КЛИМАТ 1. Климат. 2. Климатообразующие процессы и факторы климатообразования. 3. Микроклимат. 1. Климат

КЛИМАТ

1. Климат

– 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 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 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

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)

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 увеличение 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 снежно-ледяного 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 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, во-вторых, 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.

• 
  приход солнечной радиации;
  
• 
  излучение Земли и атмосферы;
  
• 
  теплопроводность (молекулярная и турбулентная);
  
• 
  адвекция тепла в атмосфере и водоемах;
  
• 
  теплообмен при испарении (конденсации).
  

• 
  испарение и транспирация;
  
• 
  конденсация и выпадение осадков;
  
• 
  перенос водяного пара в атмосфере.
  

• 
  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.
  

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.

• 
  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.
  

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, 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 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.

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.

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, 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.

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.