Климаты экваториального пояса. Количество суммарной солнечной радиации—140—150 ккал/см2 в год. Радиационный баланс на материке— 80 ккал/см2 в год, на Океане—100—120 ккал/см2 в год. Преобладают пониженное давление, слабые, неустойчивые ветры, благоприятствующие развитию термической конвекции.

Испарение одинаково велико как над Океаном, так и над материком, покрытым густой растительностью. Абсолютная влажность воздуха более 30 г/м3 над сушей, относительная влажность — 70% даже в наиболее сухих местах. Среднемесячная температура воздуха колеблется от 24 до 28°. Количество осадков почти всюду превышает возможное испарение и достигает в среднем 2000 мм в год. Наибольшее количестве осадков приходится в общем на периоды равноденствия, но эта закономерность не везде выдерживается.

Континентальный и океанский типы экваториального климата различаются очень мало.

В высокогорном экваториальном климате температура несколько ниже, количество осадков меньше (в связи с уменьшением с высотой влагосодержания). На высоте 4500 м лежит граница пояса вечных снегов.

Климаты субэкваториальных поясов (поясов тропических муссонов). Этот климат слагается как бы из двух климатических режимов: в летнем полушарии экваториальный муссон направляется от экватора и приносит влагу; в зимнем полушарии муссон дует к экватору от тропиков, влажность воздуха при этом падает.

Континентальный субэкваториальный климат формируется на всех континентах. Граница экваториальных муссонов во внутренних частях континентов лежит в среднем около 18° с. ш. Особенно далеко от экватора граница заходит в Азии (Индостан, Индокитай).

Континентальный субэкваториальный климат характеризуется влажным летом, сухой зимой и засушливой жаркой весной. На равнинах по мере удаления от экватора количество осадков уменьшается. Годовой ход температуры имеет два минимума (зимой и летом) и два максимума (весной и осенью). Некоторое понижение температуры летом вызывается воздействием экваториального воздуха, который в это время холоднее тропического на несколько (до 5) градусов. Количество осадков редко превышает 2000 мм в год.

В горных районах температура с высотой понижается, но характер годового хода метеорологических элементов сохраняется. На склонах, принимающих на себя экваториальные муссоны, количество осадков очень резко увеличивается, достигая предельного количества (Черра-пунджа).

Океанский субэкваториальный климат наблюдается на всех океанах в северном полушарии, в южном — над Индийским и западными частями Тихого и Атлантического океанов. Граница его распространения лежит в среднем около 12° широты. Вблизи этой границы чаще возникают тропические циклоны.

Лето в океанском субэкваториальном климате более влажное и более (на 2—3°) теплое, чем зима. От континентальной разновидности этого климата он отличается большей влажностью воздуха и менее высокой температурой.

Климаты тропических поясов. Годовое количество суммарной радиации вследствие малой облачности в тропическом поясе больше, чем в экваториальном: на материке—180—200 ккал1см2 в год, на Океане — 160 ккал/см2 в год. Однако, в связи с тем что эффективное излучение тоже очень велико, радиационный баланс составляет всего 60 ккал/см2 в год на материке и 80—100 ккал/см2 в год на Океане.

В антициклонах над океанами и в барических депрессиях термического происхождения над материками формируется тропический воздух, отличающийся от воздуха на экваторе меньшей влажностью. Для континентального тропического воздуха это объясняется очень малым испарением, для морского — устойчивой стратификацией пассатов (пассатной инверсией), мешающей вертикальному обмену и переносу влаги в более высокие слои тропосферы.

Континентальный тропический климат очень сухой и жаркий, с большими суточными амплитудами колебания температуры воздуха (до 40°). Средняя годовая амплитуда температуры воздуха около 20°. Относительная влажность летом около 30%. Этот климат характерен для внутриматериковых пустынь тропического пояса.

С высотой температура воздуха падает, количество осадков возрастает. Снеговая линия располагается примерно на высоте 5300 м, в особо защищенных областях поднимаясь до 6000 м.

Океанский тропический климат сходен с экваториальным, так как суточные и годовые амплитуды колебания температуры над Океаном сравнительно невелики, отличается от экваториального меньшей облачностью и устойчивыми ветрами.

Тропический климат западных побережий континентов очень своеобразен. Он характеризуется сравнительно низкой температурой воздуха (18—20°) и малым количеством осадков (менее 100 мм в год) при большой влажности воздуха (80—90%). Это климат прибрежных пустынь (Западная Сахара, Намиб, Атакама, Калифорнийская).

На формирование климата западного побережья материков в тропическом поясе оказывают влияние холодные течения и приток воздуха в восточной части субтропического максимума (антициклона) со стороны умеренных широт, усиливающие инверсию, существующую в пассатах. В результате граница температурной инверсии располагается ниже границы конденсаций и конвекция не развивается, а следовательно, не образуются облака и не выпадают осадки. Годовой ход температуры такой же, как в океанском типе. Очень часты туманы, развиты бризы.

С высотой температура воздуха сначала несколько возрастает (так как влияние холодного течения уменьшается), затем понижается; количество осадков не увеличивается.

Тропический климат восточных побережий континентов отличается от климата западных побережий более высокой температурой и большим количеством осадков. Благодаря влиянию теплого течения и воздуха, приносимого в западной части антициклона от экватора, пассатная инверсия ослаблена и не препятствует конвекции.

В горах на наветренных склонах осадков больше, но с высотой их количество не возрастает, так как пассаты влажны только в нижнем слое. На подветренных склонах осадков мало.

Климаты субтропических поясов. Зимой радиационный режим и характер циркуляции складываются почти так же, как и в умеренном поясе, летом — так же, как и в тропическом поясе.

По сравнению с тропическим поясом годовое количество солнечной радиации уменьшается примерно на 20%, ее сезонные колебания делаются более заметными.

Летом над океанами хорошо выражены антициклоны, над материками — области пониженного давления. Зимой в субтропическом поясе преобладает циклоническая деятельность.

Континентальный субтропический климат. Лето жаркое, сухое. Средняя температура летних месяцев 30° и выше, максимальная более 50°. Зима относительно холодная, с осадками. Годовое количество осадков около 500 мм, а на наветренных склонах гор — в четыре-пять раз больше. Зимой выпадает снег, но устойчивый снежный покров не образуется. С высотой количество осадков увеличивается. Температура воздуха понижается, и выше 2000 м над уровнем моря зимой короткое время сохраняется снежный покров.

Океанский субтропический климат отличается от континентального субтропического более равномерным годовым ходом температуры воздуха. Средняя температура наиболее теплого месяца около 20°, наиболее холодного около 12°.

Субтропический климат западных побережий материков (средиземноморский) . Лето нежаркое, сухое. Зима относительно теплая, дождливая. Летом побережье попадает под влияние восточной периферии субтропического антициклона (см. климат западных побережий тропического пояса). Зимой здесь господствует циклоническая деятельность.

Субтропический климат восточных побережий имеет муссонный характер. Зима сравнительно с другими климатами этого пояса холодная и сухая, лето жаркое и влажное. Этот климат хорошо выражен только в северном полушарии, и особенно на восточном побережье Азии.

Климаты умеренных поясов. Радиационный баланс в среднем за год в два раза меньше, чем в тропическом поясе, что в значительной степени зависит от облачности. При этом летом он немногим отличается от радиацинного баланса тропического пояса, зимой же на материке радиационный баланс отрицательный. Развитие циклонической деятельности обеспечивает меридиональный перенос воздуха. Осадки связаны в основном с прохождением циклонов.

Континентальный умеренный климат — климат материков северного полушария. Лето теплое (может быть жарким), зима холодная с устойчивым снежным покровом.

Радиационный баланс в среднем за год 20—30 ккал/см2, в летние месяцы он мало отличается от тропического (6 ккал/см2 в мес), а в зимние составляет отрицательную величину (—1 ккал/см2 в мес).

Летом над материками происходит интенсивная трансформация воздушных масс, приходящих с океанов и с севера. Воздух нагревается, дополнительно увлажняется за счет влаги, испарившейся с поверхности материка. Зимой воздух охлаждается в антициклонах. Температура падает ниже — 30°. Осадков больше летом, но длительная трансформация воздуха может привести к засухе.

В горах летом значительно холоднее, чем на равнине, а зимой на равнине (в результате вхождения холодных масс воздуха) часто холод* нее, чем в горах. На склонах гор, особенно на западных, обращенных навстречу господствующим ветрам, осадков больше, чем на равнине.

Океанский умеренный климат. Радиационный баланс поверхности океанов в среднем за год в 1,5 раза больше, чем на материках. Теплые течения приносят в умеренные широты почти столько же тепла, сколько обеспечивает радиационный баланс. Около 2/3 тепла тратится на испарение, остальное идет на нагревание атмосферы (турбулентный теплообмен) зимой.

Зима над океанами значительно теплее, чем над материками, лето прохладнее. Весь год развита циклоническая деятельность.

Умеренный климат западных побережий материков формируется под воздействием западного переноса воздуха с Океана на материк; отличается от континентального меньшими годовыми колебаниями температуры. Осадки выпадают довольно равномерно во все сезоны.

Умеренный климат восточных побережий материков обусловлен перемещением воздуха летом с Океана на материк, зимой —с материка на Океан. Лето дождливое, зима сухая, холодная. Холодные течения понижают летнюю температуру воздуха, весной и в начале лета они способствуют образованию туманов.

Климаты субарктического и субантарктического поясов. Континентальный субарктический климат формируется только в северном полушарии. Радиационный баланс 10—12 ккал/см2 в год. Лето относительно теплое, короткое, зима суровая. Годовая амплитуда колебания температуры очень велика. Осадков мало (менее 200 мм в год). Летом преобладают ветры северных направлений. Приходящий с севера и трансформирующийся над материком воздух приближается по своим качествам к арктическому.

В горах зимой наблюдается мощная инверсия. Очень велики различия между летней и зимней температурами в понижениях рельефа, где обмен воздуха ослаблен.

Океанский субарктический и субантарктический климат не имеет резких различий между температурой зимы и лета. Годовая амплитуда температуры не больше 20°. Весь год развита циклоническая деятельность.

Климаты арктического и антарктического поясов. Радиационный баланс за год в среднем близок к нулю. Снежный покров не стаивает весь год. Большая отражательная способность снега приводит к тому, что даже летом радиационный баланс очень мал. Так, на ст. Пионерская (70э ю. ш.) при суммарной радиации в декабре 24 ккал/см2 в мес. радиационный баланс на поверхности снега меньше 2 ккал.

Преобладание антициклонической погоды способствует ПОСТОЯННОМУ охлаждению воздуха в центральных районах Арктики и Антарктики. Осадков мало. Однако осадки и конденсация влаги на холодной поверхности снега вместе превышают испарение.

Континентальный полярный климат хорошо выражен в южном полушарии. Характеризуется очень суровой зимой и холодным летом. Отрицательную среднюю температуру имеют все месяцы. Отмечена минимальная температура — 88,3°.

Океанский полярный климат — климат северных полярных областей, формирующийся над поверхностью Океана, покрытого льдом. В приходе тепла зимой заметную роль играет тепло океанских вод, проникающее через лед. С октября по апрель радиационный баланс отрицательный, с мая по сентябрь—-положительный.

Средняя температура января в центре Арктики {—40°) выше, чем на северо-востоке Азии. Летом в результате потери большого количества тепла на таяние снега и льда и на испарение температура около 0°. Погода летом преимущественно пасмурная. Осадков мало (около 100 мм в год).

МИКРОКЛИМАТ

Результаты взаимодействия атмосферы с подстилающей поверхностью прежде всего и больше всего сказываются в нижнем слое тропосферы. Режим метеорологических элементов в этом слое всегда имеет некоторые особенности, быстро сменяющиеся от места к месту.

Изменения количественных значений метеорологических элементов в разных частях приземного слоя воздуха под влиянием неоднородного характера поверхности не вызывают изменений режима погоды, типичного для данной местности в целом. Но они обусловливают возникновение местных особенностей климата, проявляющихся на незначительном пространстве. Совокупность местных особенностей климата называют микроклиматом.

Состояние поверхности, определяющее микроклиматические условия, сказывается в первую очередь в приземном слое толщиной несколько десятков метров. Теплообмен между воздухом и почвой здесь особенно активен. Днем приземные слои воздуха нагреваются сильнее, чем вышележащие, а ночью сильнее охлаждаются. Поэтому суточные колебания температуры очень велики. Температура с высотой в этом слое днем понижается, ночью часто наблюдается инверсия. Движение воздуха у поверхности замедленно. Это способствует накоплению в нем водяных паров. Особенности нижнего слоя атмосферы хорошо выражены в ясную, безветренную погоду; в пасмурную погоду и при ветре они сглаживаются.

При обычных условиях погоды перемешивание воздуха происходит уже на высоте 1,5—2 м над поверхностью. Поэтому при наблюдении за температурой и влажностью в приземном слое воздуха приборы устанавливают в пределах этого слоя.

На формирование микроклимата оказывают влияние неровности рельефа с колебаниями высот от нескольких сантиметров до нескольких десятков метров (микро- и мезорельеф). Об этом влиянии можно судить по приведенным ниже схематическим рисункам. На рисунке 71 показано распределение тепла вокруг холма при симметричном относительно юга поступлении тепла на его склоны (влияние экспозиции склонов).

На рисунке 72 видно воздействие холма на скорость ветра. Воздух обтекает препятствия, поэтому на наветренной стороне и по бокам холма скорость ветра увеличивается. Движение воздуха влияет на распределение осадков. На подветренной стороне ветер стихает, но здесь могут возникать завихрения воздуха. На наветренном склоне ветер замедляет падение капель, и они уносятся на подветренную сторону холма, где и выпадают. Таким образом, если наветренные склоны гор получают больше осадков, чем подветренные, то для микроформ рельефа наблюдается обратная картина.

Распределение ветра у препятствия сказывается и на распределении снежного покрова. Снежный покров сносится с наветренных склонов и откладывается в местах ослабления ветра.

Местные особенности климата возникают под влиянием растительного покрова. Растительность очень усложняет условия теплообмена и обмена влагой в приземном слое. Травяной покров задерживает солнечную радиацию. Так, например, покров из тимофеевки высотой около 50 см пропускает к поверхности не более 20% радиации, а на ржаном поле до поверхности доходит менее 10%. Но вместе с тем растительность задерживает и тепловое излучение поверхности. Поэтому температура поверхности под травяным покровом понижена, а амплитуды ее колебаний сглажены.

Испарение с общей площади листьев растений, покрывающих участок поверхности, может превышать испарение со свободной водной’ поверхности, равной площади этого участка. Большое испарение и слабый обмен объясняют повышенную влажность воздуха среди растений.

Влияние леса на микроклимат сходно с влиянием травяного покрова, но превосходит его своими масштабами. Густой лес пропускает к поверхности всего 2—7% падающей на него радиации. Продолжительность солнечного сияния в лесу снижена до 5—7 часов в день. При этом спектральный состав радиации изменяется. Лес холоднее поля летом и немного теплее зимой. Зимой лиственный лес оказывает меньшее влияние на суточные амплитуды колебаний температуры, чем хвойный, влияние которого на тепловой режим весь год примерно одинаково. Влажность воздуха в лесу выше, чем в открытом поле’. Ветровой поток, встречая на пути лес, в значительной степени обтекает его сверху, причем скорость ветра над лесом увеличивается (следствие сближения линии воздушных токов). В кронах деревьев ветер стихает, и в лесу, под кронами, он очень слабый. В тихую, ясную погоду можно наблюдать местный ветер, дующий днем внизу от леса к полю, наверху — со стороны поля к кронам деревьев; ночью циркуляция ветра противоположная.

Особый микроклимат возникает в больших населенных пунктах. Причиной являются обилие дыма или пыли над городами, особенности подстилающей поверхности (асфальт, железные крыши) и резкие неровности ее (строения), добавочное тепло, выделяемое при сжигании топлива и в процессе жизнедеятельности человека.

Температура воздуха в городе выше, чем вне его. Увеличение температуры воздуха заметно на высоте до нескольких сотен метров над городом. Влажность воздуха в городе обычно понижена вследствие повышения температуры и уменьшения испарения с поверхности. Скорость ветра в населенных пунктах, как правило, меньше, я а направление ветра сильно влияет планировка города. На большой высоте над городом скорость ветра больше, чем на той же высоте в его окрестностях.

Различие в температуре между городом и его окрестностями может вызвать местный ветер, дующий в сторону города. На улицах возникает циркуляция воздуха, обусловленная неодинаковым нагреванием теневой и солнечной сторон. Условия образования тумана и облаков над городом более благоприятны (ядра конденсации, восходящие воздушные токи), чем в окрестностях.

Воздействуя постоянно на поверхность, люди создают условия для возникновения местных особенностей климата и для их изменения. Учитывать эти особенности и характер изменений, вызываемых деятельностью людей, необходимо, в частности, в сельском хозяйстве, в строительстве при планировании населенных пунктов и т. д.

Изучением микроклимата занимается специальная наука — микроклиматология, имеющая очень большое практическое значение. Микро-климатология тесно связана с географией.

ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА

В связи с тем что факторы, определяющие формирование климата, непрерывно изменяются, соответственно происходит и изменение климата. Об этом изменении судят по данным инструментальных метеорологических наблюдений и по косвенным признакам: ископаемым остаткам животных и растений, показателям геологических процессов прошлого, литературным памятникам и т. д. Инструментальные наблюдения ведутся немногим более 200 лет, и поэтому косвенные данные являются основными при восстановлении картины климатов более отдаленного исторического прошлого и прошлого геологического. Эти данные нельзя считать безусловно достоверными, но, чем больше их количество, тем вероятнее правильность выводов. Вероятность восстановления климатов прошлого увеличивается с развитием знаний о современном климате Земли, а также с применением новых методов изучения косвенных признаков.

В историческое время резких изменений климата не происходило, но медленные его изменения наблюдаются. По подсчетам ученых, средняя температура воздуха на Земле за 50 лет с начала XX в. повысилась на 1°. Повышение температуры проявилось в несколько более раннем вскрытии рек (Западной Двины — на 17 дней, Невы — на 3 недели и т. д.), в некоторой тенденции ледников к отступанию (ледники Альп, Гренландии, Скандинавии, Аляски, Памира, Килиманджаро, Антарктиды). Ледник Федченко (Памир) с 1933 по 1957 г.отступил на 280—300 м, шельфовый ледник Росса (Антарктида) за 30 лет уменьшился на 300 м. Незначительное, казалось бы, повышение температуры привело к заметным последствиям: в Канаде (восточнее о. Виннипег) граница земледелия продвинулась на север, в Лапландии отмечено смещение к северу границы тундры и леса, в Исландии освободилась от льда поверхность, возделывавшаяся 600 лет назад, а затем перекрытая льдом. Никогда в истории суда не проходили так далеко на север в Арктике, гавани на Шпицбергене стали доступны для судов не три, как в 1900 г., а семь месяцев в году. Тают ледниковые острова в Северном Ледовитом океане. Сельдь, предпочитающая холодную воду, уходит от берегов Норвегии к северу. На всех континентах северного полушария отмечается некоторое расширение засушливых районов. Можно привести и другие доказательства изменения климата в сторону потепления за последние десятилетия.

Встает вопрос: как происходит изменение климата, является ли это неуклонным изменением его в одном направлении (в данном случае в сторону потепления), или климат испытывает колебания около какого-то среднего уровня, который, безусловно, также не остается совершенно неизменным?

На основании сопоставления многих полученных разными путями данных можно с уверенностью говорить о колебаниях климата, имеющих различную продолжительность и накладывающихся друг на друга. Колебания климата со сравнительно короткими периодами (менее 100 лет) называют внутривековыми, колебания климата, охватывающие более продолжительные промежутки времени,— сверхвековыми (многовековыми). Установление сверхвековых колебаний, несомненно, более затруднено, чем внутривековых, выявляющихся при непосредственных инструментальных наблюдениях. Не вызывают сомнения колебания климата с периодом в среднем 11 лет. Кроме того, отмечены колебания климата с периодами, кратными 11 годам (А. Дуглас), причем особенно выделяются 100-летние периоды.

Например, изотопный метод позволяет определить температуру воды древних водоемов. Изотопы кислорода О¹⁶, О¹⁸ и О¹⁴ входят в состав осадочных пород обычно в определенной пропорции (3000:5: 1), нарушающейся в зависимости от температуры той воды, в которой образовались отложения.

Изменения климата могут быть вызваны многими причинами, среди которых прежде всего следует учесть изменения положения Земли относительно Солнца и положения Солнечной системы в Галактике, изменения солнечной активности и состава солнечной радиации и изменения земной поверхности.