхности Земли замкнутой областью повышенного давления с соответствующей системой ветров от
центра к периферии. Как и циклоны, антициклоны
проходят 3 стадии: возникновения, развития и разрушения.
На первой стадии антициклон представляет
собой небольшой вихрь, обнаруживающийся до
высоты 2–3 км (рисунок 77а). Фронты располагаются на периферии антициклона. Холодный воздух
в правой части, теплый воздух – в левой. Нисходящие токи воздуха и адиабатическое повышение
температуры, адвекция тепла в левой половине
приводят к непрерывному росту температуры в системе антициклона. Облака рассеиваются, осадки
прекращаются. Над антициклоном – густая система
сходящихся изогипс, скорости ветра – более 60–80
км/ч. Ветер отклоняется от градиентного, нисходящие токи развиваются и антициклон усиливается.
Во второй стадии антициклон – мощное барическое образование, с высоким давлением в приземном центре и расходящейся системой средних
слабых ветров (рисунок 77б). Фронт у поверхности
земли – на периферии. На высотах – густая система
изогипс с сильными ветрами и большими контрастами температуры. Зарождается выРисунок 77 – Схема трех стадий развития
антициклона у поверхности земли и в средней тропосфере.
154Условные обозначения см. на рисунке 76.
сотный гребень или центр высокого давления.
На третьей стадии антициклон – очаг тепла с хорошо
выраженной антициклональной циркуляцией. На стадии зарождения горизонтальные контрасты температур, которые
являются источником энергии для развития антициклона, перемещаются на периферию, антициклон разрушается (рисунок 77в).
Стареющие антициклоны могут сливаться с молодыми антициклонами вследствие преобразования соседнего барического поля.
3. Внетропические муссоны
Муссонная циркуляция в широком смысле это взаимодействие между материками и океанами вследствие их
теплового различия. Она имеет место не только в тропиках,
но и в любой части земного шара, где создается разность
температуры между сушей и морем.
Во внетропических областях атмосферные процессы
носят преимущественно непериодический характер, с частым
чередованием циклонов и антициклонов. На фоне действующего западного переноса в тропосфере, обусловленного значительными разностями температуры между экватором и полюсами, теряют самостоятельное выражение сравнительно
малые градиенты температуры и давления, обязанные распределению материков и океанов. Но материки северного
полушария вызывают возмущения западного переноса и создают меридиональную составляющую этого переноса.
Если посмотреть на карту изобар января или июля, то
обнаружим, что изолинии окантуривают материки северного
полушария, в связи с чем, градиенты давления у поверхности
земли летом будут направлены с моря на сушу, а зимой – в
обратном направлении. Очевидно, что при отсутствии материков изобары у поверхности земли опоясывали бы земной
155
шар правильными кругами. Это мы с вами можем наблюдать
в южном полушарии.
Таким образом, муссонная циркуляция как результат
теплообмена между материками и океанами, в значительной
степени ослабленная действием западного переноса в тропосфере, обнаруживается лишь у поверхности земли в виде сезонной смены ветров.
В умеренных широтах, особенно зимой, когда контрасты температур значительны и имеет место интенсивная
циклоническая деятельность и антициклональная деятельность, муссонные потоки не отличаются устойчивостью.
Внетропические муссоны наиболее хорошо выражены
на Дальнем Востоке России, северо-востоке Китая, в Корее,
Японии, полуострове Аляска; проявляются на севере Евразии
и в некоторых районах субтропиков.
Зимой над Восточной Азией удерживается устойчивый антициклон. В соответствие с барическим полем воздушные течения над восточной частью Азии имеют в это
время северное или северо-восточное направление (зимний
муссон). В ряде районов происходит вынос воздуха в нижних
частях атмосферы через береговую линию с суши на океан.
Летом над Азией господствует пониженное давление, а над
прилегающими морями оно повышено. Поэтому над Дальним Востоком преобладают южные и юго-восточные течения
с моря на сушу (летний муссон).
Муссон приносит осадки лишь в том случае, если
влажные воздушные течения, идущие с моря на сушу, вовлекаются в циклоническую циркуляцию или в результате
нагревания над материком становятся неустойчиво стратифицированными (фронтальные или конвективные осадки), а
так же при встрече орографическими препятствиями. В противном случае муссон может приносить засуху (над Западным Китаем), даже при большом влагосодержании воздуха.
156
4. Типы атмосферной циркуляции во внетропических широтах
1.
Зональный тип циркуляции: над значительной
частью полушария (даже над всем) господствует западный
перенос воздуха. Это говорит о том, что в крупномасштабном распределении давления высокое давление занимает
низкие широты, а низкое давление – высокие широты. Общий перенос воздуха идет с запада на восток, в этом же
направлении перемещается с достаточно большой скоростью
циклоны и антициклоны. На картах АТ изогипсы в общем
имеют зональное направление. Междуширотный обмен тепла
ослаблен.
2.
Меридиональный тип циркуляции: во внетропических широтах имеются высокие и малоподвижные циклоны и антициклоны. Они простираются до больших высот,
поэтому западный перенос в тропосфере ослабляется и
нарушается. На картах АТ видны обширные ложбины, простирающиеся в низких широтах, и гребни, простирающиеся в
высоких широтах. Поэтому воздушные течения на высотах
приобретают меридиональные составляющие. В передних
частях циклонов и тыловых антициклонов воздушные течения направлены из низких широт в высокие, а в тылу циклонов и передней части антициклонов – из высоких широт в
низкие. Обмен воздухом между высокими и низкими широтами идет интенсивнее, чем в зональном типе.
157
МЕСТНЫЕ ВЕТРЫ
1. Бриз.
2. Горно-долинные ветры.
3. Ледниковые ветры.
4. Фён.
5. Бора.
6. Шквалы.
7. Атмосферные вихри малых размеров.
Местный ветер – ветер в определенном ограниченном
районе, обладающий характерными особенностями, объяснимыми географией этого района.
Он может быть:
1) результатом воздействия (обычно усиливающей)
местной топографии или орографии на течения общей циркуляции атмосферы (фен, бора, мистраль, ветер перевалов,
каньонный ветер);
2) проявлением местной циркуляции, независимой от
общей циркуляции атмосферы (бриз, горно-долинный ветер);
3) проявлением конвекции, иногда вихревого характера (пыльная буря, хабуб и др.);
4) течением общей циркуляции атмосферы с особыми для данного района свойствами: сухость, запыление, низкая температура при значительной скорости (афганец, сирокко, буран, хамсин, самум). Ветры этой категории носят многочисленные названия в разных районах Земли.
1. Бриз
Бриз (от франц. brise – легкий ветер)– это ветер с суточной периодичностью по берегам морей и больших озер, а
также на некоторых больших реках.
158
Бризы образуются вследствие разности температур,
связанной с неодинаковой удельной теплоемкостью, теплопроводностью, а как же с разным альбедо суши и водоема.
Они связаны с суточным ходом температуры воздуха.
Дневной бриз дует с моря (поверхности воды) на
нагретое побережье (рисунок 78). Его еще называют морским. Днем суша, удельная теплоемкость которой меньше,
чем воды, нагревается сильнее. Воздух над ней тоже нагревается сильнее. Поэтому изобарические поверхности над сушей
несколько приподнимаются. Над поверхностью земли (на некоторой высоте) начинается отток воздуха по направлению к
морю, а в приземной части – в обратном направлении. Т.к.
движение развивается в течение короткого времени, то сила
Кориолиса не может уравновесить барический градиент. Ветер отклоняется от геострофического, т.е. дует не вдоль береговой линии, а пересекает ее. Морской бриз сильнее, чем
ночной береговой бриз, т.к. различия между температурой
суши и водной поверхности днем больше, чем ночью.
Ночной бриз дует в направлении, противоположном
дневному. Ночью суша в прибрежных районах остывает
быстрее, чем водоем. При этом воздух над сушей быстро
охлаждается вследствие теплопроводности и становится более плотным. Изобарические поверхности над сушей опускаются. На высотах возникает перенос воздуха, направленный с водоема на сушу. Над водной поверхностью создается
область пониженного давления. Тогда воздух в приземной
части начинает перемещаться с суши на водоем.
159
Рисунок 78 – Направление движения бриза (синие стрелки –
днем, красные – ночью)
Скорость ветра при бризах 3–5 м/с, в тропиках и
больше. При прохождении циклонов бризы маскируются
общим переносом воздуха. В высоту бризы захватывают
слой воздуха до 1–2 км (дневной больше ночного). Вглубь
моря или суши бризы распространяются на десятки километров.
Морской бриз приносит похолодание и увеличение
относительной влажности воздуха (температура понижается
на 2–3°С (в Западной Африке на 10°С), влажность растет в
среднем на 10–20% (до 40%).
2. Горно-долинные ветры
Ветры с суточной периодичностью в горном районе,
представляющие собой местную циркуляцию. Эти ветры
схожи с бризами. Выделяют собственно горно-долинные
ветры и ветры склонов.
Горно-долинные ветры возникают вследствие различий в нагревании и охлаждении воздуха над хребтом и над
долиной. Воздух в горной долине днем нагревается больше, а
ночью охлаждается сильнее, чем воздух на той же высоте над
соседней равниной (влияние прогретых склонов гор).
160
Днем он поднимается вверх по склону долины – долинный ветер, т.е. направлен из долины к горам. Ночью стекает вниз – горный ветер (рисунок 79). Эти ветры захватывают все ложе долины и наблюдаются лишь в высоких горах:
Альпах, Памире, на Кавказе. Более развиты в теплое полугодие. Скорость их иногда достигает 10 м/с.
Рисунок 79 – Горно-долинные ветры меняют свое направление два раза в сутки
(http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth13.php)
Ветры склонов возникают в результате различного
нагрева и охлаждения воздуха у поверхности склона и в свободной атмосфере.
В горной местности склоны быстро нагреваются в течение дня. Над ними формируются крутые объемы теплого
воздуха. При этом изобар. Поверхности над склонами приподнимаются. В атмосфере устанавливается градиент температуры, направленный от склона в свободную атмосферу.
Более теплый воздух у склона начинает подниматься по
склону вверх, как при конвекции в свободной атмосфере. Такой подъем воздуха по склону приводит к усиленному обра-
161
зованию облаков. Обычно он возникает через 3 ч. после восхода Солнца и продолжается в течение дня.
Ночью воздух над склонами быстро охлаждается, становится более плотным и стекает в долины. При этом свое
тепло он отдает путем излучения. Но, опускаясь, воздух также и нагревается вследствие сжатия. В результате воздух
нагревается, а скорость ветра уменьшается. При горном ветре, в конечном счете, происходит накопление воздуха в долинах.
Более теплый воздух, остающийся на высотах, через
несколько часов после захода Солнца образует инверсию.
Горно-долинные ветры отчетливее всего выражены в
теплые ясные летние ночи. Скорость горного ветра зависит
от крутизны склона, а также от ширины и глубины долины.
3. Ледниковые ветры
Ледниковый ветер – местный ветер, дующий над
ледником вниз по течению последнего.
К этому тиру ветра относится стоковый ветер – поток воздуха под действием силы тяжести по достаточно пологому склону местности.
Прибрежные склоны восточной части Антарктиды
можно считать наиболее ветреными местами на Земле. Скорость ветра в порывах стоковых ветров может достигать
50 км/ч (180 км/ч). Особенно печальную славу они снискали
себе в районе м. Денисон на Земле Адели и научных станций
Мирный и Моусон. Стоковые ветры распространяются вверх
до высоты 200–300 м и могут возникать так же внезапно, как
и прекращаться. Сочетание этих ветров с низкими температурами создает чрезвычайно тяжелые условия для существования людей.
162
На м. Денисон в период работы там австралийской
экспедиции
Моусона
в
1912–13 гг. за год было отмечено 235 дней со скоростью ветра 18 м/с и больше. В этой точке скорость может достигать
70–80 м/с. Это и побудило ученых назвать м. Денисон полюсом ветров (название не является официальным).
Этот ветер не имеет суточной периодичности, т.к.
температура поверхности ледника в течение всех суток ниже
температуры поверхности ледника в течение всех суток ниже
температуры воздуха (надо льдом формируется инверсия
температуры).
Если какая-то поверхность значительно охлаждается,
то над ней возникает область повышенного давления. Воздух
в приземном слое становится очень холодным, плотным и
начинает растекаться в разные стороны. Чем сильнее охлаждается поверхность, тем сильнее выхолаживается воздух,
тем плотнее он становится, тем сильнее ветер. Они очень
ощутимы в Гренландии и особенно в Антарктиде. Стоковые
ветры в Антарктиде, растекающиеся к краям материка, отклоняются под действием силы Кориолиса и в конченом счете объединяются в общий прибрежный поток, идущий вдоль
побережья Антарктиды с востока на запад. Скорость ветра в
приземном слое достигает 20 м/с и более, при этом резко вы163
ражена порывистость. Особенно сильны стоковые ветры зимой, т.к. температура в центре материка на 30–40°С ниже
летней, а вода вокруг материка и зимой, и летом с не очень
устойчивым ледовым покровом, т.е. температура около 0°С.
Стоковые ветры Антарктиды вблизи ее поверхности
достигают большой силы, когда градиент давления совпадает
с направлением стока. Это обычно бывает при приближении
глубокого циклона к побережью материка, где образуются
стоковые ветры. В этих условиях в зимние месяцы или выбрасывается огромное количество снега с материка на океан.
4. Фён
Фён9 – это теплый и сухой ветер, дующий со стороны
гор в долины (рисунок 80). Такие ветры имеют продолжительность от нескольких часов до нескольких суток. Хотя
фёны наблюдаются в определенных районах и относятся к
местным ветрам, они, в противоположность горно-долинным
Фён – слово немецкого происхождения, от лат. favonius –
теплый западный ветер.
9
164
ветрам, возникают лишь в тех случаях, когда мощные воздушные течения, вызванные макроциркуляционными процессами, переваливают через горный хребет средней высоты.
Скорости фёнового ветра бывают значительными и нередко
достигают 20–25 м/с.
Рисунок 80 – Тёплый и сухой ветер фён дует с гор в долину
(http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth13.php)
Сравнительно высокая температура воздуха при фёнах определяется адиабатическим нагреванием его при опускании с вершины хребта в долину. Температура воздуха на
одних и тех же высотах на наветренной стороне заметно ни-
165
же, чем на подветренной. Это объясняется тем, что на наветренной стороне вертикальный градиент температуры (γ)
меньше адиабатического. Переваливая через хребет и опускаясь на противоположной стороне в долину, воздух нагревается по адиабатическому закону. Предположим, что на
наветренной стороне хребта высотой 1 км над уровнем долины температура насыщенного влагой воздуха у подножья
равна 6°, а γ равна 0,5°/100 м. Поднимаясь вверх по влажноадиабатическому закону, насыщенный парами воздух должен
охладиться на каждый километр на 5°. Следовательно, на
вершине хребта его температура будет равна 6° - 5º = +1°С.
При опускании на подветренной стороне воздух, нагреваясь
по адиабатическому закону, т.е. 1° на 100 м, или 10° на 1 км,
на уровне долины будет иметь температуру +1°, +10°С. В
данном случае разность температуры в начальной и конечной
точках по обе стороны хребта оказалась равной 5°С. При
этом вследствие нагревания относительная влажность
уменьшилась от 100 до 40%.
166
Весенний фён вызывает быстрый сход снежного покрова, причем в основном не путем таяния, а путем испарения потому, что воздух очень сухой. У разных народов для
него есть совершенно одинаковые, хоть и на разных языках,
названия: снегояд или снегоед по-болгарски; сноуитер
(snoweater) по-английски (в США); шнеефрессер
(Schneefresser) по-немецки.
В областях с умеренным влажным климатом фён может быть благоприятным ветром, он вызывает потепление.
Жители Швейцарии и юга Германии, хорошо знающие альпийский фён даже называют его Allerheiligenwind – ветер
всех святых. Но если этот ветер приходит в места и без того
засушливые, жаркие, то он становится стихийным бедствием:
растительность сохнет и выгорает. У людей развивается «фёновая болезнь» (Якутия, западная Гренландия).
Фёны часто наблюдаются в горах Кавказа, Средней
Азии, Алтая, в Альпах, Скалистых горах и других горных
167
районах земного шара. В зависимости от времени года температура воздуха бывает разная. Летом она может повыситься до 35–40° и более при относительной влажности 10–20%.
Иногда при фёнах температура в долине возрастает очень
быстро. За несколько часов она может повыситься даже на
30–40°.
На Кавказе фёны наиболее часты в Рионской долине.
Здесь они наблюдаются в среднем более 100 дней в году.
В США такой ветер называется чинук. Знаменитая
Долина смерти в США находится на подветренной стороне
гор Сьерра-Невада. Чинук вызывает сильные колебания температуры, особенно зимой (высота перевалов 2000 м, понижение температуры – 20°С и больше). Зарегистрирован случай, когда температура в январе менее, чем за одни сутки,
поднялась на 50°С (с -31°С до +19°С).
168
5. Бора
Совсем другая картина наблюдается, когда через невысокий хребет переваливает очень холодный воздух, а у
подножья подветренного склона воздух теплый и потому менее плотен. Возникает сильный порывистый ветер, который
называется бора (итал. bora, от греч. boreas северный ветер).
Бора – сильный и порывистый ветер, направленный
вниз по горному склону в сторону достаточно теплого моря
(рисунок 81).
Рисунок 81 – Бора – холодный и порывистый ветер, дующий
с гор к морю или озеру
(http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth13.php)
169
При зимних вторжениях холодного воздуха он, переваливая через хребет, приобретает большую нисходящую составляющую скорость вследствие не только горизонтального
барического градиента, но и силы тяжести при создающемся
неустойчивом распределении температуры (холодный воздух
над теплым).
Сначала с наветренной стороны хребта накапливается
холодный воздух; пока его верхняя граница не достигнет высота хребта, все спокойно – идущий над ним теплый воздух
переходит через гребень хребта и при опускании по склону
нагревается, как и при фёне. Но когда верхняя граница холодного воздуха поднимается выше гребня, то он обрушивается на подветренный склон через перевалы, а иногда и по
всей длине хребта. Опускаясь, он тоже испытывает адиабатическое нагревание, но разница в температуре воздуха по
обе стороны хребта может быть настолько большой, что бора
вызывает понижение температуры на подветренном склоне.
170
Бора вблизи Новороссийска возникает тогда, когда на
юге Европейской части РФ возникает и усиливается антициклон. Холодный воздух задерживается в предгорье Северного Кавказа и в соответствии с горизонтальным градиентом
давления переваливает через невысокий горный хребет Варага (высотой около 600 м) и через Мархотский перевал обрушивается на Новороссийск. Это усугубляется еще тем, что
одновременно над Черным морем находится область низкого
атмосферного давления или даже циклон. При боре температура воздуха нередко понижается до -15°, -20°С, а скорости
ветра иногда превышают 50–60 м/с. Ураганной силы бора
может наблюдаться в течение нескольких дней. В результате
ледяного дождя здания набережной покрываются толстым
слоем льда. Ветер опрокидывает вагоны, сносит крыши домов. За год в Новороссийске наблюдается в среднем 46 дней
с борой с ноября по март. Продолжительность боры 1–3 суток (до 7).
Сходные ветры отмечены во Франции (там они носят
название мистраль), в Хорватии (триест), в Мексике
(нортсер). Сильные ветры типа боры наблюдается у оз. Байкал. Называются эти ветры сарма. Возникает сарма при образовании антициклона в холодных массах воздуха севернее
Байкала (в Якутии) и при сравнительно низком давлении
южнее озера. В этих условиях по горным долинам, в частности по долине реки Сарма, холодный воздух с огромной скоростью врывается к Байкалу. Это явление наблюдается весной, осенью и ранней зимой, когда южнее озера образуется
область низкого давления. Бора часто возникает и на Новой
Земле, где порывы ветра достигает 40–50 м/с.
Много общего с борой имеет Бакинский норд. Норд –
это сильный северный ветер, достигающий нередко скоростей 20–30 м/с. Он, как и бора, может дуть с ураганной скоростью несколько дней подряд. Возникает норд при высоком
давлении на Северном Кавказе и низком давлении на юге
171
Каспия. Холодный воздух, зажатый в предгории юго-востока
Большого Кавказского хребта, вырывается на просторы Западного Каспия в районе Апшерона. При Бакинском норде в
средней части Каспия, на расстоянии 100–200 км от западного берега ветры обычно не достигают большой силы.
Сильные ветры определенных направлений, обусловленные особенностями рельефа местности, наблюдаются в
различных странах. В Средней Азии известен так называемый урсатьевский ветер. Это сильный ветер в горле Ферганской долины у поселка Урсатьевск, когда в соответствии с
направлением градиента приземного давления, вызванным
крупными атмосферными процессами, потоки холодного
воздуха направляются с востока по долине к узкому выходу
и вырываются на равнину. Здесь в среднем за год 72 дня ветры бывают сильные. Скорости более 20 м/с составляют 22%.
6. Шквалы
Шквал – резкое усиление ветра в течение короткого
времени, сопровождающееся изменениями его направления.
Скорость ветра при шквалах нередко превышает 20–
30 м/с, продолжительность явления обычно несколько минут,
иногда наблюдаются повторные порывы шквалов.
Внутримассовые шквалы связаны с мощными облаками конвекции – кучево-дождевыми в местных воздушных
массах в жаркую летнюю погоду над сушей или в холодных
неустойчивых воздушных массах над теплой подстилающей
поверхностью.
В передней части кучево-дождевого облака возникают
мощные восходящие токи воздуха, в центральной и тыловой
– нисходящие, создаваемые осадками. В облаке и под ним
возникает вихревое движение воздуха (ось вращения горизонтальная).
Фронтальные шквалы (как правило перед холодным
фронтом) связаны с предфронтальными кучево-дождевыми
172
облаками. Они наблюдаются вдоль фронта в ряде мест одновременно. Поэтому в XIX в. холодные фронты прозвали линиями шквалов. Атмосферное давление при шквале сначала
резко поднимается (бурное выпадение осадков), затем падает. Такой ход давления на барограмме при прохождении
шквала, обычно связанного с грозой или ливнем, называется
грозовой нос.
7. Атмосферные вихри малых размеров
Смерчи и торнадо. К мелкомасштабным атмосферным
вихрям относятся смерчи и торнадо, весьма сходные по
структуре. Разрушительная сила их также велика, хотя диаметр их намного меньше тропических циклонов (от 20–100 м
до 1–2 км). Скорости ветра в них достигают 100–200 м/с, или
300–700 км/ч. Эти скорости достаточны для уничтожения векового леса, разрушения домов и т.п. (рисунок 82).
Смерчи и торнадо обычно возникают при грозах над
морем и сушей. Из мощного грозового облака, нижнее основание которого принимает форму опрокинутой воронки,
опускается будто гигантский темный хобот, который вытягивается по направлению к поверхности земли или моря. Здесь
навстречу ему приподнимается широкая воронка из пыли
или воды, в открытую чашу которой хобот как бы погружает
свой конец, и образуется сплошной столб, перемещающийся
со скоростью 20–40 км/ч. Наиболее узкая часть этого столба
приходится примерно на середину, высота его может достигать 800–1500 м. Из грозового облака может опуститься несколько смерчевых воронок, тогда они бывают меньшими в
диаметре. Время существования смерча – несколько минут,
тромба – десятки минут, иногда несколько часов.
173
Рисунок 82 – Смерч
(http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth13.php)
Движение воздуха в системе смерчей и торнадо обычно происходит против часовой стрелки, но не исключены и
движения по часовой стрелке. Одновременно совершается
подъем воздуха по спирали. На соседних участках происходит опускание воздуха, в результате чего вихрь замыкается.
Под влиянием большой скорости вращения внутри вихря
развивается центробежная сила, вследствие которой давление в нем понижается. Это приводит к тому, что при перемещении вихря в его системе как бы всасывается все, что
встречается на пути – вода, песок или различные предметы
(камни, доски, крыши домов и т.п.), которые затем выпадают
из облака иногда на значительном расстоянии. Именно с
этим связаны так называемые цветные или кровавые дожди,
174
которые образуются благодаря втягиванию с систему вихря
окрашенных частичек породы и смешивания их с каплями
дождя. Если вихрь возникает на море или озере, то его называют смерчем. Смерчи часто вместе с водой всасывают в
свою систему рыбу, которую облако может выбросить уже на
берегу.
Атмосферные вихри, аналогичные смерчам, но образующиеся над сушей, называют тромбами, а в США – торнадо, что по-испански означает «вращающийся». Торнадо
наиболее часто наблюдаются в Северной Америке, на территории США. Здесь их насчитывают около 200 в год. Об
огромной силе ветра в торнадо свидетельствуют результаты
произведенных ими разрушений домов и инженерных сооружений. Скорость движения торнадо также велика, иногда
она достигает до 100 км/ч. На юге Северной Америки торнадо возникают в течение всего года, с максимумом весной и
минимумом зимой. Торнадо существуют в пределах от нескольких минут до нескольких часов, а наибольшая траектория их измеряется несколькими сотнями километров. Ширина зоны разрушения соответствует размерам самих торнадо,
обычно до 2–3 км. Разность давления между центром вихря и
его периферией иногда достигает 150–200 гПа. От такой разности давления разрушаются дома, а сильнейший ветер поднимает в воздух людей, скот автомобили, дома, крыши, мосты и т.п. Так, в апреле 1965 г. над США одновременно возникло 37 различных по мощности торнадо с высотой до 10
км в диаметре около 2 км, со скоростями ветра до 300 км/ч.
Этот вихрь произвел громадные разрушения в шести штатах.
Число погибших превысило 250 человек, а 2500 человек получили ранения.
Торнадо и смерчи, как и тропические циклоны, зарождаются при наличии большого запаса энергии неустойчивости в атмосфере. Эти условия создаются, когда внизу
находится очень теплый и влажный воздух, а в верхней тропосфере – холодный. Иногда возникают вблизи фронтов,
175
иногда вдали от них. Очевидна их связь с грозовыми облаками.
В Европе тромбы относительно редки и наблюдаются
преимущественно летом в жаркую погоду в послеполуденные часы в воздушных массах тропического происхождения
с большими градиентами температуры. Иногда достигают
силы торнадо. Например, в июне 1904 г. тромб передвигался
в сторону Москвы, разрушил по пути несколько деревень,
повредил дома в Лефортово, повалил вековые деревья в Сокольниках, поднял телеги коров, попавшихся на пути. Было
убито более 100 людей. Проходя через Москву-реку, высосал
всю воду и обнажил на короткое время дно.
В Беларуси известны случаи подъема смерчем людей,
лошадей, автомашин, комбайнов, груженых вагонеток, мешков зерна.
Вихри еще более миниатюрных размеров – пыльные
вихри, возникают над перегретой почвой в пустынях (и не
только). В Сахаре на площади 10 км2 таких вихрей иногда
наблюдается до 100 в день. Часты пыльные вихри на Памире.
Поперечник от 1 до 100 м, высота – 1 км, скорость ветра –
20–30 км/ч.
ПОГОДА
1. Погода. Классификация погод
2. Прогноз погоды
3. Всемирная служба погоды.
1. Погода. Классификация погод
Понятие «погода» и «климат» нельзя рассматривать
раздельно, т.к. они оба относятся к состоянию атмосферы.
Погода – состояние атмосферы в какой-то момент
времени (погода момента) или за короткий промежуток времени (погода суток).
176
Понятие погода суток очень важно, поскольку сутки –
самый короткий промежуток времени, за который можно
проследить естественные закономерные изменения состояния атмосферы.
Так известные суточный ход элементов погоды: температуры и влажности воздуха, облачности, осадков, атмосферного давления, ветра.
Климат – тоже состояние атмосферы, но состояние,
характерное для большого пространства, Земли в целом и
длительного промежутка времени. Знания о таком состоянии
атмосферы можно получить только на основании многолетних данных о погоде, позволяющих выявить закономерности
ее смены, т.е. режим погоды.
Климат воспринимается через погоду, а погода рассматривается на фоне определенного климата. Погода характеризуется набором элементов, их комплексом, т.к. живые
организмы реагируют на сочетание элементов погоды, на их
результирующее действие.
Для прикладных целей разрабатываются и широко используются различные классификации погод, учитывающие
большой комплекс метеоэлементов, объединяемых понятием
погода. Одна из классификаций погоды суток (т.е. в ее основу положены средние суточные характеристики) была предложена Е.Е. Федоровым и дополнена Л.А. Чубуковым. Впоследствии она послужила основой для создания других классификаций. В этой системе выделяется 16 классов погод, которые объединены в 3 группы: безморозные, погоды с переходом температуры в течение суток через 0°С, морозные.
А. Безморозные погоды.
1. Первый класс. Засушливо-суховейная, солнечная,
очень жаркая и сухая, (tср > 22°С , f < 40%). В РБ практически не наблюдается.
2. Второй класс. Умеренно-засушливая, солнечная (облачность не более 6 баллов в течение дня, не закрывающая
177
солнце), жаркая и сухая (tср > 18°С , f < 50%), в Минске: от 1
дня в апреле до 3 в июне.
3. Третий класс. Малооблачная, солнечная, малооблачная, умеренно-влажная и влажна. погода без осадков, В РБ >
50 дней в году.
4. Четвертый класс. Облачная днем, облачная погода
днем и малооблачная ночью, возможны осадки, в РБ 50 дней
в году.
5. Пятый класс. Облачная ночью, малооблачная днем и
облачная погода ночью, возможны осадки, в РБ ~ 25 дней в
году.
6. Шестой класс. Пасмурная без осадков, пасмурная погода и днем и ночью без осадков, в РБ 35 дней в году.
7. Седьмой класс. Пасмурная с осадками, пасмурная погода и днем и ночью с осадками, в РБ ~ 45 дней в году.
8. Шестнадцатый класс. Влажно-тропическая, очень
жаркая и очень влажная погода (tср > 22 °С , f ~ 80–100%), в
РБ практически не наблюдается.
Для Беларуси летом характерны облачные погоды,
преимущественно без осадков, ночь при этом малооблачная
или ясная; влажность воздуха большая. Погод с дождем бывает не более 20%, далее по повторяемости идут дождливые
погоды. Во второй половине мая и в июле такая погода составляет 27% всех погод. Меньше дождей выпадает в июне и
августе. Реже случается пасмурная погода без осадков. Малооблачные погоды относительно редки.
Б. Погоды с переходом температуры воздуха в течение суток через 0 °С.
Если средняя суточная температура выше 0°С, то минимальная температура ниже 0°С и наоборот.
1. Восьмой класс. Облачная погода днем. В РБ ~ 50
дней в году.
2. Девятый класс. Солнечная погода днем, в РБ ~ 25
дней в году.
178
Группы погод с оттепелью характерна для переходных периодов (весна, осень) и зимы. При этом облачная погода чаще наблюдается в декабре и январе. Она вызвана адвекцией теплого морского полярного или морского тропического воздуха, который приносится южными циклонами.
Солнечная погода днем больше характерна для весны (оттепель наблюдается днем под влиянием солнечного нагрева).
В. Морозные погоды.
1. Десятый класс. Слабо-морозная и безветренная погода, tср не ниже -2,5°С, в РБ ~ 9 дней в году.
2. Одиннадцатый класс. Умеренно-морозная погода 2,5< t <-12,4°С, в РБ > 50 дней в году, из них 45 с ветром,
скорость которого больше 4 м/с.
3. Двенадцатый класс. Значительно холодная погода 12,5< t <-22,4°С, в РБ ~ 15 дней в году, из них 12 с ветром,
скорость которого больше 4 м/с.
4. Тринадцатый класс. Сильно холодная погода -22,5< t
<-32,4°С, В РБ в среднем 1 день в год.
5. Четырнадцатый класс. Жестоко холодная погода t <32,5°С.
6. Пятнадцатый класс. Крайне холодная погода, t <42,5°С, в РБ ХIV и ХV класс погод не наблюдался.
В Минске зимой преобладают умеренно-морозные погоды, повторяемость которых в феврале превышает 50%.
Сильно морозные погоды редки, приходятся на январь и
февраль. Значительно холодные погоды наиболее характерны
для декабря и января, составляют 20–30%.
Повторяемость классов погод в течение года (в %)
можно отобразить на диаграмме.
Кроме комплексной классификации разработана генетическая; в которой погоды делятся на фронтальные и внутримассовые.
Фронтальные процессы, вызванные поднятием воздуха по фронту во всех случаях сопровождаются образованием
облаков, осадками, ветрами, но погода теплого и холодного
179
фронтов различна. Для теплого фронта характерны преобладание слоистообразных облаков, обложные осадки, слабые
ветры; для холодного фронта – кучево-дождевые облака,
ливневые осадки, сильные ветры, порывистые. Фронтальная
погода очень изменчива и сложна, особенно при прохождении линии фронта.
Внутримассовые процессы связаны с нагреванием или
охлаждением воздуха от подстилающей поверхности. В первом случае идет повышение температуры, возникает конвекция, образуются кучевые облака. Во втором – температура
понижается, конвекция возможна лишь в приземном слое,
типична инверсия температуры.
2. Прогноз погоды
С научной точки зрения, предсказание погоды – одна
из сложнейших физических задач. Для ее решения существует несколько методов, но в полном объеме, для всех метеовеличин и явлений, характеризующих состояние погоды, практически ни один метод не обеспечивает пока точного решения.
Первый опубликованный прогноз погоды: 1 апреля
1875 г. лондонская газета «Times» первой в мире опубликовала прогноз погоды на предстоящую неделю.
Погоду можно предсказывать по местным признакам,
синоптическим методом (на основе анализа синоптических
карт погоды) и численными методами (путем предвычисления с использованием ЭВМ). Существуют еще и физикостатистические методы, отличительной особенностью которых является составление прогнозов в вероятной форме. У
каждого из этих методов есть свои достоинства и недостатки,
своя специфика использования и свои возможности применения на практике.
В настоящее время составляют прогнозы как общего
пользования, так и специальные. Первые рассчитаны на всех
и распространяются средствами массовой информации. Вто180
рые предназначены для удовлетворения запросов отраслей
народного хозяйства с учетом специфики деятельности людей тех или иных профессий (строителей, моряков, авиаторов, земледельцев, животноводов и пр.); они помещаются в
специальные метеобюллетенях или передаются по ведомственным каналам связи; от прогнозов общего пользования
отличаются большой детализацией и конкретностью характеристики состояния отдельных метеовеличин.
Прогнозирование погоды по местным признакам
погоды
Зависимость людей от погоды заставляла их наблюдать за ее изменениями и находить приметы, по которым
можно было бы предвидеть погоду. Некоторые из дошедших
до нас народных примет о характере будущей погоды получили научное обоснование.
В настоящее время в связи с развитием средств массовой информации интерес к местным признакам погоды ослабел: мы несколько раз в день получаем прогноз погоды, составленный в метеослужбах. Но оправдываемость прогнозов
далека от 100%, к тому же прогноз составляется для больших
районов и регионов. Поэтому знание местных признаков, основанных на неинструментальных наблюдениях, во многих
случаях может помочь уточнить прогноз погоды.
Об изменениях погоды можно судить по облакам, ветру, оптическим явлениям. Для определения ближайших изменений погоды необходимо стремиться учесть доступный
комплекс признаков.
Для того, чтобы составить представление об ожидаемой погоде на ближайшие часы, необходимо верно оценить
характер погоды в данную минуту. Для этого нужно хорошенько рассмотреть небо по возможности из точки с хорошим обзором горизонта, не закрытой ни строениями, ни деревьями. Состояние неба (наличие или отсутствие облаков)
подскажет, является ли наблюдаемая погода внутримассовой
181
или фронтальной. Направление и скорость ветра у земли и на
высоте помогут уточнить, в какой части барической системы
находится наблюдатель. Если есть барометр, то можно оценить изменения давления за последние часы. После оценки
метеобстановки можно представить себе ее дальнейшее развитие и сделать прогноз. Для внутримассовой погоды определяющим будет ее суточный ход; для фронтальной – надо
знать, с каким фронтом имеет дело и что несет с собой этот
фронт.
Подтверждение своим выводам нужно искать в других
известных признаках: состоянии светил на небе, окраске горизонта, типичных облаках, поведенческих реакциях животных, внешних реакций растений, световых явлениях и пр.
Можно выделить следующие местные признаки погоды: признак сохранения, малооблачная солнечная погода,
ухудшение или улучшение погоды, заморозков в вегетативный период.
Признаки сохранения малооблачной солнечной погоды:
высокое атмосферное давление или его повышение в
течение нескольких дней, резко выраженные суточные колебания показаний барометра, выраженный суточный ход скорости ветра с максимумом в полдень и минимумом ночью,
утром небо безоблачно, к 11–12 часам – кучевые облака, максимум к 15–16 часам, вечером рассеивающие, дым из труб
идет вверх, вечером или перед восходом солнца появляется
роса, в понижениях – туман, ласточки летают высоко, пчелы
рано вылетают из ульев, муравьи активны, зимой – гало, белые венцы.
Признаки ухудшения погоды:
резкое понижение атмосферного давления, постепенное понижение атмосферного давления, усиление ветра, увеличение облачности после длительного засушливого периода, жаркий и душный день, температура не понижается к вечеру, теплая ночь без росы, низко плывут облака, дым в
182
тихую погоду стелется у земли, облака становятся плотнее,
увеличивается и снижается, красный цвет облаков на рассвете или закате, ласточки летают низко, утром пчелы не вылетают из улья и гудят, ухудшение самочувствия (звон в ушах,
ломота, сонливость).
Признаки улучшения погоды:
повышение атмосферного давления в период плохой
(ветреная с осадками) погоды, понижение температуры воздуха, усиление ветра, прояснение неба, переменная облачность, появление просветов, короткие сумерки, появление
тумана вечером, облака «тают», рассеиваются, поднимаются
выше.
Признаки вероятности заморозков:
утром ясная и малооблачная погода, цвет неба голубой или синий, днем кучевые облака, вечером исчезают, температура воздуха днем слабо повышенная или не изменяется,
идет ливневый дождь, дует резкий северный холодный ветер,
повышение атмосферного давления, дождь прекращается,
облака рассеиваются, улучшается видимость.
Синоптический10 метод прогноза погоды
Сущность синоптического метода прогноза погоды
состоит в одновременном обзоре ее состояния на достаточно
большой территории, позволяющем определить характер
развития атмосферных процессов и дальнейшее наиболее вероятное изменение метеоусловий в интересующем нас районе. Такой обзор осуществляется с помощью карт погоды, на
которые наносятся данные метеонаблюдений у поверхности
земли и на всех доступных метеоприборами высотах, производимых единовременно по определенной программе на метеостанциях.
10
Гр. sinopticos – обозревающий все вместе.
183
В основе предсказания погоды синоптическим методом лежит анализ карт погоды, называемых синоптическими.
До начала систематического аэрологического зондирования,
то есть до тридцатых годов XX века, исследование атмосферных процессов производилась на основе данных наземных метеонаблюдений. Поэтому до этого периода при анализе погодообразующих процессов, как и при прогнозе погоды,
не использовались данные наблюдений на высотах. С изобретением радиозонда и других метеоприборов в методах исследования произошел резкий перелом. Систематические
аэрологические наблюдения позволили усовершенствовать
методы исследования и методы краткосрочных прогнозов. С
1937–1938 гг. начали составляться карты барической топографии. Это сказалось на качестве прогнозов. С внедрением
численных методов прогноза полей давления, температуры,
влажности, вертикальных движений ветра, оправдываемость
прогнозов продолжала возрастать.
В зависимости от срока прогнозы делятся на краткосрочные, долгосрочные и сверхдолгосрочные.
Краткосрочные прогнозы составляются на срок от 1
до 3 суток.
Для составления краткосрочного прогноза выявляются причины, обусловившие предшествующее развитие атмосферных процессов. Затем на основании закономерностей,
известных из теории и имеющихся данных, определяют
наиболее вероятное направление из развития в ближайшее
время. Средняя оправдываемость краткосрочных прогнозов
не превышает 80%. Большей точностью отличаются специализированные прогнозы, менее точны – общие прогнозы.
Чем больший срок прогноза, тем меньше его оправдываемость.
Долгосрочные прогнозы делятся на прогнозы малой
заблаговременности (4–8 суток) и большой заблаговременности (месяц, год). Они содержат лишь общую характеристику
погоды и даты ее резких изменений.
184
Методы 1–3 суточных прогнозов погоды непрерывно
усовершенствуются, и можно ожидать, что в ближайшие годы оправдываемость их еще повысится. Несравненно труднее с долгосрочными прогнозами погоды. Это проблема –
одна из самых сложных для человечества и ждет еще своего
решения. Над разработкой методов надежных прогнозов малой и большой заблаговременности работают виднейшие метеорологи мира. Однако и до настоящего времени эти методы еще не разработаны, хотя в надежных долгосрочных прогнозах на месяц, сезон нуждаются несравненно больше, чем в
прогнозах заблаговременностью 1–3 суток.
В долгосрочных прогнозах погоды заинтересованы не
только планирующие органы. Хорошие метеорологические
прогнозы необходимы гидрологам, агрометеорологам и океанологам. Лишь на основе высокооправдывающихся долгосрочных прогнозов погоды можно, например, составлять
прогнозы вскрытия и замерзания рек, половодий, условий
произрастания сельскохозяйственных культур, морской ледовой обстановки.
Надежные долгосрочные прогнозы могут помочь
лучшему планированию крупных мероприятий в различных
отраслях народного хозяйства, особенно сельского хозяйства
и строительства. Прогнозы погоды малой заблаговременности (4–8 суток) также важны и используются многими организациями и ведомствами.
Основанием для составления прогнозов погоды малой
заблаговременности служит положение о расчленении атмосферных процессов на периоды длительностью 4–8 суток
называются синоптическими. Резкие преобразования процессов осуществляются на сравнительно большой территории.
Разработка метода долгосрочных прогнозов погоды –
еще более трудная задача. Удлинение срока прогноза связано
с возрастающими трудностями. Если для прогноза на сутки
приходится учитывать большие и малые возмущения полей
давления и температуры, то при прогнозах на несколько су185
ток необходимо учитывать процессы более крупного масштаба, по крайней мере, в масштабах северного (южного)
полушария. Это можно объяснить тем, что за 5–10 суток воздушные массы могут пройти расстояние порядка 5–10 тыс.
км. При долгосрочных прогнозах необходимо учитывать
возможное изменение притока солнечной радиации, рассчитывать поля давления, вычислять поля скорости вертикальных и горизонтальных движений воздуха, облачности, влажности и их взаимовлияние. Развитие методов долгосрочных
прогнозов тесно связано с исследованиями общей циркуляции атмосферы.
Месячные прогнозы погоды составлялись в СССР с
1920-х годов (Б.П. Мультановский, 1922 г.). Хотя за прошедшие десятилетия методы прогнозирование непрерывно
совершенствовались, однако они не имеют еще необходимой
оправдываемости. Синоптические методы долгосрочных
прогнозов погоды основывались на нахождении различных
статистических связей между характером прошедшей и будущей циркуляции атмосферы. В частности, используются
инерционные связи развития крупных атмосферных процессов исходя из того, что они преобладают на территории, составляющей если не все северное полушарие, то хотя бы половину или треть его. На этой основе подбираются картыаналоги за прошлые годы, то есть годы, когда крупные черты
развития атмосферных процессов в предшествующие месяцы
и сезоны протекали аналогично текущему году. После анализа процессов и учета обеспеченности прогностических связей
высказываются соображения об ожидаемом развитии процессов на ближайший месяц или сезон. Конечно, нередко
разные прогностические указания противоречат друг другу.
При выборе года-аналога для прогноза погоды используется предположение, что атмосфере присуща ритмическая деятельность. Крупные процессы меридиональных
преобразований полей температуры и давления повторяются
через определенные промежутки времени. Так устанавлива186
ются даты холодных вторжений на прогнозируемой территории.
Прогнозы погоды на месяц составляются по ходу погоды в течение выбранного месяца-аналога. При этом используются положение о ритмах и фазах развития крупных
меридиональных процессов, сопровождающихся резкими
изменениями погоды.
К сожалению, используемые при составлении месячных прогнозов погоды положения о развитии атмосферных
процессов и погоды в течение прогнозируемого месяца не
всегда оправдываются. Объясняется это тем, что они не лишены элементов субъективизма, да и установленные статистические, связи не надежными.
С помощью вычислительных машин пытаются найти
более объективные способы выбора аналога и более строго
использовать статистические методы, чтобы установить
множественные связи между процессами во времени и пространстве.
Анализ синоптических карт состоит в определении,
чем обуславливается погода в интересующем нас районе: откуда и какой приходит воздух, в какой барической системе
он циркулирует, как взаимодействует с подстилающей поверхностью, существуют ли атмосферные фронты, способные оказывать влияние на погоду, куда и с какой скоростью
перемещаются барические системы и атмосферные фронты,
как они изменяются и т.п.
На основе такого анализа, который предполагает как
качественную оценку атмосферных процессов, так и получение их количественных показателей, синоптику предстоит
определить, как будут развиваться процессы в будущем и какими будут конкретные условия погоды – облачность, температура воздуха, ветер, осадки. Во всех случаях синоптик
опирается на свое понимание развивающихся процессов, на
свой опыт, знания, а также на известные современной науке
187
положения, собранные в «Руководстве по краткосрочным
прогнозам погоды».
Синоптическая карта необходима метеорологам –
прогнозистам для составления прогнозов погоды. Синоптик
должен иметь возможность одновременно обозревать состояние погоды на достаточно большой территории, чтобы
определить характер развития атмосферных процессов и
дальнейшее наиболее вероятное изменение метеорологических условий в интересующем районе. Осуществляется такой
обзор с помощью карт погоды, на которые наносятся данные
метеорологических наблюдений, производимых единовременно по определенной программе метеорологическими
станциями.
Эти сведения в зашифрованном виде получают органы Службы погоды по телефону, телеграфу и радио. Телеграммы «метео» состоят из нескольких пятизначных групп
цифр. В них содержатся сведения о погоде в определенный
момент времени в пунктах, расположенных на материках и
частично на океанах. Все они наносятся на карту особыми
значками и анализируются. На приземных картах проводят
изобары и определяют области высокого и низкого давления,
местонахождение атмосферных вихрей, районы расположения холодного и теплого, сухого и влажного воздуха, устойчивых и неустойчивых воздушных масс, атмосферные фронты, зоны дождей. На высотных картах проводят изогипсы
(линии одиночного потенциала), определяют положение
фронтовых зон, направление и скорость ветра вдоль воздушных течений.
Карты погоды составляют несколько раз в сутки. Они
делятся на основные и вспомогательные. Основные карты
(М 1 : 10 000 000 или 1 : 15 000 000) содержат почти все сведения о погоде на площади равной по площади Евразии. На
вспомогательные карты наносятся данные отдельных элементов (М 1 : 30 000 000, 1 : 40 000 000, 1 : 60 000 000).
Вспомогательные карты: суточных или полусуточных сумм
188
осадков, изаллобарические (изменение давления в течение
суток или полусуток), максимальных или минимальных температур, вертикальных движений, карты облачности по данным спутника.
Частота составления карт погоды зависит от заблаговременности прогноза. Для суточных прогнозов основные
карты (Европа, Северная Атлантика, Сибирь) составляют
4 раза в сутки. Необходим также ряд вспомогательных карт,
а также высотные карты. Для прогноза погоды на 2–3 суток
необходимы приземные и высотные карты Северного полушария. Размер территории определяется скоростью движения
атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов.
Данные, получаемые с метеостанций, наносятся на
приземные карты погоды по единой для всех стран схеме,
принятой ВМО (рисунок 1).
Рисунок 1 – Схема расположения сведений о погоде в пункте наблюдений на приземной карте погоды (а) и примеры
изображения на карте «плохой» (б)
189
и «хорошей» (в) погоды
По этой схеме возле каждого пункта наблюдений, который обводится кружком (О) условными значками и цифрами наносятся следующие данные о погоде: обще количество облаков (N), давление (PPP), температура воздуха (TT),
точка росы (τ), температура максимальная (15 ч.) или температура минимальная (07 ч.), характеристика облаков нижнего
яруса, высота их в метрах, характеристика облаков среднего
и верхнего ярусов, горизонтальная видимость vv, погода в
срок наблюдения (ww), погода между сроками (W), величина
и знак барической тенденции (±pp), характеристика барической тенденции a, количество осадков за прошедшие 12 часов (RR). Направление ветра (откуда он дует) изображается
стрелкой, направленной к кружку станции, а скорость ветра
наносится в виде оперения на стрелке.
Работа с синоптической картой начинается с анализа
погоды, нанесенной на нее в закодированном виде (рисунок
2). Специалист анализирует все данные о погоде в пунктах
наблюдений. Неспециалистам достаточно знать, что крайняя
цифра слева – это значение температуры воздуха с десятыми
долями, крайняя цифра справа – атмосферное давление в
миллибарах: например, 995 означает, что давление составляет 999,5 мб, а 134 означает давление 1013,4мб. Чтобы получить значения давления в привычных мм рт. ст. нужно применять специальную таблицу перевода, где учитывается температура воздуха. Для более простого перевода можно пользоваться выведенным соотношением:
1мб=0,75мм рт. ст. или 1мм рт.ст.=1,33мб.
На карту также наносятся атмосферные явления,
направление ветра, скорость ветра (одно перо означает 5 м/с).
По равным значениям атмосферного давления проводятся изобары, с помощью которых определяется положение
циклонов (Н) и антициклонов (В). Также на карте обязательно обозначаются линии раздела воздушных масс, то есть ат190
мосферные фронты: красным цветом – теплый фронт, синим
цветом – холодный фронт, коричневым – фронт окклюзии.
Стрелками обозначено предполагаемое смещение циклонов и
антициклонов.
Рисунок 2 – Синоптическая карта (06.12.2010; 12:00 ч.)
http://www.kolgimet.ru/maps/map.htm
191
Высотные карты погоды (карты барической топографии) ежедневно строятся по материалам радиозондирования атмосферы. Они содержат сведения о температуре,
влажности воздуха, направления и скорости ветра, геопотенциале. Карты атмосферного давления строятся для поверхностей 850,700, 500, 300, 200, 100, 50, 30, 20 и 10 гПа, которые
приблизительно соответствуют высотам 1,5; 3; 5–5,5; 9; 12;
16; 20; 24; 27; и 29–30 км. В отдельных случаях для исследовательских целей по ракетным данным создаются карты для
поверхностей 5 и 1 гПа (35–37 и 50 км).
Анализ высотных карт погоды состоит в проведении
изогипс и получении рельефа давления на данной изобарической поверхности. На картах абсолютной барической топографии вырисовываются барические возвышенности и впадины, которым соответствуют антициклоны и циклоны,
гребни и ложбины. Здесь же определены зоны сильных и
слабых ветров, струйные течения. Кроме карт абсолютной
барической топографии строят карты относительной бариче500
300
ской топографии ОТ 1000
или ОТ 500
. На таких картах легко
выделить области тепла или холода, фронтальные зоны.
Для определения состояния атмосферы и прогноза
ливней и гроз по данным аэрологических наблюдений чертят
аэрологические диаграммы. Строятся вертикальные разрезы
атмосферы по наиболее интересным направлениям или трассам полетов самолетов (направление и скорость ветра,
струйные течения, зоны возможного обледенения, «болтанки» самолетов) и прочие. Огромное количество данных за
короткий срок обработать под силу учреждению с большим
штатом. Поэтому прогнозы составляются в Гидрометцентрах. При составлении прогноза велико влияние субъективного фактора. Поэтому внимание метеорологов было обращено к математике и численным методам прогноза.
Численные методы прогноза погоды
192
Предвычисление будущего состояния погоды осуществляется с помощью ЭВМ, в память которых поступает
непрерывный поток информации о фактическом состоянии
погоды, зафиксированный на метеостанциях. Эта информация опознается, сортируется, подвергаются контролю машиной и специальной обработке, позволяющей осуществить ее
дальнейший анализ. Данные отдельных станции, расположенных на различных расстояниях одна от другой, пересчитываются в значениях основных метеовеличин для так называемых регулярной сети точек (равномерно расположенных). Обработанная таким образом информация становится
исходной для выполнения расчетов на ЭВМ. Она вводится в
уравнения гидродинамики, описывающее состояние погоды в
исходный момент времени. Решение этих уравнений согласно подготовленной ранее и апробированной программе и является будущим состоянием атмосферного давления, ветра,
температуры и осадков на сроки 12, 24, 36 часов вперед. В
основу этих программ заложен шаговый принцип, то есть
будущее поле метеоэлемента рассчитывается последовательно для малых отрезков времени (2–3 часа). Этот принцип был
предложен английским математиком Ричардсоном в 1922 г.
Он помогает исключить грубые ошибки при расчетах.
Результаты предвычисления подаются на графопостроители. Таким образом, получаются прогностические карты основных метеовеличин, по которым специалисты уже
составляют все остальные, более детальные прогнозы погоды, включающие данные о стихийных явлениях (грозы, гололед, метель) для отдельных пунктов.
К системам получения данных обычно предъявляются
следующие требования:
• точность измерений;
• пространственное и временное разрешение;
• репрезентативность измерений;
• время сбора данных;
• полнота;
193
• достоверность измерений;
• стабильность (однородность измерений);
• надежность функционирования;
• экономичность функционирования.
Системы сбора гидрометеорологических данных делятся на оперативные, неоперативные и системы сбора данных специальных экспериментов.
Глобальной и беспрецедентной по объему сбора гидрометеорологических данных является Всемирная служба
погоды (ВСП).
3. Всемирная служба погоды
Метеослужбы разных стран мира, оставаясь национальными по структуре, организации, задачам, решаемым в
пределах своей страны, вместе с тем функционируют по
международным стандартам и в соответствии с рекомендациями ВМО, участвуют в реализации отдельных международных программ, совместно разрабатываемых всеми странами.
Одна из таких программ, самая крупная и самая значительная в рамках ВМО за всю историю международного
метеорологического сотрудничества, получила название проекта Всемирной службы погоды (ВСП). Это проект был
разработан в 1960-х гг. Она предусматривает переоснащение
всех национальных метеослужб на базе использования достижений науки и техники.
Программа
ВСП
разрабатывалась
ученымиэкспертами ряда стран (СССР, США, Великобритании,
Франции).
Инициаторами
проекта
были
академик
В.А. Бугаев (СССР) и доктор Г. Векслер (США). Основные
положения проекта были одобрены на V Всемирном конгрессе ВМО в 1967 г. в Женеве.
Основу ВСП составляют три глобальные программы:

наблюдений (глобальная система наблюдений
– ГСН);
194
обработки данных (глобальная система обработки данных – ГСОД);

телесвязи (глобальная система телесвязи –
ГСТ).
Всемирная служба погоды охватывает все страны и
континенты, моря и океаны, а также космическое пространство. Она представляет собой согласованную систему пунктов и средств наблюдений, а также систему взаимосвязанных
центров обработки. Центры обработки в структуре ВСП по
своим функциям делятся на мировые, региональные и территориальные.
Глобальная система наблюдений ВСП включает
более 10 000 наземных метеостанций, 800 аэрологических
пунктов радиозондирования, суда погоды (4 в Атлантическом океане и 1 в Тихом океане), торговые суда (более 2000),
самолеты гражданской авиации (более 1500). В океанах южного полушария (20–65º широты) функционирует около
300 буйковых станций, в тропических водах Северная Атлантика – еще 50. Не менее 4 полярноорбитальных ИСЗ и 5 ИСЗ
на геостационарной орбите.
Ежесуточно более 70 000 наблюдений, передается информация в объеме 15 млн. символов, около 2000 карт погоды. Скорость передачи данных 9600 бит/с (14 000 слов/мин.).
В структуре ВСП предусмотрено создание 3 мировых
метеорологических центров (ММЦ) (Москва, Вашингтон,
Мельбурн), в которых осуществляется сбор данных со всего
мира, включая и ИСЗ. Мировые метооцентры связаны между
собой и с региональными метеоцентрами (РМЦ) быстродействующими линиями связи. РМЦ охватывают сбором данных
большие территории (может быть нескольких стран). Вся
сеть метеостанций на земном шаре включается в единую систему сбора и обработки метеоинформации, организуется
получение данных с акваторий океанов, из полярных и малонаселенных районов Земли, с меторологических искусственных спутников Земли (МИСЗ).

195
Национальные центры осуществляют сбор и обработку информации с территории одной страны, распространение
ее и пользуются всей необходимой им информацией с территории других стран.
В Республике Беларусь функционируют:
- 47 пунктов основных метеонаблюдений;
- 88 пунктов наблюдений за осадками;
- 2 пункта температурно-ветрового зондирования;
- 3 метеолокатора;
- 3 пункта актинометрических наблюдений;
- 7 пунктов наблюдений за суммарной солнечной радиацией;
- 1 пункт теплобалансовых наблюдений;
- 121 пункт наблюдения режимов рек;
- 14 пунктов наблюдения озер;
- 50 пунктов агрономического наблюдения.
Круглосуточные восьмисрочные метеорологические
наблюдения на территории Республики Беларусь, непрерывные наблюдения за опасными и стихийными гидрометеорологическими явлениями и передачу информации в Гидрометцентр в настоящее время осуществляют синоптические
станции Минской области – Березино, Борисов, Вилейка, Воложин, Любань, Марьина Горка, Минск, Нарочь, Слуцк,
Столбцы; Брестской области – Барановичи, Брест, Высокое,
Ганцевичи, Дрогичин, Ивацевичи, Пинск, Полесская, Пружаны; Гродненской области – Волковыск, Гродно, Лида, Новогрудок, Ошмяны, Щучин; Могилевской области – Бобруйск,
Горки, Кличев, Костюковичи, Могилев, Славгород; Гомельской области – Брагин, Василевичи, Гомель, Житковичи,
Жлобин, Лельчицы, Мозырь, Октябрь, Чечерск; Витебской
области – Верхнедвинск, Витебск, Докшицы, Езерище, Лепель, Лынтупы, Орша, Полоцк, Толочин, Шарковщина.
Сеть гидрометеорологических наблюдений Беларуси
включает сеть станций Всемирной метеорологической организации (ВМО) (35), станции МАГАТЭ (8), станции, передающие информацию по РОСС (10) и региональному обмену
196
(8), станции, передающие информацию в Росгидромет (28),
передающие телеграммы «Климат» в ВМО (6) и Росгидромет
(12), используемые в региональных целях (8).
Глобальная система обработки данных состоит из
метеорологических центров, оснащенных средствами обработки данных для оперативного использования, хранения и
поискаданных для неоперативного использования. Глобальная система обработки данных базируется на трех ировых
метеорологических центрах (Вашингтоп, Москва, Мльбурн),
на 23 региональных метеорологческих центрах и на национальных метеоролгических центрах (рисунок 3).
Рисунок 3 – Диаграмма центров обработки данных главной
магистральной цепи телесвязи: 1 – мировые метеорологиче197
ские центры; 2 – региональные центры на главной
магистральной цепи и ее ответвлениях; 3 – остальные региональные центры,
изображенные в своих региональных ассоциациях; 4 – национальные метеорологические центры (число символов отвечает числу соответствующих центров обработки)
Обработка данных от момента получения до момента
выдачи выходной продукции потребителю проходит ряд технологических этапов:
• получение данных в результате измерений (наблюдений) в пунктах наблюдений;
• подготовка данных для обработки на ЭВМ;
• первичная обработка в целях формирования фонда
данных длительного хранения;
• длительное хранение данных;
• обработка данных длительного хранения.
В ходе этого процесса данные группируются, контролируются, переносятся с одного носителя на другой, подвергаются перестройке структуры и т. д.
Данные, полученные после завершения этапа обработки, называются данными соответствующего уровня. С
каждым уровнем связываются две подсистемы: подсистема
формирования данных этого уровня (этапы технологического
процесса) и подсистема обслуживания потребителей на основе этого уровня.
Обслуживание может вестись с различной степенью
автоматизации в зависимости от уровня данных. Неавтоматизированное обслуживание ведется в основном за счет первичных данных наблюдений, не переданных в архив, а также
за счет информации, хранящейся в виде листовых материалов и справочников.
Основной задачей оперативной гидрометеорологической системы является выпуск следующей продукции.
198
1. Прогноз погоды, гидрологического режима и других, связанных с ним явлений.
2. Информация о текущем состоянии погоды и гидрометеорологического режима.
Основное требование, которое должно быть выполнено при проектировании и разработке таких систем, – это скорость получения выходной продукции. С этой целью задается время отсечения, т. е. время, в течение которого после
очередного срока наблюдений осуществляются сбор и
накопление информации. Таким образом, чтобы обеспечить
своевременность поступления информации, в жертву приносится полнота, а часто в определенной мере и качество собираемых комплектов данных.
Глобальная система телесвязи состоит из устройств
и средств, необходимых для быстрого сбора и распределения
требуемых данных наблюдений и обработанной информации.
Проект ВСП предусматривает выполнение научноисследовательской программ, подготовку специалистов в
развивающихся странах, оказание помощи последним в техническом перевооружении метеослужб.
В настоящее время выполняются следующие программы и эксперименты:
1) всемирная климатическая программа (WCP);
2) эксперимент по изучению циркуляции вод Мирового океана (WOCE)
3) эксперимент по изучению Тропического океана и
глобальной атмосферы (TOGA);
4) стратосферные процессы и их роль в формировании
климата (SPARC);
5) программа по изучению климатической изменчивости и предcказуемости (CLIVAR);
6) эксперимент по изучению энергетического и гидрологических циклов в глобальном масштабе (GEWEX).
199
Сегодня на основе современных космических технологий создана измерительная аппаратура, способная проводить измерения атмосферных характеристик с необходимой
точностью и пространственным разрешением.
В настоящее время оперативная космическая метеорологическая система мирового сообщества (Европейский Союз, КНР, Россия, США, Япония) включает и будет включать
спутники на геостационарной и на приполярных орбитах.
Эти спутники используются при решении задач, связанных с
прогнозированием погоды, а также для получения информации в интересах сельского и лесного хозяйства, климатологии, океанографии, мониторинга состояния окружающей
среды, при изучении околоземного космического пространства, озонового слоя и содержания аэрозолей в атмосфере,
при съемке снежного и ледового покрова Земли и др.
При этом геостационарные спутники, занимая фиксированное географическое положение над земной поверхностью, проводят наблюдения каждые 20–30 мин, что позволяет непрерывно наблюдать за определенными секторами земной атмосферы и подстилающей поверхности (рисунок 4).
Прием и обработка метеорологической информации осуществляется со всех российских космических аппаратов типа
«Ресурс», «Океан», «Метеор», «Электро» и ряда зарубежных
космических аппаратов типа NOAA, Meteostat (европейский
Союз), GMS (Япония), SPOT (Франция) LANDSAT, GOES
(США) (рисунок 5).
К гидрометеорологической спутниковой информации
предъявляются следующие требования:
- глобальность,
- трехмерность,
- комплексность,
- синхронность,
- регулярность,
- и оперативность
200
Рисунок 4 – Космический снимок с геостационарного спутника Meteostat-7 (1.12.2010; 0:00)
http://meteovlab.meteorf.ru/images/stories/arhiv/201012/cover1/1
012010000_g_98.jpg
201
Рисунок 5 – Космический снимок с нанесенной географической сеткой со спутника NOAA (6 декабря 2010 г. – 05:00:02)
http://www.kolgimet.ru/maps/map.htm
Благодаря короткому интервалу времени между последовательными снимками геостационарные спутники дают
ценную информацию для мониторинга и прогноза неблагоприятных и опасных гидрометеорологических явлений.
В Беларуси широко используется система сбора данных дистанционного зондирования Земли из космоса через
российский космический комплекс обзорного мониторинга
Земли и детального мониторинга территории.
202
Развитие ракетной техники позволило метеорологам
уже в середине XX в. резко повысить потолок инструментальных наблюдений, проникнуть с приборами сначала в
стратосферу, а затем в мезо- и термосферу. МИСЗ позволяют
следить за всеми изменениями погоды сверху, с высоты 100
и 1000 км. Особенно важно, что МИСЗ ведут наблюдение не
только над сушей, но и над областями, где нет регулярной
метеосети (океаны, пустыни, полярная область, высокогорья). Оборудование на МИСЗ позволяет производить наблюдения не только на освещенной, но и на теневой части Земли.
Изучением атмосферных процессов при помощи
спутников занимается спутниковая метеорология. Это молодая научная дисциплина, зародившаяся в третьей четверти
XX в. (4.10.1957 г. – первый спутник запущен в СССР). Метеоспутники оснащены обзорной и измерительной аппаратурой. Обзорная: телевизионные и инфракрасные системы,
позволяющие фотографировать облака и земную поверхность днем и ночью. Измерительная: приборы для определения радиационного баланса системы Земля – атмосфера,
определение температуры подстилающей поверхности, спектрального измерения температуры и влажности воздуха. Телесъемка ведется в видимой части спектра, разрешенная способность аппаратуры 1–2 км (высота орбиты 900 км). Фотографирование в ИК части спектра ведется и в ночное время
(λ 8–12 мкм), разрешенная способность – 8 км в надире.
Геостационарный спутник всегда находится над одним и тем же местом земли (материк или океан). Первый выпущен 17.05.1974 г., высота орбиты равна 35 800 км. Геостационарные спутники предназначены для непрерывного слежения за эволюцией циклонов (тропических) и облачных систем в низких широтах в районах зарождения тропических
штормов; слежения за линиями шквалов и обнаружения торнадо; слежения за перемещениями облаков и определения
скорости и направления ветра на высоте облачности; сбора
данных с наземных автоматических станций и морских буев.
203
Полярноорбитальные МИСЗ летают по почти круговой орбите, ее высота около 900 км. Ширина полосы обзора
свыше 2000 км (2400 для телесъемки и 2600 км – инфракрасной). При одновременном полете двух спутников наблюдения над каждым районом земного шара производится через 6
часов.
МИСЗ обеспечивают получение данных о границе
снежного покрова и ее изменениях, о дымовых облаках над
промышленными районами и лесными пожарами (для этого
необходима высокочувствительная аппаратура с разрешением ≤100 м).
204
КЛИМАТ
1. Климат.
2. Климатообразующие процессы и факторы климатообразования.
3. Микроклимат.
1. Климат
Климат – многолетний режим погоды, типичный для
данного района Земли;
– состояние атмосферы, типичное для данного места и выражающееся в определенном режиме погоды.
Климат можно определить как статистический режим
колебаний состояния атмосферы с коротким периодом (до
года), испытывающий колебания с данными периодами (порядка десятилетий, столетий, тысячелетий) (по А.С. Монину).
Термин «климат» был введен в научный оборот 2200
лет назад древнегреческим астрономом Гиппархом. Он
условно разделил поверхность Земли параллелями на широтные зоны, отличающиеся по высоте полуденного стояния
Солнца в самый длинный день года. Эти зоны были названы
климатами (от греч. klima – наклон, первоначально означавшего «наклон солнечных лучей»). Таким образом, было выделено пять климатических зон: одна жаркая, две умеренных
и две холодных, – которые и составили основу географической зональности земного шара.
Более 2000 лет термин «климат» употреблялся именно
в таком смысле. Но после 1450, когда португальские мореплаватели пересекли экватор и вернулись на родину, появились новые факты, потребовавшие пересмотра классических
воззрений. В числе сведений о мире, приобретенных во время путешествий первооткрывателей, были и климатические
характеристики выделенных зон, что позволило расширить
сам термин «климат». Климатические зоны уже не были
лишь математически рассчитанными по астрономическим
205
данным районами земной поверхности (т. е. жарко и сухо
там, где Солнце поднимается высоко, а холодно и сыро там,
где оно стоит низко, а потому слабо греет). Было обнаружено, что климатические зоны не просто соответствуют широтным поясам, как это представлялось ранее, а имеют весьма
неправильные очертания.
Позднее климатом назвали среднее состояние атмосферы в определенном районе Земли, которое характеризуется чертами, практически неизменными на протяжении одного
поколения, то есть порядка 30–40 лет. К таким чертам относятся амплитуда колебания температур, атмосферное давление, атмосферная циркуляция.
Различают макроклимат и микроклимат:
Макроклимат (греч makros – большой) – климат
крупнейших территорий, это климат Земли в целом, климатических поясов, а также крупных регионов суши и акваторий океанов или морей. В макроклимате определяется уровень солнечной радиации и закономерности атмосферной
циркуляции;
Микроклимат (греч. mikros – маленький) – часть
местного климата. Микроклимат в основном зависит от рельефа, лесных насаждений, различий в увлажнении почвогрунтов, весенне-осенних заморозков, сроков таяния снега и льда
на водоемах. Учет микроклимата имеет существенное значение для размещения сельскохозяйственных культур, для
строительства городов, прокладки дорог, для любой хозяйственной деятельности человека, а также для его здоровья.
Микроклиматические различия главным образом зависят от
неоднородности влияний подстилающей поверхности, а потому проявляется преимущественно в приземных слоях воздуха и с высотой сглаживается.
Описание климата составляется по наблюдениям о погоде за много лет. Оно включает средние многолетние показатели температуры и количество осадков по месяцам, сведения о ветрах, облачности, повторяемости различных типов
206
погоды. Но описание климата будет неполным, если в нем не
даны отклонения от средних показателей. Обычно в описание включают сведения о самых высоких и самых низких
температурах, о самом большом и малом количестве осадков
за все время наблюдений.
2. Климатообразующие процессы и факторы климатообразования
Глобальный климат – статистическая совокупность
состояний, проходимых климатической системой за периоды
времени в несколько десятилетий. Глобальный климат формируется не только за счет процессов, которые происходят в
атмосфере, но и за счет тех процессов, которые свойственны
климатической системе. Климатическая система слагается
из географических компонентов: атмосферы, океана, литосферы, криосферы и биосферы (рисунок 6). Компоненты
климатической системы непрерывно взаимодействуют и обмениваются между собой энергией и веществом. Временные
масштабы этих взаимодействий весьма различны и лежат в
пределах от месяцев до сотен миллионов лет. Так, поверхностные слои суши взаимодействуют с расположенной над
ними атмосферой в масштабах времени от нескольких недель
до месяцев, а изменения циркуляции атмосферы, создаваемые дрейфом континентов, происходят на протяжении десятков и сотен миллионов лет.
207
Рисунок 6 – Схема взаимодействия компонентов климатической системы атмосфера – океан – поверхность снега, льда и
суши – биомасса (С.П. Хромов и М.А. Петросянц, 2004);
(черные стрелки – внешние процессы, светлые стрелки –
внутренние процессы, приводящие к изменениям климата)
На рисунке 6 схематически представлены компоненты
климатической системы и различные процессы, которые влияют на формирование климата и его изменения. Эти процессы можно разделить на внешние (черные стрелки) и внутренние (полые стрелки). К внешним процессам можно отнести:
приток солнечной радиации и его возможные изменения; изменения состава атмосферы, вызванные вулканическими и
208
орогенными процессами в литосфере и притоком аэрозолей и
газов из космоса; изменения очертаний океанических бассейнов, солености, характеристик суши, орографии, растительности и др.
К внутренним процессам относятся взаимодействие
атмосферы с океаном, с поверхностью суши и льдом (теплообмен, испарение, осадки, напряжение ветра), взаимодействие лед – океан, изменение газового и аэрозольного состава
атмосферы, облачность, снежный и растительный покров,
рельеф и очертания материков. Сопоставление внешних и
внутренних процессов показывает, что некоторые из них
присутствуют и в тех и в других.
Это кажущееся противоречие объясняется тем, что
разделение на внешние и внутренние процессы зависит от
периода времени, за который рассматривается состояние
климатической системы. Так, если мы рассматриваем совокупность состояний, которую проходит климатическая система за 1000 лет, то влияние, например, очертания материков и крупномасштабной орографии на атмосферу можно
рассматривать как внешний процесс. Напротив, то же влияние на масштабе времени 100 млн лет необходимо отнести к
внутреннему процессу. Таким образом, глобальный климат
формируется не только процессами, происходящими в атмосфере, но и процессами, происходящими во всей климатической системе. Отличительной чертой процессов, происходящих в климатической системе, является существование многочисленных положительных и отрицательных обратных
связей, т.е. таких взаимодействий, которые либо усиливают
(положительная), либо ослабляют (отрицательная) причину,
вызвавшую процесс. Примером положительной обратной
связи служит связь между альбедо снежно-ледового покрова
и температурой атмосферы: понижение глобальной температуры Земли приводит к увеличению площади снежного и ледового покрова. Но снег и лед обладают большей отражательной способностью, чем вода и почва. Поэтому увеличе209
ние площади снежного и ледяного покрова за счет уменьшения площади воды и почвы должно сопровождаться увеличением планетарного альбедо Земли и, следовательно, уменьшением солнечной радиации, остающейся в климатической
системе. А это в свою очередь приведет к дальнейшему понижению температуры и еще большему разрастанию снежноледяного покрова.
Примером отрицательной обратной связи может служить связь между влажностью почвы и альбедо поверхности
суши: увеличение влажности почвы приводит к уменьшению
альбедо поверхности суши (влажная почва имеет альбедо
меньше сухой). Это в свою очередь приводит к увеличению
поглощения коротковолновой солнечной радиации, повышению температуры поверхности почвы, усилению испарения и
в итоге – к уменьшению влажности почвы.
Подобных обратных связей в климатической системе
достаточно много. Отсюда ясно, что каждому состоянию
глобального климата соответствуют свои закономерности в
теплообороте, влагообороте и атмосферной циркуляции, т.е.
в трех комплексах климатообразующих процессов, формирующих локальный климат в каждой точке Земли. Именно от
процессов теплооборота, влагооборота и атмосферной циркуляции зависит многолетний режим метеорологических величин: суточный и годовой ход радиации, температуры,
осадков и других величин, их изменчивость в каждой точке
Земли, среднее распределение по земной поверхности, типичное изменение с высотой и т. д.
Все три климатообразующих процесса взаимно связаны. Например, на тепловой режим подстилающей поверхности, а, следовательно, и атмосферы влияет облачность, задерживающая приток прямой солнечной радиации. Образование облаков – один из элементов влагооборота. Но оно зависит в свою очередь от температуры подстилающей поверхности и стратификации атмосферы, а эти последние в
определенной степени зависят от адвекции тепла, т. е. общей
210
циркуляции атмосферы. Общая циркуляция, кроме того, создает перенос водяного пара и облаков и тем самым влияет
на влагооборот, а через него и на тепловые условия.
Таким образом, мы все время встречаемся с взаимными влияниями всех трех климатообразующих процессов. Режим каждого элемента климата является поэтому результатом совместного действия всех трех климатообразующих
процессов.
Например, распределение сумм осадков по земному
шару является непосредственным следствием влагооборота,
поскольку выпадение осадков есть одно из его звеньев. Оно,
во-первых, зависит от расположения источников влаги
(прежде всего океанов) относительно данного места и, вовторых, от таких звеньев влагооборота, как испарение, сток,
турбулентная диффузия водяного пара, конденсация. Но на
режим осадков также влияют тепловые условия подстилающей поверхности и атмосферы, создающиеся в процессе теплооборота. От тепловых условий зависит испарение. Они
определяют близость воздуха к насыщению и максимальное
влагосодержание воздуха при насыщении, а следовательно, и
водность облаков, определяют положение уровней образования и оледенения облаков, а значит, в конечном счете и выпадение осадков. Кроме того, на влагосодержание и на тепловые условия воздуха влияет перенос влаги и тепла воздушными течениями общей циркуляции атмосферы. Подъем воздуха, нужный для конденсации, образования облаков и выпадения осадков, совершается в основном в процессе общей
циркуляции атмосферы. Следовательно, последняя также
принимает участие в создании климатического режима осадков. Итак, в распределении осадков по земному шару участвуют и влагооборот, и теплооборот, и общая циркуляция атмосферы.
Климатообразующие процессы: теплооборот, влагооборот и общая циркуляция атмосферы (ОЦА). Эти три про211
цесса тесно взаимосвязаны между собой. Режим каждой составляющей климата есть результат совместного действия
всех климатических процессов:
1) теплооборот:
- приход солнечной радиации;
- излучение Земли и атмосферы;
- теплопроводность (молекулярная и турбулентная);
- адвекция тепла в атмосфере и водоемах;
- теплообмен при испарении (конденсации).
2) влагооборот:
- испарение и транспирация;
- конденсация и выпадение осадков;
- перенос водяного пара в атмосфере.
3) общая циркуляция атмосферы:
- поддержание центров действия и струйных течений в атмосфере Земли в результате процессов
теплооборота и вращения Земли;
- поддержание структуры атмосферы (воздушных масс и фронтов);
- непрекращающиеся циклы возникновения и
исчезновения циклонов и антициклонов;
- местные циркуляции воздуха в пограничном
слое атмосферы.
Все эти процессы взаимосвязаны, поэтому каждая из
метеорологических величин, описывающих климат, является
результатом совместного действия всех климатообразующих
факторов.
Распределение метеорологических величин в пространстве и во времени определяет распределение локальных
климатов на земном шаре. Локальный климат – совокупность
атмосферных условий за многолетний период, характерный
для данной местности в зависимости от ее географического
положения.
212
Климатические факторы – физические механизмы,
определяющие внешние воздействия на климатическую систему, а также основные взаимодействия между звеньями системы. Климатообразующие процессы развертываются в
конкретных географических условиях земного шара. Географическая обстановка влияет на все три процесса. В низких и
высоких широтах, над сушей и над морем, над равниной и
горными областями климатообразующие процессы протекают по-разному, т.е. имеют свою географическую специфику.
Следовательно и характеристики климата, и их распределение зависят от географических факторов климата.
Географические факторы климатообразования:
- географическая широта,
- высота над уровнем моря,
- распределение суши и воды на поверхности
земного шара,
- орография поверхности суши,
- океанические течения,
- растительный, снежный и ледяной покров,
- деятельность человека.
Географическая широта определяет зональность в
распределении элементов климата. Солнечная радиация поступает на верхнюю границу атмосферы в зависимости от
географической широты, которая определяет полуденную
высоту Солнца и продолжительность облучения. Поглощенная радиация распределяется сложнее, так как зависит от облачности, альбедо земной поверхности, степени прозрачности воздуха.
Зональность лежит и в основе распределения температуры воздуха, которое зависит не только от поглощенной радиации, но и от циркуляционных условий. Зональность в
распределении температуры приводит к зональности других
метеорологических величин климата.
Влияние географической широты на распределение
метеорологических величин становится заметнее с высотой,
213
когда ослабевает влияние других факторов климата, связанных с земной поверхностью.
Высота над уровнем моря. Атмосферное давление с
высотой падает, солнечная радиация и эффективное излучение возрастают, температура, удельная влажность убывают.
Ветер достаточно сложно меняется по скорости и направлению.
Такие изменения происходят в свободной атмосфере
над равнинной местностью, с большими или меньшими возмущениями (связанными с близостью земной поверхности)
они происходят и в горах. В горах намечаются и характерные
изменения с высотой облачности и осадков. Осадки, как правило, сначала возрастают с высотой местности, но, начиная с
некоторого уровня, убывают. В результате в горах создается
высотная климатическая зональность.
Климатические условия могут сильно различаться в
зависимости от высоты места. При этом изменения с высотой
намного больше, чем изменения с широтой – в горизонтальном направлении.
Высотная климатическая зональность определяется
тем, что в горах изменение метеорологических величин с высотой создает быстрое изменение всего комплекса климатических условий. Образуются лежащие одна над другой климатические зоны (или пояса) с соответствующим изменением
растительности. Смена высотных климатических зон напоминает смену климатических зон в широтном направлении.
Разница, однако, в том, что для изменений, которые в горизонтальном направлении происходят на протяжении тысяч
километров, в горах нужно изменение высоты только на километры. Типы растительности в горах сменяются в следующем порядке. Сначала идут лиственные леса. В сухих климатах они начинаются не от подножия гор, а с некоторой высоты, где температура падает, а осадки возрастают настолько,
что становится возможным произрастание древесной растительности. Затем идут хвойные леса, кустарники, альпийская
214
растительность из трав и стелющихся кустарников. За снеговой линией следует зона постоянного снега и льда
Верхняя граница леса в районах с сухим континентальным климатом поднимается выше, чем в районах с
влажным океаническим климатом. На экваторе она достигает
3800 м, а в сухих районах субтропиков – выше 4500 м. От
умеренных широт к полярным граница леса быстро снижается в связи с тем, что произрастание леса ограничено средней
июльской температурой. Смена высотных климатических зон
в горах за полярным кругом сводится к смене зоны тундры
на зону постоянного мороза.
Граница земледелия в горах близка к границе леса; в
сухом континентальном климате она проходит значительно
выше, чем в морском. В умеренных широтах эта граница порядка 1500 м. В тропиках и субтропиках полевые культуры
выращивают до высот около 4000 м, а на Тибетском нагорье
– выше 4600 м.
Влияние распределения моря и суши на климат. Распределение суши и моря определяет деление типов климата
на морской и континентальный. Зональность климатических
характеристик оказывается возмущенной или перекрытой
влиянием неравномерного распределения суши и моря. В
Южном полушарии, где океаническая поверхность преобладает, а распределение суши более симметрично относительно
полюса, чем в Северном, зональность в распределении температуры, давления, ветра выражена лучше.
Центры действия атмосферы на многолетних средних
картах давления обнаруживают явную связь с распределением суши и моря: субтропические зоны высокого давления
разрываются над материками летом; в умеренных широтах
над материками выражено преобладание высокого давления
зимой и низкого давления летом. Это усложняет систему атмосферной циркуляции, а значит, и распределение климатических условий на Земле.
215
Положение места относительно береговой линии существенно влияет на режим температуры, влажности, облачности, осадков, определяя степень континентальности климата.
Континентальность климата – совокупность характерных особенностей климата, определяемых воздействиями
материка на процессы климатообразования.
В климате над морем (морской климат) наблюдаются
малые годовые амплитуды температуры воздуха по сравнению с континентальным климатом над сушей с большими
годовыми амплитудами температуры.
Годовой ход температуры воздуха на широте 62° с.ш.
в Торсхавне (Фарерские острова) и Якутске отражает географическое положение этих пунктов: в первом случае – у западных берегов Европы, во втором - в восточной части Азии.
Средняя годовая амплитуда в Торсхавне 8°С, в Якутске 62ºC.
На континенте Евразия наблюдается возрастание годовой
амплитуды в направлении с запада на восток.
Величина годовой амплитуды температуры воздуха
зависит от географической широты. В низких широтах годовые амплитуды температуры меньше по сравнению с высокими широтами. Это положение приводит к необходимости
исключения влияния широты на годовую амплитуду. Для
этого предложены различные показатели континентальности
климата, представленные функцией годовой амплитуды температуры и широты места.
Орография и климат. На климатические условия в горах влияет высота местности над уровнем моря, высота и
направление горных хребтов, экспозиция склонов, направление преобладающих ветров, ширина долин, крутизна склонов.
Воздушные течения могут задерживаться и отклоняться хребтами. В узких проходах между хребтами скорость
воздушных течений меняется. В горах возникают местные
системы циркуляции – горно-долинные и ледниковые ветры.
216
Над склонами, по-разному экспонированными, создается различный режим температуры. Формы рельефа оказывают влияние на суточный ход температуры. Задерживая перенос масс холодного или теплого воздуха, горы создают
резкие разделы в распределении температуры на больших
географических пространствах.
В связи с перетеканием воздушных течений через
хребты на наветренных склонах гор увеличиваются облачность и осадки. На подветренных склонах возникают фены с
повышением температуры и уменьшением влажности. Над
горами возникают волновые возмущения воздушных течений
и особые формы облаков. Над нагретыми склонами гор также
увеличивается конвекция и, следовательно, облакообразование. Все это отражается в многолетнем режиме климата горных районов.
Океанические течения и климат. Океанические течения создают особенно резкие различия в температурном режиме поверхности моря и тем самым влияют на распределение температуры воздуха и на атмосферную циркуляцию.
Устойчивость океанических течений приводит к тому, что их
влияние на атмосферу имеет климатическое значение. Гребень изотерм на картах средней температуры наглядно показывает отепляющее влияние Гольфстрима на климат восточной части Северной Атлантики и Западной Европы.
Холодные океанические течения также обнаруживаются на средних картах температуры воздуха соответствующими возмущениями в конфигурации изотерм - языками холода, направленными к низким широтам.
Над районами холодных течений увеличивается повторяемость туманов, в частности у Ньюфаундленда, где
воздух может переходить с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения. Над холодными водами
в пассатной зоне ликвидируется конвекция и резко уменьшается облачность. Это, в свою очередь, является фактором,
217
поддерживающим существование так называемых прибрежных пустынь.
Во всех океанах (кроемее Северного Ледовитого) существует система течений: у восточных берегов материков в
тропических широтах проходят теплые течения, в умеренных
– холодные. У западных берегов, наоборот, в тропических
широтах – холодные, в умеренных – теплые. Таким образом,
теплые и холодные течения во всех климатических поясах
поддерживают температурные различия между западными и
восточными частями Океана.
Влияние снежного и растительного покрова на климат. Снежный (ледяной) покров уменьшает потерю тепла
почвой и колебания ее температуры. Поверхность покрова
отражает солнечную радиацию днем и охлаждается излучением ночью, поэтому она понижает температуру приземного
слоя воздуха. Весной на таяние снежного покрова тратится
большое количество тепла, которое берется из атмосферы:
таким образом, температура воздуха над тающим снежным
покровом остается близкой к нулю. Над снежным покровом
наблюдаются инверсии температуры: зимой – связанные с
радиационным выхолаживанием, весной – с таянием снега.
Над постоянным снежным покровом полярных областей даже летом отмечаются инверсии или изотермии. Таяние снежного покрова обогащает почву влагой и имеет большое значение для климатического режима теплого времени года.
Большое альбедо снежного покрова приводит к усилению
рассеянной радиации и увеличению суммарной радиации и
освещенности.
Густой травяной покров уменьшает суточную амплитуду температуры почвы и снижает ее среднюю температуру.
Следовательно, он уменьшает суточную амплитуду температуры воздуха. Более сложное влияние на климат имеет лес,
который может увеличивать над собой количество осадков,
вследствие шероховатости подстилающей поверхности.
218
Однако влияние растительного покрова имеет в основном микроклиматическое значение, распространяясь преимущественно на приземный слой воздуха и на небольших
площадях.
Деятельность человека. Человек оказывает влияние на
климат через свою хозяйственную деятельность: вырубка лесов, распашка земель, мелиорация, сжигание ископаемого
топлива, недоучет научных данных при строительстве промышленных предприятий – все это ухудшило климатически
условия. Человек создает свой микроклимат.
3. Микроклимат
Местные особенности климата, обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся на небольших расстояниях, называют
микроклиматом.
Поверхность, воспринимающую и отдающую энергию, являющуюся источником температурных колебаний
прилегающих слоев воздуха и почвы, А.И. Воейков назвал
внешней деятельной поверхностью. Процессы поглощения и
излучения радиации, испарения и теплообмена происходят
не только на поверхности, но всегда охватывают слой различной толщины. Выделяют также деятельный слой земной
поверхности, в котором практически полностью усваивается
вся поглощенная радиация.
В географическом районе с одним и тем же типом
климата могут наблюдаться различные варианты микроклимата: леса, поляны, холмов, долин, озер, болот, города.
Наряду с понятием «микроклимат» существует понятие «мезоклимат» как промежуточное звено между макроклиматом и микроклиматом.
Б.Н. Романовой были предложены критерии разделения мезо- и микроклимата, представленные в таблице 1.
Мезоклиматические особенности формируются под
действием как макромасштабных, так и мезомасштабных не219
однородностей достаточно большой площади. К макромасштабным неоднородностям относятся горный рельеф, океаны, моря, а мезомасштабные характеризуют холмистый рельеф, реки, озера, пестроту почвенно-растительного покрова,
большие города.
Существующие в природе микронеоднородности подстилающей поверхности (бугры, кочки, борозды) также влияют на метеорологический режим самого нижнего припочвенного слоя воздуха и верхних слоев почвы. Такие вариации
метеорежима предложено именовать наноклиматическими.
Различия эти могут быть существенными, и их необходимо
принимать во внимание при исследовании роста и развития
растительности, животного мира. Выполненные разработки
показали, что изменения климатических характеристик при
наличии микроклиматической неоднородности на близких
расстояниях могут быть сильнее, чем при переходе из одной
климатической зоны в другую.
Таблица 1 – Критерии распределения мезо-, микро- и наноклимата
Масштаб возНеоднородности подстилающей поверхности
мущений
горивертизонТип
Характеристика
кальтальный
ный
Мезоклимат
Горный рельеф
Система гор
Холмистый рельеф
Массивы площадью
>100 км2
Реки
Ширина >1 км
<100 <1000
Озера, моря, океаны Площадь зеркала 50–
км
м
100 км2
220
Почвеннорастительный покров
Большой город
Массивы площадью
>100 км2
Районы города
Микроклимат
Горный рельеф
Отдельные участки
Холмистый рельеф
Отдельно стоящие
холмы или группа
холмов
Реки
Ширина <1 км
Озера, пруды
Площадь зеркала <50
100–
Почвеннокм2
<10км
200 м
растительный покров Массивы площадью
<100 км2
Элементы застройки,
Город, поселок
отдельные здания,
улицы
Наноклимат
Отдельные неровноМикровозвышения и
сти с перепадом вымикропонижения
сот, измеряемым
1–3 м <0,5 м
(бугры, кочки, гребни,
единицами и десятборозды, западины)
ками сантиметров
Микроклиматические различия зависят от мелкомасштабных различий в строении и свойствах подстилающей
поверхности. Эти различия меньше в сравнении с особенностями климата, которые создаются влиянием других крупномасштабных географических факторов. В создании микроклиматических различий играют роль экспозиция подстилающей поверхности относительно стран света, мелкомасштабные неровности рельефа, большая или меньшая влажность почвы, характер и особенности растительного покрова
и т.п. Эти различия в подстилающей поверхности определяют различия в поглощенной радиации, эффективном излуче-
221
нии и радиационном балансе поверхности, а также в условиях турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и пограничным слоем атмосферы. В результате
наблюдаются микроклиматические различия в режиме температуры и влажности воздуха и в испарении.
Микрорельеф и различия в шероховатости земной поверхности могут создавать и микроклиматические различия в
режиме ветра. Известны усиления ветра на наветренных
склонах и вершинах холмов и зоны слабых ветров в небольших котловинах. Труднее обнаруживаются микроклиматические различия в режиме облачности и осадков. Например,
над значительным по размерам озером в теплое время года
может происходить частичное рассеяние кучевых облаков. В
холодное время года облака конвекции, напротив, могут возникать над открытыми водными поверхностями.
В разных условиях погоды микроклиматические различия могут быть выражены лучше или хуже. Например,
температурные различия будут наибольшими в тихую и солнечную погоду, при сильном ветре температурные различия
будут наименьшими, а различия в ветре – самыми большими.
Образование различных видов туманов и, следовательно, их климатический режим также зависят от микроразличий земной поверхности. Например, в низине или вблизи
болота повторяемость туманов может быть существенно
больше, чем в соседней открытой местности (за счет поземных туманов). Над большими реками радиационные туманы
возникают реже, чем над соседней местностью, но зато в
зимнее время возможно возникновение туманов испарения.
Когда речь идет о таких крупных объектах, как побережье или город, иногда избегают пользоваться термином
«микроклимат» и говорят о местном климате; однако точного
количественного разграничения этих терминов не существует. К явлениям местного климата следует отнести, например,
бризы и горно-долинпые ветры, многие климатические различия внутри горных систем.
222
С.П. Хромовым была сделана попытка увязать определения климата, местного климата и микроклимата с таксономическими единицами ландшафтоведения. Термин «климат» можно понимать как климат географического ландшафта, определяемый по показаниям нескольких станций, расположенных в типичных участках этого ландшафта (например,
климат Южного берега Крыма). Под местным климатом
можно тогда понимать климат определенного географического урочища внутри данного ландшафта, вполне характеризуемый данными одной метеорологической станции, расположенной в этом урочище (например, станции города Ялты). Микроклимат следует рассматривать как климат фации
внутри данного урочища (например, ялтинской набережной),
для выяснения которого нужны специальные микроклиматические наблюдения.
Методы исследования микроклимата. Понятно, что
обычная сеть метеорологических станций слишком редка для
микроклиматических исследований. Такие исследования
проводятся путем организации густой сети наблюдений на
небольших расстояниях хотя бы на короткие промежутки
времени. Наблюдения над ветром, температурой и влажностью при этом проводят на разных уровнях над почвой,
начиная от нескольких сантиметров. Поскольку с помощью
таких наблюдений определяют вертикальные градиенты метеорологических элементов в приземном слое воздуха, то сами наблюдения называются градиентными.
Для микроклиматических наблюдений применяют переносные походные приборы, в особенности психрометр Ассмана и ручной анемометр, а также электрические термометры и переносные актинометрические приборы. Практикуют
микроклиматические съемки с одновременными наблюдениями в ряде точек на местности. Используют также автомобиль, с которого делаются наблюдения походными приборами в различных точках выбранной трассы или самопишущими приборами непрерывно на всей трассе. К микроклимати223
ческим наблюдениям относятся и съемки снежного покрова,
выясняющие особенности его распределения на местности.
Понятно, что микроклиматические наблюдения невозможно вести длительно, на протяжении многих лет, в одном и том же месте, как обычные метеорологические наблюдения. Задача исследования заключается не в определении
многолетнего режима, а в выявлении разностей между условиями в различных пунктах исследуемой местности и в сравнении наблюдений в отдельных точках с показаниями опорной постоянно действующей станции в данном районе.
Микроклиматы водоемов и прибрежных территорий
Вследствие различий в соотношении между составляющими радиационного и теплового балансов водной поверхности и суши создается местная циркуляция (бризы), наиболее четко выраженная в теплое время года в прибрежной полосе, размеры которой зависят от площади водоемов и контрастов в температуре поверхности суши и водоема, а также
от строения окружающей территории. Днем над нагретой
сушей конвективные потоки поднимаются вверх, а на смену
им с водоемов в нижнем слое приходит более холодный воздух, возникает дневная ветвь бризовой циркуляции. Ночью,
когда суша становится холоднее водных масс, возникает обратная циркуляция. Бризы помимо морских побережий
наблюдаются на больших и малых водоемах и на больших
реках (например, на Волге). Чем меньше водоем, тем меньше
скорости бриза, его горизонтальная и вертикальная мощность. Особенности орографии прибрежных территорий влияют на проникновение бриза в глубь суши. Наиболее благоприятные условия создаются для его распространения на
плоских побережьях, где он проникает на десятки километров. При нахождении вблизи береговой линии горных препятствий проникновение бризов в глубь территории ограничено.
224
Скорости ветра при бризовой циркуляции могут быть
различные, от 1–2 до 7 м/с и более в случае хорошо развитого бриза. Влияние водоемов на скорость ветра на побережьях
прослеживается и при отсутствии бризовой циркуляции.
Скорость ветра над водоемами всегда больше, чем над прилегающими участками суши, вследствие их малой шероховатости. Различия в шероховатости воды и суши приводят к
тому, что воздушные потоки, встречая меньшее сопротивление движению над водой при ветре, дующем под углом к суше, имеют тенденцию обтекать береговую линию со стороны
моря. Встречая на пути мысы, особенно гористые, ветер частично обтекает, а частично переваливает через них и резко
усиливается, поэтому на мысах нередко можно наблюдать
скорости ветра большие, чем над открытым морем.
Существенное влияние на температурный режим оказывают и менее значительные по своим размерам водоемы:
озера, водохранилища, реки. Так, например, в низовьях Волги при ветрах с реки дневные температуры понижаются на 1–
2ºC и приблизительно на столько же повышается ночная
температура.
При исследовании изменений микроклиматических
характеристик побережья под воздействием водоема необходимо учитывать изменчивость направления ветра внутри выбранного интервала времени. При направлении ветра с водоема он оказывает наибольшее влияние на микроклиматические характеристики. В случае противоположного направления ветра водоем оказывается под влиянием суши. Водоемы
оказывают большое влияние на продолжительность безморозного периода. В долинах больших рек, на берегах озер,
водоемов длительность безморозного периода увеличивается
на 10–20 дней (таблица 2). В тех случаях, когда расположение водоемов в понижениях сочетается с влиянием вогнутых
форм рельефа, влияние водоема на термический режим оказывается более значительным.
225
Например, осенью в ночные часы над озерами, расположенными в котловинах и долинах рек, стекание воздушных масс способствует образованию туманов испарения.
В прибрежных районах морей и водоемов наблюдаются значительные контрасты в распределении всех метеорологических величин. Они имеют суточный ход и сильно зависят от изменчивости скорости и направления ветра в районах
с хорошо развитой бризовой циркуляцией.
Таблица 2 – Время начала и конца заморозков в различных
условиях рельефа
Изменение средних
дат заморозков
Длительность
(дни) по сравнению
безморозного
Местоположение
с ровным открыпериода, дни
тым местом
весна
осень
Вершины и верхние ча+10
+10
+20
сти склонов
-5
-10
-15
Долины глубиной от 50
-11
-14
-25
до 100 м
Котловины и низины
Примечание: знак «плюс» означает увеличение длительности
безморозного периода, знак «минус» – уменьшение его длительности.
Влияние рельефа на микроклимат
Неровности поверхности с разностями высот порядка
сотен или десятков метров влияют на мезо- и микроклимат в
основном также как и крупномасштабный рельеф на общие
условия климата. Основная роль в микроклимате пересеченной местности принадлежит экспозиции, т. е. ориентации
склонов относительно стран света, а также формам рельефа.
Неравномерное распределение солнечной радиации по скло-
226
нам разной крутизны и ориентации является одной из основных причин возникновения термических различий подстилающей поверхности в условиях изрезанного рельефа.
Наиболее высокие температуры почвы, как показывают наблюдения, отмечаются на юго-западных склонах. Различия в нагревании почвы на склонах различной экспозиции
сказываются и на распределении температуры воздуха, что
может отразиться на характере растительности.
Разность температур на южных и северных склонах
холмов в ясную погоду днем может достигать у земной поверхности несколько градусов, но на высоте 2 м она обычно
составляет всего несколько десятых долей градуса. В пасмурную погоду, естественно, различия в температуре на
склонах сглаживаются.
Увеличение колебаний температуры в вогнутых формах рельефа и ее уменьшение на вершинах холмов четко
проявляются не только в условиях макрорельефа, но и микрорельефа. Особенно велики различия в минимальных температурах. Разности абсолютных минимумов могут достигать 150C на высоте метеорологической будки. Это объясняется стоком холодного воздуха по склону местности и ослабленным обменом воздуха в низинах. Влияние рельефа,
наиболее четко проявляющееся в распределении минимальных температур, сказывается и на длительности безморозного периода. В таблице 2 приведены данные об изменении
средних дат заморозков в зависимости от рельефа.
Интенсивность заморозков также находится в сильной
зависимости от формы рельефа. Это влияние проявляется
даже при самых малых разностях высот. Разницы температур
почвы и прилегающих слоев воздуха на грядках и между
грядками могут достигать нескольких градусов.
В горных районах вследствие термической неоднородности вдоль склона и разности температур в приземном
слое над склоном и в свободной атмосфере на той же высоте
возникают местные циркуляции.
227
Воздействие холмистого рельефа на ветер наиболее
отчетливо прослеживается при антициклонических условиях
погоды и небольших скоростях основного потока. Ночью в
холмистом рельефе с вершины и склонов воздух стекает вниз
под влиянием силы тяжести и получает еще дополнительное
ускорение за счет горизонтальной термической неоднородности склон – атмосфера. На смену стекающему охлажденному воздуху из атмосферы поступает более теплый воздух.
Прямым следствием такого процесса является возникновение
или усиление термической неоднородности вдоль склона:
температура убывает от вершины и верхних частей склона
вниз. По мере уменьшения крутизны склона условия для стока охлаждающегося воздуха ухудшаются, а у подножия
склона и, особенно в бессточных отрицательных формах рельефа, где стока уже нет, происходит скопление холодного
воздуха. Таким образом, в условиях микрорельефа может создаваться местная циркуляция по типу горно-долинной.
Холмы и возвышенности оказывают большое влияние
на скорость ветра. При обтекании воздушным потоком отдельно стоящего холма наибольшие скорости ветра наблюдаются не на вершине его, а по бокам с наветренной стороны,
а наименьшие – на подветренной стороне, как это видно на
рисунке 7, на котором приведены участки с различными скоростями ветра вокруг холма конической формы. Такое распределение скоростей ветра вокруг холма вызывает неравномерное залегание снега на его склонах. На наветренной стороне толщина снежного покрова бывает небольшой вследствие сдувания снега, а в самой верхней части склона, где
скорость ветра меньше, она несколько увеличивается.
На подветренном склоне толщина снежного покрова
бывает значительно больше, особенно в нижней части склона, где скорость ветра наименьшая. Поэтому весной при таянии снега верхняя часть наветренного склона части склона
освобождается от снега позднее, чем верхние.
228
Рисунок 7 – Распределение скоростей ветра вокруг
холма
Анализ материалов наблюдений показал, что при отсутствии склоновых ветров разности температуры вдоль
склона малы и редко превышают 0,5ºC, при наличии склоновых ветров эти различия возрастают в среднем до 4–5ºC, а в
отдельных случаях до 8–12ºC.
На количество осадков и их перераспределение оказывают влияние расчлененность рельефа, экспозиция склонов относительно влагонесущего потока, высота возвышенностей, их горизонтальная протяженность. При большой горизонтальной протяженности возвышенностей (сотни километров) на увеличение осадков основное влияние оказывает
высота над уровнем моря. На возвышенностях с небольшой
горизонтальной протяженностью увеличение количества
осадков обусловлено ростом турбулентности, связанной со
значительной изрезанностью рельефа. При малых горизонтальных размерах возвышенностей начинает влиять перераспределение осадков ветром, что может привести к увеличению осадков на подветренных склонах.
229
В теплое время года в нижних частях вогнутых форм
рельефа приход воды увеличивается по сравнению с вершинами и верхними частями склонов за счет воды, поступающей с вышележащих участков, что является одной из причин
различий во влагозапасах почвы на пересеченной местности.
Явления, сходные с перераспределением осадков в зависимости от ветра, возникают и в результате переносов
снежного покрова метелями и поземками. Зимой в пониженных формах рельефа, как правило, происходит скопление
снега за счет сдувания его с возвышенных мест. Высота
снежного покрова значительно больше на подветренных
склонах. Весной снег раньше всего сходит на вершинах и
южных склонах холмов, где увеличен приток солнечной радиации. Характер схода снега и оттаивания почвы на склонах
различной экспозиции обусловливает неодинаковое поглощение почвой талых вод. На северном склоне, где почва
обычно оттаивает раньше, чем сходит снег, ею поглощается
больше талых вод, чем на южном склоне, где снег сходит
раньше, чем оттаивает почва.
Микроклимат города
Большой современный город сильно влияет на климат.
Он формирует свой местный климат, а на отдельных его
улицах и площадях создаются своеобразные микроклиматические условия, определяемые городской застройкой, покрытием улиц, распределением зеленых насаждений и др.
Большой город, особенно с сильно развитой промышленностью, загрязняет атмосферу над собой, увеличивает ее
мутность и тем самым уменьшает приток солнечной радиации. За счет увеличения мутности может теряться до 20%
солнечной радиации. Снижение солнечной радиации еще
усиливается высокой застройкой в узких улицах. Вследствие
той же пелены дыма и пыли на территории города снижено
эффективное излучение, а значит, и ночное выхолаживание.
В то же время в городе к рассеянной радиации присоединяется радиация, отраженная стенами и мостовыми.
230
Крыши и стены домов, мостовые и другие элементы
города, поглощая радиацию, нагреваются в течение дня
сильнее, чем почва и трава, и отдают тепло воздуху, особенно вечером. Поэтому температуры воздуха в городах в 70–
80% случаев выше, чем в сельской местности. Поле температуры над городом характеризуется одной или несколькими
замкнутыми изотермами, получившими название городского
острова тепла. Лучше всего контрасты температуры между
городом и окружающей сельской местностью выражены в
спокойную антициклональную погоду. Они исчезают при
сильном ветре или сплошной облачности. Особенно повышает город минимальные температуры. Разность минимальных
температур на городской и загородной станциях может достигать нескольких градусов. С ростом города, т.е. с увеличением его застройки, температура в городе растет и формируется так называемый «остров тепла». Интенсивность и
размеры острова тепла изменяются во времени и пространстве под влиянием фоновых метеорологических условий и
местных особенностей города. Наиболее характерные закономерности изменения температуры воздуха при переходе от
сельской местности к центральной части города иллюстрирует рисунок 8.
231
Рисунок 8 – Обобщенное сечение характерного острова тепла над городом. По Оке.
На границе город – сельская местность возникает знаительный горизонтальный градиент температуры, соответствующий «утесам острова тепла», который может достигать
4ºС/км. Большая часть города представляет собой «плато»
теплого воздуха с небольшим повышением температуры по
направлению к центру города. В центральной части больших
городов располагается «пик» острова тепла, где температура
воздуха максимальна.
Большая шероховатость подстилающей поверхности и
наличие острова тепла обуславливает и особенности ветрового режима в городе. При слабых ветрах до 2–3 м/с может
возникнуть местная городская циркуляция. Это явление схематически изображено на рисунке 9.
232
Рисунок 9 – Городская циркуляция, развивающаяся
при слабых ветрах
Система городских улиц и площадей также приводит
к изменениям направления ветра в городе. Ветер преимущественно направляется вдоль улиц. В общем, скорость ветра в
городе ослабевает, но в узких улицах усиливается; на улицах
и перекрестках легко возникают пыльные вихри и поземки.
В тихую антициклоническую погоду на перегретой
территории города наблюдается так называемый городской
бриз. Слабые ветры направлены днем от окружающей местности к центру города при усилении восходящего движения
воздуха над городом. Если общий перенос воздуха достаточно силен, бриз незаметен.
Испарение, а, следовательно, и влажность в городе
меньше, чем в сельской местности, вследствие покрытия
улиц и стока воды в канализацию. Так как территория города
нагрета больше, чем окружающая местность, и обладает
большой шероховатостью, над городом усиливается конвекция и больше развиваются облака, что также уменьшает число часов солнечного сияния и количество ясных дней.
Наблюдается и увеличение осадков над городом.
233
При устойчивой стратификации атмосферы, в особенности при инверсиях температуры, дым может накапливаться
в приземном слое атмосферы в таком количестве, что оказывает вредное физиологическое воздействие. Известен задымленный воздух крупных портовых и промышленных городов.
Ядовитые дымы и газы, являющиеся отходами производства,
могут накапливаться в нижних слоях, особенно если этому
благоприятствует рельеф местности, и вызывать массовые
отравления.
Автомобильный транспорт вносит наибольший вклад
в загрязнение воздуха городов. Так, в Лос-Анджелесе, очень
большом городе с развитой промышленностью и огромным
количеством автомобилей, в 1963 г. за сутки поступало в
воздух до 40 т твердых частичек, 450 т оксидов серы и 190 т
оксидов азота.
Под влиянием примесей, концентрация которых в воздухе городов резко увеличена, в городах чаще (в 2–3 раза)
наблюдается дымка, т.е. условия видимости менее 10 км. Углеводороды и азотистые соединения, выбрасываемые, в
первую очередь, автотранспортом, под влиянием облучения
солнечной радиации нередко, особенно в низких широтах,
претерпевают химические изменения и приобретают коричневую окраску. Так возникает явление, называемое фотохимическим смогом, которое оказывает особенно вредное воздействие на человека (прежде всего на глаза), животных и
растительность. В ряде городов США, Японии, Западной Европы, Турции и других фотохимический смог наблюдается
на протяжении нескольких десятков дней в году.
Фитоклимат
Фитоклимат – (от греч. phyton – растение и климат),
разновидность микроклимата – метеорологические условия,
создающиеся в среде обитания растений (в травостое, кронах
деревьев и т.п.), которые определяются влиянием растительности на климат приземного слоя воздуха. В зависимости от
вида, габитуса и возраста растительности, густоты посева
234
(насаждения) и способа посева (посадки) изменяются освещенность, сила ветра, температура и влажность воздуха и
почвы, которые существенно отличаются от аналогичных
показателей на открытом месте. В развитом посеве высокостебельных культур (кукуруза, сахарный тростник, конопля)
освещенность у поверхности почвы может быть в 5–10 раз
меньше, чем над посевом, температура воздуха в жаркий
полдень на 4–5оС ниже, а температура поверхности почвы на
15–20° ниже, чем на незатененном участке. Фитоклимат изучают для более точной оценки условий произрастания сельскохозяйственных. культур и обоснования технологии их
возделывания на определенных полях.
Под пологом леса создается свой фитоклимат, существенно отличный от условий в окружающей открытой местности. Сквозь кроны леса солнечная радиация проникает в
ослабленной степени; в густом лесу вся или почти вся радиация будет рассеянной, а интенсивность ее – малой. Соответственно убывает и освещенность под пологом леса.
Роль деятельной поверхности в лесу переходит к кронам. Температура днем будет максимальной непосредственно над кронами леса, где она значительно выше, чем на том
же уровне в открытой местности. Внутри леса днем (в летнее
время) температура значительно ниже, чем над кронами. Ночью кроны сильно охлаждаются излучением, потому максимум температуры по вертикали наблюдается в это время на
высоте 1–2 м над ними, а минимум температуры не на уровне
крон, а внутри леса, так как холодный воздух стекает с высоты крон вниз.
Конечно, как радиационный, так и тепловой режим в
лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и прочих биологических факторов.
Летом в лесу днем холоднее, чем в поле, ночью – теплее. Зимой условия сложнее, но, в общем, разность температуры между лесом и полем почти отсутствует. В среднем годовом лес несколько холоднее, чем поле. Годовые амплиту235
ды температуры в лесу немного меньше. Относительная
влажность в лесу выше, чем в поле на несколько процентов.
Летом эта разница наибольшая, зимой она почти отсутствует.
Как относительная, так и абсолютная влажность летом
наибольшая в кронах деревьев.
При встрече ветрового потока с лесом воздух в большей части обтекает лес сверху. Поэтому над кронами скорость ветра сильнее, чем на той же высоте в открытой местности. Внутри леса по мере удаления от опушки скорость
ветра уменьшается. В вертикальном направлении скорость
ветра особенно сильно убывает в пределах крон. Под кронами ветер равномерно слабый, а в пределах нижнего метра над
земной поверхностью скорость ветра убывает до нуля.
Лес испаряет не сильнее, а, по-видимому, слабее, чем
хорошо развитая луговая растительность или полевые культуры. Однако испарение с крон леса происходит более длительное время. Непосредственное испарение с почвы в лесу
невелико. Главную роль играет транспирация крон, а также
испарение осадков, задержанных кронами. Важно, что лес
испаряет воду, полученную кронами деревьев с достаточно
глубоких горизонтов, поэтому верхний слой почвы в лесу
более влажный, чем в поле.
Во всяком случае, лес не может существенно увеличивать внутренний влагооборот и не может увеличивать этим
путем количество осадков, выпадающих на суше. Но, повидимому, лес может несколько увеличивать осадки над данным лесным районом и в его окрестностях другим путем.
Например, увеличивая шероховатость подстилающей поверхности, лес вызывает подъем воздуха, переходящего с поля на лес. По некоторым расчетам, увеличение осадков лесом
может составлять десятки миллиметров за год. Вероятно, играет роль не только общая площадь облесенности, но и протяженность лесных опушек. Иными словами, чем пятнистее
распределение леса, тем больше его влияние на выпадение
осадков.
236
Снег распределяется в лесу равномернее, чем в открытом месте, и плотность его в лесу меньше вследствие ослабления ветра. Правда, в густых хвойных лесах много снега
остается на кронах деревьев, а затем испаряется с них или
сносится ветром. Таяние снега в лесу замедлено, а почва под
высоким и рыхлым снежным покровом промерзает на меньшую глубину, чем в поле.
237
КЛАССИФИКАЦИЯ КЛИМАТОВ
1. Принципы построения климатических классификаций.
2. Классификации климатов В.П. Кеппена, Б.П.
Алисова и другие.
3. Характеристика климатических поясов по Б.П.
Алисову.
4. Климат Республики Беларусь в системе классификаций климата.
1. Принципы построения климатических классификаций
Представление о климате места можно получить путем специальной обработки данных наблюдений метеорологических станций. Однако эти станции не охватывают всей
поверхности Земли. Зависимость климата от географических
условий позволяет выявить типы климата – сочетания
климатических характеристик, свойственные определенным
сочетаниям географических факторов, воздействующих на
климатообразующие процессы. Зная тип климата данного
места, можно указать диапазон изменения метеорологических характеристик, не имея данных наблюдений.
Факторы климатообразования, действуя в разнообразных сочетаниях, создают такое многообразие климатов, в котором невозможно разобраться без их классификации. Трудно найти два совершенно одинаковых климата, но, выявив
основные черты сходства и различий, можно сгруппировать
их по одному или нескольким ведущим признакам.
Как для анализа закономерностей формирования климатов в рамках глобальной системы, так и для применения
климатологии в решении ряда практических задач нужно
знать не только распределение отдельных климатических величин по земному шару или значительному по площади району, но и климатического комплекса в целом. В соответствии
с задачами исследования между разными значениями ком238
плекса проводятся границы, по разные стороны которых различия между климатами в исследуемом отношении становятся существенными независимо от того, меняется ли на этой
границе климатический комплекс скачком (так, например,
при переходе к горам или океану) или постепенно. Если это
делается для целей анализа происхождения самого климата
или для увязки со всем комплексом природных условий
(ландшафтно-экологических зон), то такое разделение климатов называется климатической классификацией, а если
для прикладных целей (обслуживание сельского хозяйства,
строительства, авиации и т.д.) – климатическим районированием.
Классификация климатов дает упорядоченную систему для характеристики типов климата, их районирования и
картографирования.
Классификаций климатов несколько. Есть строго
научные подробные классификации климатов всего земного
шара, есть классификации для отдельных географических
районов и даже для отдельных стран.
Наиболее простая и известная классификация, которой пользуется большинство людей, хотя она не является
официально признанной и не отличается полнотой, следующая: различают климаты холодный, умеренный, жаркий – по
режиму температуры, кроме того, каждую из трех основных
разновидностей климата можно в зависимости от режима
осадков и влажности дополнительно характеризовать как
морской (влажный, с ровным ходом температуры) или континентальный (сухой, с резкими колебаниями температуры).
Например, в Антарктике по этой классификации климат холодный континентальный, в Арктике – холодный морской, в
Восточной Европе – умеренный континентальный, а в Западной Европе – умеренный морской, в Северной Африке, на
Ближнем Востоке, на юге Средней Азии – жаркий континентальный, а на Кубе и других островах Карибского моря –
жаркий морской. Это упрощенная, очень приблизительная
239
классификация земных климатов, не включающая многие
важные климатические области, например зону муссонов или
высокогорные районы и т. п.
Существуют классификации, увязывающие с климатом распространение растительности, почв, речной сети, рельефа в целом или изучающие закономерности формирования из локальных климатов глобальной климатической системы. Современные классификации и районирования не
ограничиваются разделением климатов, они также выявляют
их систему, тем самым, обращая внимание и на их сходство.
Классификация климатов – это выявление типов климатов и
изучение распределения этих типов по Земле. При выделении типов климата могут быть приняты различные критерии
сходства и различия, поэтому существует несколько классификаций климата (Кеппена, Торндайка, Алисова, Берга, Будыко). Выбор подходящей типизации производится специалистом в зависимости от решаемой задачи. Классификации
климатов стоят в тесной связи с климатическим районированием.
Климатическое районирование – сложная задача,
которую необходимо решать с учетом всего комплекса природных условий. Основная цель климатического районирования – исследование изменения характера действия климата
на остальные элементы природной среды. Качественным изменениям климата наиболее ярко соответствует характер
растительно-почвенного покрова, поэтому обобщенные геоботанические границы во многих случаях могут рассматриваться как границы климатические. Но при этом нельзя забывать, что климат имеет метеорологическую природу.
Задача климатического районирования – выделение
различных по своему характеру климатических провинций и
установление между ними генетической связи и подчиненности.
240
2. Классификации климатов В.П. Кеппена, Б.П. Алисова и другие
Вследствие неравномерного нагрева нашей планеты
Солнцем и распределения атмосферных осадков по земной
поверхности, климаты Земли очень разнообразны. Первые
классификации климатов появились еще в 70-е годы XIX века и имели описательный характер. Выделенные климатические провинции назывались по географическому названию
мест их расположения (Капская, Калифорнийская и т. д.).
Количество провинций в классификации предложенной
немецким ученым А. Зупаном достигает 35 (1884 г.),
в классификации Хульта (1892 г.) – 103 провинции.
Из многочисленных классификаций климатов для всего земного шара наиболее известна и распространена классификация климатов В.П. Кеппена. В Советском Союзе особенно известны классификации Л.С. Берга и Б.П. Алисова;
имеются также классификации А.В. Вознесенского, Г.Т. Селянинова и др.
Наиболее распространена в мире количественная
классификация климатов Кеппена, созданная в период
1900–1936 гг. В основу классификации климатов Кеппен положил различия в температуре и увлажнении, считая главным не одинаковую среднюю годовую температуру, а наличие или отсутствие ясно выраженной смены времен года.
Кеппен выделяет пять климатических поясов: А – жаркий, В
– сухой, С – умеренный, D – умеренно холодный, Е – холодный. Пояса В, С, D, Е повторяются по одному в каждом полушарии (рисунок 10).
Для сокращения описания типа в ней применяются
трехбуквенные идентификаторы. Первый идентификатор
определяет главную особенность климата. Второй, уточняющий, указывает на региональные особенности. Третий показывает важные детали, если они есть. Классификация проведена по самым доступным данным - по температуре и годо-
241
вой сумме осадков, что делает ее легко применимой в любой
области науки и техники.
Главная особенность климата – его зональность, выделяется в классификации Кеппена по термическим границам. Термические границы зон приняты следующими:
А – все месяцы года имеют температуру не ниже 18°С
(это зона тропических лесов, не имеющая зимы);
С – температура самого холодного месяца ниже 18°С,
но выше -3 °С (это умеренно теплые зоны без регулярного
снежного покрова зимой);
D – температура самого теплого месяца в тех же пределах, но температура самого холодного месяца ниже -3°С
(это зоны климата с резко выраженными зимой и летом);
Е – температура самого теплого месяца ниже 10ºС (это
приполярные зоны снежного климата).
242
Рисунок 10 – Классификация климатов Кеппена
11 основных типов климата: Af – климат тропических лесов,
Aw – климат саванн,
BS – климат степей, BW – климат пустынь, Cw – климат
умеренно теплый с сухой зимой, Cs – климат умеренно теплый с сухим летом (средиземноморский), Cf – климат уме-
243
ренно теплый с равномерным увлажнением, Dw – климат
умеренно холодный с сухой зимой,
Df – климат умеренно холодный с равномерным увлажнением, ЕТ – климат тундры,
EF – климат вечного мороза
Дополнительные детали температурного режима учитываются вторыми индексами:
а – температура самого теплого месяца выше 22°С;
b – температура самого теплого месяца ниже 22°С, но
не менее четырех месяцев имеют температуру выше 10 °С;
с – лишь от одного до трех месяцев имеют температуру выше 10°С;
d – температура самого холодного месяца ниже -38°С
(это область наиболее холодной зимы в Восточной Сибири).
Увлажнение – это другая главная особенность, учтенная в классификации Кеппена через годовые суммы осадков.
Главная засушливая зона Земли располагается в районе тропиков и субтропиков и имеет те же границы по температуре,
что и зона А. Поэтому она выделена в зону В, зону субтропических пустынь и степей.
Учесть различия в сезонном характерt увлажнения
позволяют индексы:
f – равномерное увлажнение весь год;
т – увлажнение, прерываемое коротким сухим сезоном;
s – территории с сухим летом;
w – территории с сухой зимой;
h – сухой при сильной жаре;
k – сухой и при сильном холоде .
Основные типы климата Земли по Кеппену можно получить, используя следующие сочетания букв:
Af – климат тропических дождевых лесов;
Aw – климат саванн (климат As противоречит годовым изменениям атмосферной циркуляции);
244
BW – климат тропических пустынь;
BS – климат степей;
Bs – климат засушливых внутриконтинентальных степей;
Cw – умеренно теплый с сухой зимой климат муссонных областей;
Cs – умеренно теплый с сухим летом и влажной зимой;
Cf – умеренно теплый с равномерным увлажнением;
Dw – холодный климат с сухой зимой;
Dfc – холодный климат с равномерным увлажнением;
Е – климат тундры;
Ef –климат вечных морозов;
Н – климат высокогорных плато. Он тесно связан с
климатом равнинной зоны, в которой находится, имеет те же
сезоны и сухие и влажные периоды, но значительно холоднее
климата равнины.
Анализируя значения первого, второго и третьего индексов, с помощью нее можно получить исчерпывающую
картину распределения климатов по Земле. Например:
BWhl (Асуан, Египет) – пустынный климат с температурой июля 28–35°C, а января – 10–18°C.
Dfbo (Москва, Россия) – умеренно-холодный (континентальный) с температурой июля 18–23°C, января: −10–
0 °C.
Csal (Анталья, Турция) – средиземноморский климат,
июль: 23-28°C, январь: 10–18°C.
Классификация климатов, разработанная Кеппеном,
отличается большой стройностью, четкостью и удобна для
пользования. К недостаткам ее относят искусственное выделение предела засушливости и употребление одних и тех же
показателей для обозначения климатов гор и низменностей,
недостаточную подчиненность принципам географической
зональности (только А и В зональны). Она получила широкое
245
распространение во всех странах мира как четко разработанная и отвечающая природным ландшафтным зонам.
Классификация Торнтвейта. Работа В.П. Кеппена
послужила толчком для других классификаций. Наиболее
известна классификация, разработанная К. Торнтвейтом в 40х гг. ХХ века. В ней, как и в классификации Кеппена была
сделана попытка использовать статистический анализ метеовеличин. Основными при этом служат данные о температуре
воздуха и осадках, но Кеппен опирался на тип растительности, а Торнтвейт пытался обойтись без него. Классификация
Торнтвейта – это классификация климатов на основе индекса
влажности:
100s  60d
Jm=
,
n
d – недостаток влаги (сумма месячных разностей между осадками и суммарной испаряемостью для тех месяцев,
когда норма осадков < нормы суммарной испаряемости, s –
то же, но в случае когда норма осадков > нормы суммарной
испаряемости, n – сумма месячных величин суммарной испаряемости.
Торнтвейт выделяет 6 основных климатических областей, не связанных с характером почвы или другими географическими особенностями. Это:
А – пергумидный (избыточно влажный) – Jm ≥ 128;
B – гумидный (сырой) Jm – 64–127;
C1 – субгумидный влажный;
C2 – субгумидный сухой;
D – полуаридный;
E – аридный.
Каждая область далее подразделяется по температуре
воздуха и осадкам (внутригодовому распределению). По
температуре выделяют: тропические, мезотермические, микротермические области, тайга, тундра, вечная мерзлота. По
внутригодовому распределению осадков выделяют:
246
r – примерно одинаковые суммы осадков во все сезоны;
d – дефицит осадков во все сезоны;
w – дефицит осадков зимой;
s – дефицит осадков летом.
Границы между климатическими областями определяют расчетным методом.
Классификация климатов Кеппена – Треварта (усовершенствованная классификация В.Кёппена). Все климаты Земли разделены на 6 классов по температурному режиму
и степени увлажнения. Классам присвоены латинские буквы –
A, D, C, D, E, F. Пять классов климатов – А, C, D, E, F – выделяются в порядке убывания температуры воздуха на уровне
моря от экватора до полюсов, а шестой по степени увлажнения – класс сухих климатов B (таблица 3).
Таблица 3 – Характеристика климатов Кеппена – Треварта
Класс климатов
Определение
А Тропические
Среднемесячные температуры больше 17ºC в течение всего года
Граница мороза
C Субтропические
Среднемесячные температуры больше 9ºC в 8-12 месяцах
D Умеренный
Среднемесячные температуры больше 9ºC в 4-7 месяцах
E Субарктические
Среднемесячные температуры больше 9ºC в 1-3 месяцах
Граница леса
F Полярные
Ни в одном месяце среднемесячная
температура не превышает 9ºC
Граница сухости
B Сухие
Испарение превышает осадки
247
Таким образом, в классификации Кеппена – Треварта
имеется 16 главных климатов:
Аr – тропический дождливый климат;
Аm – тропический муссонный дождливый климат;
Aw – тропический летний дождливый климат;
As – тропический зимний дождливый климат;
BS – климат степи;
BW' – климат пустыни;
ВМ – морской пустынный климат;
Сг – субтропический дождливый климат;
Cw – субтропический летний дождливый климат;
Cs – субтропический зимний дождливый климат;
DO – умеренный морской климат;
DC – умеренный континентальный климат;
ЕО – субарктический морской климат;
ЕС – субарктический континентальный климат;
FT – климат тундры;
FI – ледовый климат.
На том же принципе, т. е. по годовому ходу атмосферного увлажнения, построена классификация климатов
Н.Н. Иванова. В ее основе лежит коэффициент увлажнения
К (отношение суммы осадков к величине испаряемости в %),
рассчитанный помесячно. выделяют следующие типы:
ПВ – постоянно влажный (К>100%);
НВ – непостоянно влажный (К может быть <100%, но
не >25%);
ЗВ – засушливо-влажный (влажный период > засушливого);
ПУ – постоянно умеренно влажный (25 < К > 100%);
ВЗ – влажно-засушливый (засушливый период >
влажного);
НЗ – непостоянно засушливый (часть К < 25, часть 25
< К > 100%);
ПЗ – постоянно засушливый (К < 25%).
248
Классификация климатов Л.С. Берга. Л.С. Берг
предложил классификацию климатов, которая исходит из
разработанной
им
классификации
ландшафтногеографических зон суши (ландшафтно-ботаническая классификация). Так как климат является одним из определяющих компонентов географического ландшафта, то климатические зоны, по Бергу в общем совпадают с ландшафтногеографическими зонами, хотя есть и некоторые расхождения. Для определения границ климатических зон Берг использовал некоторые количественные критерии, заимствованные у В. Кёппена, А.А. Каминского и некоторых других
авторов, а также наиболее характерные признаки ландшафта,
включая растительность и почвы.
Все типы климатов Берг разделяет на два крупных
класса: А. Климаты низин: а) климаты океанов, б) климаты
суши; Б. Климаты возвышенностей: а) климаты нагорий и
плато, б) климаты горных систем и отдельных гор. Наиболее
разработаны Бергом климаты низин и высоких плато.
В климате низин (и океанов, и суши) по направлению
от полюсов к экватору различаются 11 климатических поясов
(зон), соответствующих 11 типам климата: климат тундры,
тайги, лиственных лесов умеренной зоны, степей, пустынь
внетропических, средиземноморский, лесов субтропических,
пустынь тропических, саванн, влажных тропических лесов.
Учитывается, что над Океаном эти климаты выражены
в более умеренной (смягченной влиянием Океана) форме.
На плато и в горах в общем повторяются те же типы
климата, что и в низинах. Выше снеговой линии (выше нулевой изотермы самого теплого месяца) выделяется 12-й тип
климата – климат вечного мороза.
Классификации климатов В.П. Кеппена и Л.С. Берга
основаны на внешних качествах и особенностях климатов и
не вскрывают причин их образования. Недостатками данных
классификаций связаны с отсутствием четких критериев метеовеличин, поэтому числовые характеристики зон часто не249
определенные. Преимущество классификации Л.С. Берга в
строгом разграничении широтной и высотной климатической
зональности. Л.С. Берг указывает, что, несмотря на общее
падение температуры воздуха с высотой в горах тропического пояса, климат этих районов следует рассматривать как
горный вариант тропического пояса, а не относить его на основании только температурных показателей к климатам мереных широт.
Классификация климатов Гетнера. Выделение типов климата по основным системам ветров в общей циркуляции атмосферы. Различаются тринадцать типов климата.
Классификация климатов Де Мартонна. Разделение
климатов на 9 основных групп, перечисленных ниже; эти 9
групп содержат 30 типов. Основные группы: теплые климаты
без сухого периода (экваториальные), теплые климаты с сухим периодом (тропические), муссонные климаты, теплые
умеренные климаты без морозного периода (субтропические), умеренные климаты с холодным временем года, жаркие климаты пустынь, холодные климаты пустынь, холодные
климаты с умеренным летом, холодные климаты без теплого
времени года. Для групп климатов указаны числовые характеристики режима температуры и осадков. Отдельные типы
климата носят географические наименования по местностям,
где они наиболее ярко выражены (бенгальский климат, норвежский климат и др.).
Классификация климатов Пенка. Подразделение
климатов по соотношению между осадками и испарением на
три основные группы: влажный (гумидный), сухой (аридный), снежный (нивальный). В первой группе выделяются
типы полярный (с вечной мерзлотой) и фреатический (с
грунтовыми водами); фреатический тип делится на три подтипа. Аридный климат делится на полуаридный и вполне
аридный в зависимости от количества выпадающих осадков,
нивальный – на полунивальный и вполне нивальный (с исключительно снежными осадками).
250
Классификация климатов М.И. Будыко и А.А.
Григорьева разработана для СССР, в ее основу положены
следующие принципы:
1) деление по условиям увлажнения (радиационному
индексу сухости): K = R/Lr;
2) по температурным условиям теплого периода года;
3) по температурным условиям и степени снежности
зимы.
По первому признаку различаются 4 разновидности
климата, по второму признаку выделены пять климатов, по
третьему признаку – 6 климатов (таблица 4).
Таблица 4 – Классификационные признаки климатов СССР
(по М.И. Будыко и А.А. Григорьеву)
Температурные
Условия
условия теплого
Условия зимы
увлажнения
периода
Сумма
МетеоротемпераИнлогичетур земХарак- декс ХаракХаракские
ной потерисутеритериусловия
верхностика
хостика
стика
(средняя
сти за
сти
месячная t
период с
января)
t>10ºC
I. КлиA. Суt<–32ºC,
1. Климат изровая
высота
мат
быточ- R<0,
маснегового
очень
t = 0ºC
но
45
лоснеж- покрова
холодвлажная зи<50 см
ный
ный
ма
II.
0,45
2. ХоB. Суt<–32ºC,
Влаж<R< лодный t<1000ºC ровая
высота
ный
1
климат
снежная снегового
251
климат
III. Недостаточно
влажный
климат
зима
1<R
<3
3. Умеренно
теплый
климат
4. Теплый
климат
IV. Сухой
климат
C. Умеренно
суровая
1000ºC<t
ма<2200ºC
лоснежная зима
D. Умеренно
2200ºC<t суровая
<4400ºC снежная
зима
R>3
покрова
<50 см
t от –13º
до –32ºC,
высота
снегового
покрова
<50 см
t от –13ºC
до –32ºC,
высота
снегового
покрова
<50 см
t от 0ºC до
–13ºC
E. Умеренная
мягкая
t>4400ºC
зима
F. Мяг- t>0ºC
кая зима
Комбинация этих признаков дает 30 климатических
типов, свойственных географическим зонам бывшего Советского Союза. В классификации Будыко и Григорьева не
учтена сезонность увлажнения.
Факторы формирования климатов учтены в генетической классификации климатов, разработанной Б.П. Алисовым. В основе классификации – типы воздушных масс и
их перемещение. Согласно классификации профессора МГУ
Б.П.Алисова, на Земле существует 7 типов климатов в каждом полушарии, составляющих климатические пояса. 4 из
них являются основными, а 3 – переходными.
5.
Очень
теплый
климат
252
3. Характеристика климатических поясов по Б.П.
Алисову
Генетическая классификация климатов, в основу которой положено деление земной поверхности на климатические зоны и области в соответствии с условиями общей циркуляции атмосферы, выражающимися в преобладании воздушных масс определенного географического типа – круглый год или в один из двух основных сезонов. Границы между зонами намечаются главным образом по положению климатологических фронтов зимой и летом.
Выделяются 7 главных климатических (циркуляционных) зон: экваториальная, две тропические, две умеренные,
арктическая и антарктическая (рисунок 11). Каждая из них
характеризуется постоянным преобладанием воздушных
масс географического типа, одноименного с зоной. Затем
различаются промежуточные зоны: две зоны экваториальных
муссонов с зимним преобладанием тропического и летним
экваториального воздуха, две субтропические с зимним преобладанием полярного и летним тропического воздуха, субарктическая с зимним преобладанием арктического воздуха и
летним – воздуха умеренных широт (рисунок 11). В тропической и субтропической зонах выделяются подтипы климатов:
континентальный, океанический, восточной периферии океанических антициклонов, западной периферии океанических
антициклонов; в умеренной зоне – подтипы континентальный, океанический, западных побережий, восточных побережий (муссонный); в субарктической и арктической зонах –
континентальный и океанический подтипы.
Основные типы климатов.
Экваториальный климатический пояс. Для этого
типа климата характерно господство экваториальных воздушных масс в течение всего года. В дни весеннего (21 марта) и осеннего (21 сентября) равноденствия Солнце над экватором стоит в зените и сильно нагревает Землю. Температура
воздуха в этом климатическом поясе постоянна (+24–28°С).
253
На море колебания температур могут вообще быть меньше
1°. Годовая сумма осадков значительна (до 3000 мм), на
наветренных склонах гор осадков может выпадать и до
6000 мм. Количество осадков здесь превышает испарение,
поэтому почвы в экваториальном климате заболочены, и на
них растут густые и высокие влажные леса. На климат данного пояса оказывают влияние и пассаты, приносящие сюда
обилие осадков. Экваториальный тип климата формируется
над северными районами Южной Америки; на побережье
Гвинейского залива, над бассейном реки Конго и верховьев
Нила, включая берега озера Виктория в Африке; над большей
частью Индонезийского архипелага и прилегающей к нему
части Индийского и Тихого океанов в Азии.
Тропический климатический пояс. Этот тип климата формирует два тропических климатических пояса (в Северном и Южном полушарии) над следующими территориями. Северный пояс: Африка (Сахара); Азия (Аравия, Белуджистан, юг Иранского нагорья); Северная Америка (Мексика,
Западная Куба); южный пояс: Южная Америка (Перу, Боливия, Северное Чили, Парагвай); Африка (Ангола, пустыня
Калахари); Австралия (центральная часть материка).
В этом типе климата состояние атмосферы над материком и океаном различно, поэтому различают материковый
тропический климат и океанический тропический климат.
Материковый тропический пояс: над значительной
территорией господствует область высокого давления, поэтому здесь выпадает очень мало осадков (от 100–250 мм).
Материковый тропический климат отличается очень жарким
летом (+35–40°С). Зимой температура значительно ниже
(+10–15°С). Велики суточные колебания температур (до
40°С). Отсутствие облаков на небе приводит к формированию ясных и холодных ночей (облака могли бы задержать
тепло, идущее от Земли). Резкие суточные и сезонные перепады температур способствуют разрушению горных пород,
что дает массу песка и пыли. Они подхватываются ветрами и
254
могут переноситься на значительные расстояния. Эти пыльные песчаные бури являются большой опасностью для путника в пустыне.
Рисунок 11 – Климатические зоны Земли по Б.П. Алисову.
1 – экваториальная, 2 – экваториальных муссонов, 3 –
тропическая, 4 – субтропическая, 5 –умеренная, 6 – субарктическая, 7 – арктическая (антарктическая).
Материковые тропические климаты западных и восточных побережий континентов сильно отличаются друг от
255
друга. Вдоль западных берегов Южной Америки, Африки и
Австралии проходят холодные течения, поэтому климат
здесь характеризуется сравнительно низкой температурой
воздуха (+18–20°С) и малым количеством осадков (менее 100
мм). Вдоль восточных побережий этих материков проходят
теплые течения, поэтому температуры здесь выше и осадков
выпадает больше.
Океанический тропический климат схож с экваториальным, но отличается от него меньшей облачностью и
устойчивыми ветрами. Лето над океанами не столь жаркое
(+20–27°С), а зима прохладная (+10–15°С). Осадки выпадают
преимущественно летом (до 50 мм).
Умеренный климатический пояс. Наблюдается значительное влияние западных ветров, приносящих осадки весь
год. Лето в этом климатическом поясе умеренно теплое (от
+10°С до +25–28°С). Зима холодная (от +4°С до -50°С). Годовое количество осадков от 1000 мм до 3000 мм по окраинам материка и до 100 мм во внутренних районах. Ярко проявляются различия по сезонам года. Этот тип климата тоже
образует два пояса в Северном и Южном полушариях и формируется над территориями умеренных широт (от 40–45° северной и южной широты до полярных кругов). Над этими
территориями формируется область низкого давления, активной циклонической деятельности. Умеренный климат
подразделяется на два подтипа:
1.
морской, который господствует в западных частях Северной Америки, Южной Америки, Евразии, формируется при непосредственном воздействии западных ветров с
океана на материк, поэтому отличается прохладным летом
(+15–20°С) и теплой зимой (от +5°С). Осадки, приносимые
западными ветрами, выпадают круглый год (от 500 мм до
1000 мм, в горах до 6000 мм);
2.
континентальный, господствующий в центральных районах материков, отличается от него. Циклоны
сюда проникают реже, чем в приморские районы, поэтому
256
лето здесь теплое (+17–26°С), а зима холодная (-10–24°С) с
устойчивым многомесячным снежным покровом. Благодаря
значительной протяженности Евразии с запада на восток
наиболее ярко континентальный климат наблюдается в Якутии, где средние январские температуры могут опускаться до
-40°С и выпадает мало осадков. Это происходит потому, что
внутренние районы материка не подвергаются такому влиянию океанов, как побережья, где влажные ветры не только
приносят осадки, но и смягчают жару летом и мороз зимой.
Муссонный подтип умеренного климата, господствующий на востоке Евразии от Камчатки до Кореи и на севере
Японии, на северо-востоке Китая, характеризуется сменой
устойчивых ветров (муссонов) по сезонам, что оказывает
влияние на количество и режим осадков. Зимой здесь дует
холодный ветер с континента, поэтому зима ясная и холодная
(-20–27°С). Летом ветра с Тихого океана приносят теплую
дождливую погоду. На Камчатке, Сахалине выпадает от 1600
до 2000 мм осадков.
Во всех подтипах умеренного климата господствуют
только умеренные воздушные массы.
Полярный тип климата. Выше 70° северной и 65°
южной широт господствует полярный климат, образующий
два пояса: арктический и антарктический. Весь год здесь
преобладают полярные воздушные массы. Солнце несколько
месяцев не появляется вовсе (полярная ночь) и несколько месяцев не уходит за горизонт (полярный день). Снег и лед излучают больше тепла, чем его получают, поэтому воздух
сильно охлажден, снежный покров не тает весь год. В течение всего года над этими территориями господствует область
высокого давления, поэтому ветры слабые, облаков почти
нет. Осадков выпадает очень мало, воздух насыщен мелкими
ледяными иглами. Оседая, они дают в сумме только 100 мм
осадков в год. Средняя температура лета не превышает 0°С, а
зимы – 20–40°С. Для лета типична продолжительная морось.
257
Экваториальный, тропический, умеренный, полярный
типы климата считаются основными, так как в пределах их
поясов весь год господствуют воздушные массы, характерные для них. Между основными климатическими поясами
располагаются переходные, имеющие в названии приставку
«суб» (лат. «под»). В переходных климатических поясах воздушные массы меняются по сезонам. Они приходят сюда из
соседних поясов. Это объясняется тем, что в результате движения Земли вокруг своей оси происходит смещение климатических поясов то к северу, то к югу.
Выделяют три дополнительных типа климата:
Субэкваториальный климат. Летом в этом поясе
господствуют экваториальные воздушные массы, а зимой –
тропические.
Лето: много осадков (1000-3000 мм), средняя температура воздуха +30°С. Солнце еще весной достигает зенита и
нещадно палит.
Зима прохладнее, чем лето (+14°С). Осадков выпадает
мало. Почвы после летних дождей просыхают, поэтому в
субэкваториальном климате, в отличие от экваториального,
редко встречаются болота. Территория благоприятна для заселения людьми, поэтому именно здесь находятся многие
центры возникновения цивилизации – Индия, Индокитай,
Эфиопия. По мнению Н.И. Вавилова, именно отсюда произошли многие сорта культурных растений. К северному
субэкваториальному поясу относятся: Южная Америка (Панамский перешеек, Венесуэла, Гвинея); Африка (пояс
Сахель); Азия (Индия, Бангладеш, Мьянма, весь Индокитай,
Южный Китай, Филиппины). К южному субэкваториальному
поясу относятся: Южная Америка (Амазонская низменность,
Бразилия); Африка (центр и восток материка); Австралия
(северное побережье материка).
Субтропический климат. Здесь летом господствуют
воздушные тропические массы, а зимой сюда вторгаются
воздушные массы умеренных широт, несущие осадки. Такая
258
циркуляция воздушных масс определяет следующую погоду
в этих районах: жаркое, сухое лето (от +30 до +50°С) и относительно холодная зима с осадками, устойчивого снежного
покрова не образуется. Годовое количество осадков около
500 мм. Внутри материков в субтропических широтах осадков мало и зимой. Здесь господствует климат сухих субтропиков с жарким летом (до +50°С) и неустойчивой зимой, когда возможны морозы до –20°С. В этих областях осадков выпадает 120 мм и меньше. В западных частях материков господствует средиземноморский климат, который характеризуется жарким, малооблачным летом без осадков и прохладной,
ветреной и дождливой зимой. В средиземноморском климате
осадков выпадает больше, чем в сухих субтропиках. Годовая
сумма осадков здесь составляет 450–600 мм. Средиземноморский климат чрезвычайно благоприятен для жизни человека, поэтому именно здесь находятся самые известные летние курорты. Здесь выращиваются ценные субтропические
культуры: цитрусовые, виноград, маслины.
Субтропический климат восточных берегов материков
является муссонным. Зима здесь сравнительно с другими
климатами субтропического пояса холодная и сухая, а лето
жаркое (+25°С) и влажное (800 мм). Это объясняется влиянием муссонов, дующих зимой с суши на море, а летом с моря
на сушу и приносящих осадки летом. Муссонный субтропический климат хорошо выражен только в Северном полушарии, особенно на восточном побережье Азии. Обильные
осадки в летнее время дают возможность развиваться пышной растительности. На плодородных почвах здесь развито
земледелие, поддерживающее жизнь более миллиарда людей.
Субполярный климат. Летом из умеренных широт
сюда приходят влажные воздушные массы, поэтому лето
прохладное (от +5 до +10°С) и выпадает около 300 мм осадков (на северо-востоке Якутии 100 мм). Как и везде, осадки
возрастают на наветренных склонах. Несмотря на небольшое
количество осадков, влага не успевает испариться полно259
стью, поэтому на севере Евразии и Северной Америки в субполярном поясе разбросаны мелкие озера, значительные территории заболочены. Зимой на погоду в этом климате влияют арктические и антарктические воздушные массы, поэтому
здесь длинные, холодные зимы, температура может достигать и –50°С. Субполярные климатические пояса расположены только на северных окраинах Евразии и Северной Америки и в приантарктических водах.
Если посмотреть на карту, то можно заметить, что
границы климатических поясов проходят не строго по параллелям, а отклоняются то к северу, то к югу. Это объясняется
тем, что на формирование климатических поясов оказывают
влияние не только неравномерный нагрев Земли и география
атмосферных осадков, но и другие климатообразующие факторы: рельеф, океанические течения, ледники и другие.
В классификации Алисова несколько переоценивается
значение воздушных масс как обособленных типов, обладающих каждый только ему присущими свойствами. Соответственно за границу климатических поясов принимаются
фронты, отличающиеся расплывчатостью, прерывистостью и
непостоянством. Вместе с тем в этой классификации раскрывается существо процесса климатообразования, показывается
не только система климатов, но и причины их образования.
4. Климат Республики Беларусь в системе классификаций климата
Многогранность климата, разнообразие его связей с
другими природными комплексами, растительным и животным миром – все это приводит к тому, что существуют и
продолжают разрабатываться различные общеклиматические
классификации. Их можно разделить на две большие группы
в соответствии с основополагающими принципами: однотипность факторов, формирующих климат (генетические классификации), однотипность выбранной группы климатических характеристик и связанных с климатом составляющих
260
природного комплекса. К группе относятся классификации
П.И. Броунова, Б.П. Алисова, А.А. Борисова, М.И. Будыко, А
А. Григорьева и других. Ко второй – геоботанические классификации В. Кеппена, Л.С. Берга (связь с растительным миром), гидрологические, например, А.И. Воейкова (связь с режимом рек и их питанием), почвенные, в час В.В. Докучаева
(с уметом типа почв) и другие.
В общеклиматических классификациях чаще всего используется трехуровенное деление: зоны (пояса), подзоны
(области), подобласти (районы). Поскольку при этом рассматриваются большие территории, то даже ареалы третьего
имеют площади, в несколько раз превышающие территорию
Беларуси. При этом градации по отдельным климатическим
характеристикам имеют довольно и пределы с точки зрения
многих отраслей человеческой деятельности. Поэтому общеклиматическая классификация дополняется климатическим районированием, выполняемым для различных прикладных целей (сельского хозяйства, строительства, эксплуатации техники и др.).
В данной главе рассматриваются только вопросы, связанные с общеклиматическими классификациями.
Геоботаническая классификация Кеппена получила
широкое распространение в первом 30-летии нашего века, но
и сейчас используется и развивается. В основе ее – связь
климата с растительным миром, значения среднемесячных
температур и сумм осадков. По этой классификации выделяется пять широтных климатических зон: А – тропическая
влажная зона без зимы – тропических лесов и саванн; В – зона сухого климата (по одной в каждом полушарии), климат
степей и пустынь; С – две умеренно теплые зоны с дождливым том без регулярного снежного покрова; Д – зона (только
в северном полу бореального климата с четко выраженной
зимой и летом, снежно-лесные кг климат тайги и лиственных
лесов умеренной зоны: Е – две полярные области холодного
снежного климата, климат тундры и вечной мерзлоты.
261
В зависимости от годового хода осадков в зонах выделяются подзоны: f (с равномерным увлажнением), S (с сухим
летом), w (с сухой зимой). Подзоны разделены на районы а,
b, с, d в соответствии со среднемесячными значениями темпетуры.
Беларусь относится к району Dfb. По определению зоны D – температура самого теплого месяца не ниже 10ºС, а
самого холодного ниже -3°С. В Беларуси самый теплый месяц – июль, температура его по республике меняется от 18,5º
в Гомеле до 16,9º в Лынтупах. Самый холодный месяц – январь. Его средняя температура возрастает с востока от-8,3° в
Горках на юго-запад до -4,5° в Бресте. Равномерное увлажнение означает, что количество осадков в самый дождлив месяц теплой части года не больше, чем в 10 раз, превышает
количество осадков в самый сухой месяц холодной части. И
это условие выполняется для Беларуси. Наибольшая месячная сумма изменяется от 62 мм (Брагин в августе) до 97
(июль в Толочине), а наименьшая – от 28 мм (февраль, Брагин, Бобруйск) до 40 мм (февраль, Минск, Новогрудок). Район b – температура самого теплого месяца не больше 22º, но
не менее 4-х месяцев имеют температуру выше 10°. Выше
уже с мечено, что температура самого теплого месяца в Беларуси 16,9–18,5º. Кроме этого, в течение 5 месяцев (с мая по
сентябрь) среднемесячная температура выше 1º (в сентябре
самая низкая в Езерище – 10,8°, а в мае – в Лынтупах и Нарочи – 11º, в Езерище – 12°). Район Dfb, к которому относится
Беларусь, – это район бореального, т. е. умеренно холодного
климата средних широт с четко выраженными зимой и летом, достаточным и равномерным увлажнением, умеренно
теплым летом. Это климат лиственных лесов.
Район Dfb в пределах СНГ занимает почти 9% территории и по площади примерно в 10 раз больше Беларуси. На
территории СНГ по форме он похож криволинейный треугольник, основание которого проходит по западной границе
от Пскова до Кишинева, а вершина – в районе Новосибирска.
262
Южная граница идет севернее Черного и Каспийского морей.
В Европе район Dfb захватывает часть Польши Германии,
Болгарии. На северо-американском континенте этот рай тянется полосой от востока континента, примерно, до середины
(меридиан 100º). Южная граница проходит в районе НьюЙорка, а северная – севернее Великих озер. Республика Беларусь географически занимает близкое к среднему положение
в районе Dfb и ее климатические параметры – близкие к
средним для района.
Классификация климатов Л.С. Берга опирается на распределение растительности. Но Берг подчеркивал, что выделенные им зоны – климатические, а растительные. Они не
полностью совпадают с растительными уже хотя бы потому,
что климат значительно более изменчив, чем области распространения растений. Для количественного определения
границ Л.С. Берг использовал, в частности, критерии Кеппена. В климате низин Л.С. Берг выделяет девять климатических зон. Климат Беларуси по Бергу относится к климату
лиственных лесов умеренной зоны (или климату дуба). Для
него характерно, что температура четырех месяцев теплого
времени года изменяется от 10 до 22° и преобладают летние
осадки. Этот климат охватывает лесную часть территории
СНГ к югу от линии Санкт-Петербург – Нижний Новгород –
юг Западной Сибири.
В генетической классификации М.И. Будыко и А.А.
Григорьева один из определяющих параметров – соотношение между радиационным балансом (В) количеством выпадающих осадков (R). Классификация проводится по отношению их годовых величин k = B/LR (где L – удельная теплота
испарения), которое называется радиационным индексом сухости. Поскольку LR – это количество тепла, необходимого
для испарения всех выпавших осадков, то соотношение В и
LR характеризует условия увлажнения. Это не значит, что
при B>LR (k>1) не образуется поверхностный сток или осадки не просачиваются в почву. Неравномерное выпадения
263
осадков, накопление снега и интенсивное таяние в весеннее
время приводят к тому, что даже, если годовая сумма радиационного баланса больше тепла, необходимого для испарения годовой суммы осадков, в отдельные периоды образуется
поверхностный сток, и влага накапливается в почве. В целом
за год определяет степень увлажнения. Кроме показателя
увлажнения, в классификации учитываются условия зимы
(по температуре наиболее холодного месяца и высоте снежного покрова) и теплого периода (суммы среднесуточных
температур земной поверхности за период с температурой
выше 10°).
По этой классификации климатов, сделанной для
бывшего СССР, Беларусь относится к ареалу II4E. Римская
цифра – значение индекса сухости. В зоне II изменяется от
0,45 до 1,00. В Беларуси индекс сухости изменяется от значений близких к 1,0 на юго-западе до 0,8 на северо-востоке. Таким образом, по основному показателю юго-запад республики близок к границе между влажной и недостаточно влажной
зонами. Арабская цифра в обозначении ареала – характеристик теплого периода: 4 – «теплый», сумма температур земной поверхности за период с температурой больше 10° составляет 2200–4400. Суммы температур поверхности почвы
за период с температурой больше 10° меняются в Беларуси
от 2400 на се вере (Витебск, Верхнедвинск) до 2950 на юговостоке (в Минске 2600). Таким образом, хотя республика и
попадает полностью в зону «теплого лета», но север близок к
границе с подзоной «умеренно теплого». Буква в обозначении – условия зимы: Е – умеренно снежная, умеренно мягкая
зима, температура января от 0 до -13°С (высота снежного покрова как показатель используется только для более холодных зим). По температуре января условия Беларуси близки к
средним для условий умеренно мягкой зимы (по Будыко).
Таким образом, II4E – это ареал с влажным климатом, умерено снежной зимой и теплым летом.
264
Обратим внимание на условность характеристик типа
«умеренно теплый», «мягкий» и т. п. Например, район Dfb,
по Кеппену, к которому относится Республика Беларусь, это
«умеренно холодный климат с умеренно теплым летом», а по
М.И. Будыко – «умеренно мягкая зима и теплое лето». Поэтому, кроме словесного описания, необходимо всегда иметь
в виду конкретные количественные показатели.
Генетическая классификация климатов земного шара,
развитая Б.П. Алисовым, основывается на географических
типах воздушных масс, формирующихся в результате взаимодействия с подстилающей поверхностью и в соответствии
с условиями атмосферной циркуляции. В северном полушарии выделены следующие основные климатические пояса
(зоны): экваториальный, тропический умеренных широт,
арктический. Беларусь и большая часть СНГ расположены i
поясе умеренных широт, южной границей которого служит
среднее положение летней границы распространения к северу тропического воздуха (фронт умеренны: широт или полярный фронт), а северной - среднее положение зимней границы распространения к югу арктического воздуха (арктический фронт). Пояс умеренны; широт по территории СНГ
проходит полосой примерно от 40° с.ш. до 65–70° с.ш.
Пояс умеренных широт (как и остальные) подразделяется на четыре климата: континентальный, океанический и
два переходных – западных и восточных побережий континента. Кроме того, выделяются климат низин и климат высокогорий.
Обычно не проводят четкой границы климата западных побережий континента, но считается, что это территория, где средняя температура зимой выше 0° Беларусь не попадает в ареал этого климата, а примыкает к нему с востока.
При ходящие сюда в результате общей атмосферной циркуляции морские воздушные массы уже в определенной степени трансформированы в процессе движения над Западной
Европой. Летом это приводит к их нагреванию, и температу265
ра летних месяцев в Минске, примерно, на 0,7° выше, чем в
Гринвиче, находящемся на 3 южнее, и на -1,3° выше, чем в
Киле, расположенном, примерно на той же широте. Зимой
морские воздушные массы охлаждаются над континентом и
температура зимних месяцев в Гринвиче и Киле соответственно на 10,5 и 6,8° выше, чем в Минске. При дальнейшем
перемещении на восток морские воздушные массы трансформируются еще сильнее. Например, в Ульяновске (на 0,6°
севернее Минска) температура летом на 1,6° выше, а зимой
на 6,4° ниже, чем в Минске.
На базе общей классификации климатов земного шара
Б.П.Алисовым сделана и детальная классификация климатов
территории бывшего СССР. Беларусь и здесь находится в
умеренном поясе (он обозначается цифрой III, счет ведется с
севера на юг, а в общей классификации климатов земного
шара этот пояс обозначен цифрой 5, т.к. счет идет от экватора на север). В климатических поясах (зонах) по особенностям радиационного режима и циркуляции выделены климатические области, границы между которыми проведены с
учетом типа почвенно-растительного покрова. Умеренный
пояс разбит на 12 областей. Беларусь входит в Атлантикоконтинентальную лесную область (9). Климат формируется
под влиянием Атлантического воздуха, постепенно трансформирующегося в континентальный. Климат переходный от
морского к континентальному, умеренно-континентальный
(юго-западная подобласть «б». Подобласть III9б – смешанных лесов).
266
ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА
1. Причины изменения климата: астрономические,
геофизические, географические.
2. Палеоклиматология.
3. Методы исследования климатов прошлого.
1. Причины изменения климата: астрономические,
геофизические, географические
При осреднении данных наблюдений за несколько десятилетий выявляются различия средних величин метеорологических показателей. Однако массовые метеорологические
наблюдения ведутся еще только 100 лет. Об изменчивости
климата за более длительный период свидетельствуют данные летописей и хроник. В них отмечали отдельные катастрофические аномалии погоды, приводили описания самых
суровых зим или самых засушливых лет. Климатологический
анализ этих источников позволяет реконструировать климат
последнего тысячелетия.
Приближенные оценки изменений климата за более
длительные промежутки времени получают из физических
или биологических данных:
– Колонки льда, полученные при бурении ледников,
позволяют установить состав воздуха захваченных в лед пузырьков. Важную информацию дают и другие свойства реликтового льда.
– Морские осадочные породы органического происхождения, например, кораллы, свидетельствуют о количественных, качественных и видовых изменениях со временем
флоры и фауны океанов и морей, связанных с колебаниями
климата.
– Морские осадочные породы неорганического происхождения (виды глин, пыль, занесенная с континентов)
также служат для идентификации палеоклимата.
– Геоморфологические и геологические данные на
суше (ледниковые отложения, характер выветривания пород,
267
вид береговой линии, ветровые, озерные и пещерные отложения, древние почвы) дают много указаний для идентификации климата.
– Большую информацию о климате содержат остатки
наземной растительности (годовые кольца деревьев, реликтовая пыльца и другие остатки растений, обилие и распределение насекомых и других организмов по территории, органический состав озерных отложений).
Изучение косвенных климатических данных показывает, что температура на Земле в прошлом была на 8–15°С
выше, чем в настоящее время. За последний миллиард лет
теплые периоды прерывались оледенениями примерно 925,
800, 680, 450, 330 и 2 млн лет назад.
Промежуток времени от 2 000 000 до 14 000 лет назад
называется плейстоценовым оледенением или ледниковым
периодом. В это время огромные ледники несколько раз докрывали Азию, Европу и Северную Америку. Эти ледники
были нестатичны: они то отступали, то наступали. В самые
холодные фазы ледникового периода температура на Земле
была примерно на 4–5°С ниже, чем в настоящее время.
Последняя фаза отступления ледников еще продолжается. Она началась примерно 14 000 лет назад и называется
эпохой голоцена. Чередование похолоданий и потеплений
отмечается в течение всей этой эпохи. Примерно от 10 000 до
8 500 лет назад возникло похолодание, а затем опять началось потепление. Оно достигло своего максимума 5000–3000
лет назад. Тогда климат был на 1–2°С выше современного.
Этот промежуток времени климатологи называют климатическим оптимумом.
От 3000 до 2000 лет назад опять было похолодание,
которое сменило потепление от 2000 до 1500 лет назад, а затем снова похолодание, которое длилось от 1500 до 750 г. до
н. э. От 750–150 г. до н.э. происходило потепление почти до
уровня климатического оптимума.
268
Время существования Римской империи (150 г. до н.э.
– 300 г. н.э.) характеризовалось похолоданием, которое длилось до 900 г. н.э. Период с 900 по 1200 г. н.э. называют малым климатическим оптимумом. Он сменился периодом
сильных возмущений климата, который продолжался примерно до начала XVI в.
От 1550 до 1850 г. температура на Земле понизилась
почти до значений, характерных для начала голоцена. Этот
промежуток называют малым ледниковым периодом. Температура на Земле была примерно на 1°С ниже, чем в настоящее время.
Температура за период инструментальных наблюдений показана на рис. 104. Как косвенные, так и инструментальные наблюдения свидетельствуют, что в конце XX в.
наблюдались самые высокие температуры за 1200 лет истории человечества.
Изменения климата могут происходить под влиянием
внутренних и внешних факторов.
Внешние факторы:•
1) изменения параметров орбиты Земли,
2) изменения солнечного излучения,
3) падение небесных тел на Землю.
Внутренние факторы:
1) изменение состава атмосферы,
2) изменение альбедо:
- атмосферы,
- подстилающей поверхности;
3) изменение режима теплообмена с океаном,
4) извержение вулканов,
5) процессы горообразования,
6) дрейф континентов.
В настоящее время климатологи считают важнейшими
факторами изменений климата: изменения параметров орбиты Земли, состава атмосферы, солнечного излучения и извержения вулканов.
269
Известны три циклических процесса, изменяющих параметры орбиты и приводящих к колебаниям значений солнечной постоянной.
Первый циклический процесс – это изменение формы
орбиты от эллиптической к почти круговой с периодом около
100 000 лет; он называется колебанием эксцентриситета. Чем
более эллиптична орбита, тем сильнее вариация солнечной
энергии между моментами, когда Земля ближе всего к Солнцу или дальше всего от него. В настоящее время орбита Земли мало эллиптична и разность потока солнечной энергии
около 7%. Во время наибольшей эллиптичности эта разность
может достигать 20%. '
Второй циклический процесс – это колебание оси суточного вращения земного шара, называемое прецессией.
Период этого колебания около 26 000 лет. В настоящее время
Земля ближе к Солнцу в январе, чем в июне. Но вследствие
прецессии через 13 000 лет она будет ближе к Солнцу в
июне, чем в январе. Это приведет к росту сезонных колебаний температуры Северного полушария.
Третий циклический процесс – это изменение наклона
земной оси к плоскости эклиптики, имеющее период около
41 000 лет. За это время наклон меняется от 22,5 до 24,5°. В
настоящее время он составляет 23,5°. Чем меньше этот
наклон, тем меньше различия между зимой и летом. Более
теплые зимы бывают более снежными, а более холодные лета
не дают всему снегу растаять. Снег накапливается на Земле,
способствуя росту ледников. При росте наклона сезоны выражены более резко, зимы холоднее и снега меньше, а лето
теплее и больше снега и льда тает. Это способствует отступлению ледников в полярные районы.
Наиболее резко колебания солнечного тепла выражаются тогда, когда все эти три циклических процесса совпадают по фазе. Тогда возможны великие оледенения или полное таяние ледников на Земле. Впервые теорию астрономи-
270
ческих колебаний климата предложил югославский ученый
М. Миланкович.
Изменения состава атмосферы наиболее сильно влияют на климат через парниковый эффект. Главнейший из парниковых газов - водяной пар. Его содержание в атмосфере
устанавливается в процессе влагооборота и контролируется
общей циркуляцией.
Важными парниковыми газами являются также двуокись углерода и метан. Они привлекают особое внимание
климатологов, так как их содержание сильно зависит от деятельности человека.
Например, за счет роста объемов сжигаемого топлива
концентрация двуокиси углерода в атмосфере возросла за
150 лет примерно на 30%. Рост концентрации парниковых
газов ведет к росту температуры воздуха у поверхности Земли при падении температуры в верхней тропосфере. При
этом, кроме общего потепления и таяния ледников, возможно
усиление неустойчивости атмосферной циркуляции и рост
количества опасных явлений.
Заметными факторами изменения климата являются
те, которые изменяют количество поступающей на поверхность солнечной радиации. Например, извержения вулканов.
При них возникает помутнение атмосферы двух видов.
Во-первых, пепел и пыль уменьшают прозрачность
нижних слоев атмосферы и в течение нескольких месяцев
после извержения ослабляют суммарную радиацию в регионе.
Во-вторых, во время мощных извержений в стратосферу попадает значительное количество двуокиси серы.
Этот газ вступает в реакцию с водяным паром, и в стратосфере образуется мутная пелена, сильно отражающая солнечные лучи. Она постепенно распространяется на весь зе