Радиационный баланс над океаном

Изменение радиационного и теплового баланса

Годовая сумма радиационного баланса почти всюду на Земле положительна, за исключением ледниковых районов Гренландии и Антарктиды. Его среднегодовые значения уменьшаются в направлении от экватора к полюсам, следуя закономерности распределения солнечной радиации по земному шару.

Распределение среднегодового радиационного баланса на земной поверхности, МДж/(м2 · год)

Радиационный баланс над океаном больше, чем над сушей. Это связано с меньшим альбедо водной поверхности, повышенным влагосодержанием в экваториальных и тропических широтах. Сезонные изменения радиационного баланса происходят на всех широтах, но с разной степенью выраженности. В низких широтах сезонность определяется режимом осадков, так как термические условия здесь мало изменяются. В умеренных и высоких широтах сезонность определяется термическим режимом: радиационный баланс меняется от положительного летом до отрицательного зимой. Отрицательный баланс холодного периода года в умеренных и полярных широтах частично компенсируется за счет адвекции теплоты воздушными и морскими течениями из низких широт.

Для сохранения энергетического баланса Земли должен существовать перенос тепла в направлении полюсов. Несколько менее из этого тепла переносится океаническими течениями, остальное атмосферой. Различия в нагревании Земли обусловливают ее действия как географической тепловой машины, в которой происходит передача тепла от нагревателя к холодильнику — pppa.ru. В природе этот процесс реализуется в двух формах: во-первых, термодинамические пространственные неоднородности формируют планетарные системы ветров и морских течений; во-вторых, данные планетарные системы сами участвуют в перераспределении тепла и влаги на земном шаре. Таким образом, от экватора в направлении к полюсам потоками воздуха или океаническими течениями переносится тепло, а к экватору переносятся холодные воздушные или водные массы. На рисунке ниже показан перенос теплой поверхностной воды в Атлантическом океане к полюсу. Перенос тепла по направлению к полюсам достигает максимума около широты 40° и становится равным нулю у полюсов.

Перенос тепла в северной части Атлантического океана, °С). Заштрихованы районы, где поверхностные воды теплее, чем в среднем по океану. Цифры обозначают объемные переносы воды (млн. м 3 /с), стрелки — направление течений, жирная линия — Гольфстрим.

Приток солнечной радиации зависит не только от географической широты, но и от времени года.

Суммарная радиация, поступающая на земную поверхность

Примечательно, что в летний период в Арктику поступает тепла даже больше, чем на экватор, однако вследствие высокого альбедо арктических морей льды здесь не тают.

Источник

РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС поверхности океана

Морской энциклопедический справочник. — Л.: Судостроение . Под редакцией академика Н. Н. Исанина . 1986 .

Смотреть что такое «РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС поверхности океана» в других словарях:

Океан (Мировой океан) — Океан, Мировой океан (от греч. Ōkeanós ≈ Океан, великая река, обтекающая Землю). I. Общие сведения ═ О. ≈ непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Составляет большую часть… … Большая советская энциклопедия

Океан — I Океан в древне греческой мифологии один из богов титанов (См. Титаны), обладавший властью над мировым потоком, окружавшим, по представлениям греков, земную твердь; сын Урана и Геи (См. Гея). В борьбе Зевса и др. богов олимпийцев с… … Большая советская энциклопедия

Евразия — (Eurasia) Содержание Содержание Происхождение названия Географические характеристики Крайние точки Евразии Крупнейшие полуострова Евразии Общий обзор природы Границы География История Страны Европы Западная Европа Восточная Европа Северная Европа … Энциклопедия инвестора

Европа — I Европа в древнегреческой мифологии дочь Финикийского царя Агенора, похищенная и увезённая на о. Крит Зевсом, обратившимся в быка. Культ Е. существовал в Финикии и на Крите. Похищение Е. частый сюжет в изобразительном искусстве (у… … Большая советская энциклопедия

СССР. Климат — Крайний С. территории СССР и острова Северного Ледовитого океана относятся к арктическому и субарктическому климатическим поясам, большая часть страны расположена в пределах умеренного пояса, южные районы Крыма, Кавказа и Средней Азии в… … Большая советская энциклопедия

Арктика — (от греч. arktikys северный) северная полярная область земного шара, включающая окраины материков Евразии и Сев. Америки и почти весь Сев. Ледовитый океан (кроме В. и Ю. Норвежского моря) со всеми его островами (кроме прибрежных островов… … Большая советская энциклопедия

Атмосфера — I Атмосфера Земли (от греч. atmos пар и sphaira шар), газовая оболочка, окружающая Землю. А. принято считать ту область вокруг Земли, в которой газовая среда вращается вместе с Землёй как единое целое. Масса А. составляет около 5,15 1015… … Большая советская энциклопедия

Климат — (Climate) Основные типы климата, изменение климата, благоприятный климат, климат в странах мира Показатели климата, климат в Великобритании, климат в Италии, климат в Канаде, климат в Польше, климат в Украине Содержание Содержание Раздел 1.… … Энциклопедия инвестора

Улаганский район Республики Алтай — Улаганский район Улаган аймак Страна Россия Статус Муниципальный район Входит в Республика Алтай Включает 7&#16 … Википедия

Улаганский район — Улаган аймак Страна Россия Статус Муниципальный район Входит в Республика Алтай Включает 7 се … Википедия

Источник

Географическое распределение радиационного баланса

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. По­этому вначале мы кратко рассмотрим географическое распре­деление эффективного излучения.

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по Земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излу­чение земной поверхности; но одновременно растет и встречное излучение вследствие большего влагосодержания воздуха и бо­лее высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эф­фективное излучение около 30 ккал/см 2 в год на суше, как и на море. В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60-й параллелью примерно 40—50 ккал/см 2 в год над океа­нами. На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см 2 в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положи­телен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фа­зовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхно­сти и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в полу­чении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Карта IV. Радиационный баланс земной поверхности, год (в ккал/см 2 год).

Карта V. Радиационный баланс земной поверхности, декабрь (в ккал/см 2 мес).

Карта VI. Радиационный баланс земной поверхности, июнь (в ккал/см 2 мес).

радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фа­зовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхно­сти и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в полу­чении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиа­ционный баланс равен 20—30 ккал/см 2 (карта IV). Отсюда к бо­лее высоким широтам он уменьшается и на материке Антарк­тиды отрицателен: от —5 до —10 ккал/см 2 . К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см 2 , а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см 2 . На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, напри­мер, до 60 ккал/см 2 ) вследствие большого эффективного излуче­ния в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, стало быть, поглощенная ра­диация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.

В декабре (карта V) радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изоли­ния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см 2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см 2 на южном тропике, откуда убывает до 4—5 ккал/см 2 в прибрежных районах Антарктиды.

В июне (карта VI) радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60—65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см 2 . С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см 2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см 2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до 1-2 ккал/см 2 .

В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см 2 , а на юге — до 50 ккал/см 2 .

Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет

Источник

Радиационный баланс над океаном

Радиационный баланс зависит от многих факторов, главные из которых: широта местности, влияющая на суммарную радиацию, характер подстилающей поверхности и увлажнение территории, сказывающееся на альбедо и эффективном излучении. Рассмотрим географическое распределение годовых значений (сумм) радиационного баланса земной поверхности. В целом по земному шару величины годового радиационного баланса в пределах тропических, умеренных и частично полярных широт Северного и Южного полушарий имеют положительные значения. Так как есть существенные различия в поступлении суммарной радиации на океаническую поверхность и поверхность суши в тропических и субтропических зонах (обусловленные неодинаковым распределением облачности), кроме того, океан и суша различаются по отражательной способности, поэтому имеются различия в распределении радиационного баланса над сушей и океаном (рис. 1.3).

Рис. 1.3. Географическое распределение радиационного баланса земной поверхности за год (МДж/м 2 ) (Хромов С.П., Петросянц М.А., 2006)

Годовые суммы радиационного баланса поверхности суши изменяются от значений менее 200 МДж/м 2 в Антарктиде до 3700–4000 МДж/м 2 в тропических широтах. В средних и высоких широтах имеет место зональное распределение радиационного баланса, которое нарушается в областях, где существенно увеличивается облачность под действием циклонической деятельности. В различных географических зонах высоких и умеренных широт годовые суммы радиационного баланса достигают значений (МДж/м 2 ):

Северная и средняя тайга

Смешанные, лиственные леса

и степи умеренных широт

В субтропической, тропической и экваториальной зонах особенности циркуляции атмосферы определяют различный режим влажности и облачности. Поэтому годовые значения в этих зонах составляют 2300–2900 МДж/м 2 . Наименьшие значения радиационного баланса относятся к областям субтропических и тропических пустынь и являются следствием большого альбедо и больших потерь тепла за счет эффективного излучения.

Географическое распределение радиационного баланса на поверхности океанов во многом сходно с распределением суммарной радиации. Наибольшие значения баланса, достигающие 5800 МДж/м 2 в год, приходятся на тропические и субтропические зоны океанов, наименьшие – на границы плавучих льдов, и составляют 600–800 МДж/м 2 в год.

Представляют интерес значения радиационного баланса в летние и зимние месяцы. Над сушей в январе в полярных и умеренных широтах наблюдается отрицательный радиационный баланс, изменяющийся от –40 до –90 МДж/м 2 в месяц. В тропических широтах радиационный баланс положительный и составляет 120–200 МДж/м 2 . Летом радиационный баланс положительный над всем летним полушарием и изменяется примерно от 200 МДж/м 2 за месяц в полярных районах до 350 МДж/м 2 в тропических. В зимние месяцы радиационный баланс океанов изменяется от 350-400 МДж/м 2 месяц в экваториальных районах до небольших отрицательных значений в полярных районах. Зимой радиационный баланс отрицательный в обоих полушариях, уже начиная с широты 40–45°. В летние месяцы максимальные значения радиационного баланса над океанами тропических широт составляют около 600 МДж/м 2 в месяц, а минимальные – в полярных районах, 350–400 МДж/м 2 (Климатология, 1989).

Источник

4 страница. Распределение радиационного баланса имеет сезонные изменения

Рис. 2.2. Радиационный баланс подстилающей поверхности за год (мДж/м 2 )

I. Кпиматообразование 127

Распределение радиационного баланса имеет сезонные изменения. В зимние месяцы радиационный баланс имеет отрицательные значения, начиная с широты 40° обоих по­лушарий. Летом на всем северном полушарии устанавлива­ется положительный радиационный баланс, в южном по­лушарии, начиная с побережья Антарктиды, имеют место отрицательные значения баланса с минимумом в централь­ных районах материка, где, несмотря на большой приток солнечной радиации, имеют место большие потери лучи­стой энергии в результате большого альбедо снежного по­крова и интенсивного эффективного излучения при боль­шой сухости воздуха и безоблачной погоде. В летнем по­лушарии увеличивается разность радиационного баланса между океанами и сушей.

Усвоенная подстилающей поверхностью солнечная ра­диация при положительном радиационном балансе преоб­разуется в тепло, которое расходуется на испарение воды, таяние льда и снега, нагрев подстилающей поверхности, а от нее — прилегающих к ней слоев воздуха (см. гл. I). Коли­чество испарившейся воды за единицу времени зависит от ресурсов воды, скорости ветра, шероховатости подстилаю­щей поверхности, от вертикальной стратификации темпе­ратуры и влажности приземного слоя воздуха.

Затраты тепла на испарение распределяются на поверх­ности земного шара весьма неравномерно (рис. 2.3). На океанах испарение больше, чем на суше, затраты тепла на испарение с поверхности океанов зависят от количества солнечной энергии и характера океанических течений. Теп­лые течения способствуют увеличению расхода тепла на испарение, холодные — уменьшению. Наибольшие значения затрат тепла на испарения приходятся на субтропические районы океанов (до 5000 мДж/м 2 в год), несколько меньшие — в экваториальной зоне океанов (3000-4000 мДж/м 2 в год), что связано с уменьшением притока солнечной радиации под влиянием облачности и высокой влажностью воздуха, препятствующей испарению.

Во внетропических широтах испарение уменьшается от низких широт к высоким, что связано с понижением темпе­ратуры. В южном полушарии в пределах океанов изолинии затрат тепла на испарение близки к направлениям широт­ных кругов.

Рис. 2.3. Географическое распределение затрат тепла на испарение влаги за год (мДж/м 2 )

На материках затраты тепла на испарение определяются не только количеством солнечной энергии, но и запасами влаги. Наибольший годовой расход тепла на испарение на суше наблюдается во влажных тропических лесах (2000-2500 мДж/м 2 в год). Сюда относятся тропические леса бассейна р. Амазонки, Экваториальной Африки, Больших островов Тихого океана.

Наименьшие значения затрат тепла на испарение прихо­дятся на субтропические пустыни (600 МДж/м 2 год), пус­тыни Сахара в Северной Африке, Намиб в Южной Африке, Атакама в Южной Америке (500 мДж/м 2 год), что обуслов­лено отсутствием ресурсов влаги.

Во внетропических широтах затраты тепла на испарение уменьшаются к высоким широтам.

Наибольшие значения отдачи тепла земной поверхно­стью атмосфере наблюдаются в субтропических пустынях до (2500 мДж/м 2 в год) — это пустыня Сахара в Северной Африке, пустыни Австралии и др. (рис. 2.4), где при боль­шом приходе солнечной радиации ничтожно малы затраты тепла на испарение из-за дефицита влаги. При L_nE_n = 0 уравнение теплового баланса приобретает вид В = Р, т.е. вся энергия радиационного баланса затрачивается на нагрев воздуха.

Во влажных тропических лесах, например в бассейне р. Амазонки, Экваториальной Африке, в Юго-Восточной Азии и др., в связи с большими затратами энергии на испа­рение влаги растительностью затраты тепла на нагревание воздуха снижаются до 1000-500 мДж/м 2 в год, поэтому там более низкие температуры воздуха по сравнению с пусты­нями, хотя и находятся они ближе к экватору.

В экваториальных и тропических водах океанов велики затраты тепла на испарение и, как результат, — небольшие затраты тепла на нагрев воздуха (от 200 до 500 мДж/м 2 в год).

Снижение затрат тепла на нагрев воздуха в умеренных и высоких широтах до 200 мДж/м 2 и менее связан с умень­шением притока солнечной радиации и уменьшением радиационного баланса.

Рис. 2.4. Географическое распределение турбулентного потока тепла от подстилающей поверхности в атмосферу за год (мДж/м 2 ) >

В период снеготаяния и таяния льдов в результате за­трат тепла на переход воды из твердой фазы в жидкую под­держиваются сравнительно низ кие температуры воздуха, а также задерживается рост температуры весной до исчезно­вения снега.

3. ПОДСТИЛАЮЩАЯ ПОВЕРХНОСТЬ КАК КЛИМАТООБРАЗУЩИЙ ФАКТОР

Большое влияние на формирование климата оказыва­ет подстилающая поверхность, так как от ее свойств зави­сят физические свойства находящихся над ней воздушных масс. Важнейшее значение имеют поверхность континен­тов и мирового океана, занимающего около 71 % поверхно­сти Земли. Однако воды океанов неоднородны: различные глубины, цвет и прозрачность воды, теплые и холодные течения. Еще большие разнообразия свойств подстилаю­щей поверхности наблюдаются на суше: оголенные, покры­тые растительностью, сухие и увлажненные почвы, наличие снежного и ледяного покрова, равнины и горный рельеф.

При всем многообразии видов подстилающей поверхно­сти на земном шаре вода и суша оказывают наиболее вы­раженные различные влияния на климат. Причина этого находится в различных теплофизических свойствах воды и суши, рассмотренных выше (см. п. 1.4). Прежде всего это относится к таким свойствам, как теплоемкость и тепло­проводность, определяющим термический режим подсти­лающей поверхности и всего деятельного слоя.

Важным климатообразующим свойством водной по­верхности является иная по сравнению с сушей отража­тельная способность. Альбедо водной поверхности может изменяться в широких пределах, в зависимости от высоты Солнца; резко уменьшается с уменьшением высоты Солн­ца. В среднем при одинаковых условиях суточного хода высоты Солнца, альбедо водной поверхности в зависимо­сти от широты на 10-20 % меньше, чем альбедо суши при отсутствии снежного покрова.

С учетом указанных свойств воды Мирового океана при одинаковых условиях поступления солнечной радиации способны поглощать лучистой энергии больше, чем суша. При этом почти вся поглощенная лучистая энергия Солнца расходуется на нагревание водной массы, и лишь ее незна­чительная часть (доли процента) расходуется на нагревание воздуха. Поэтому мировой океан при большой водной мас­се и большой теплоемкости является основным приемни­ком и накопителем солнечной энергии на Земле. Он акку­мулирует до 90 % всей солнечной энергии, поступающей на нашу планету.

Различия в соотношении компонентов радиационного и теплового, балансов суши и океанов оказывают влияние на формирование воздушных масс с определенными погод­ными условиями, с определенными метеорологическими величинами и явлениями.

Поскольку в силу большой тепловой инерции суточный ход температуры поверхности океанических вод не превы­шает 0,1—0,2 С°, то соответственно невелика и суточная амплитуда температуры слоя воздуха над водной поверх­ностью. При этом суточный ход температуры воздуха оп­ределяется не столько теплообменом с поверхностью воды, суточный ход которой слабо выражен, сколько непосредст­венным нагреванием слоя воздуха потоком солнечной ра­диации, что и определяет время наступления минимальной и максимальной температур воздуха в суточном ходе.

Над сушей суточный ход температуры приземного слоя воздуха в основном определяется теплообменом с подсти­лающей поверхностью, имеющей в низких и умеренных широтах четко выраженный суточных ход с амплитудой в летние месяцы до десятков градусов.

Аналогичным образом обстоит дело и с годовым ходом температуры воздуха над водной поверхностью океанов и над сушей.

Суша и океан оказывают различное влияние на режим влажности воздушных масс. Над океанами воздушные мас­сы в основном увлажняются, а над сушей — теряют влагу. Термические различия суши и океана ведут к образованию воздушных циркуляций типа бризов и муссонов.

Влияние суши и океанов сказывается на распределении атмосферного давления. Давления над сушей и океаном имеют противоположный годовой ход. Так, летом над про­гретым континентом устанавливается пониженное давле­ние, а над более холодной океанической поверхностью — повышенное, зимой соответственно распределению темпе­ратуры между сушей и водой будет иметь место обратное распределение давления.

Так как водная поверхность имеет меньшую шерохова­тость по сравнению с сушей, то соответственно над водны­ми просторами наблюдаются и большие скорости ветра.

Таким образом, в результате различных климатообра­зующих свойств воды и суши формируются континенталь­ный и морской (океанический) климаты с определенными свойствами. Континентальный климат наблюдается в рай­онах материков, где преобладают воздушные массы конти­нентального происхождения. К морскому относится климат океанов и больших внутренних морей, а также частей мате­риков, которые находятся под преобладающим влияниям воздушных масс морского происхождения. Сюда относятся западные части материков в умеренных широтах, где под воздействием преобладающих потоков воздуха с запада на восток воздушные массы с океана перемещаются в глубь материка. По мере удаления от побережья воздушная масса теряет свойства морского воздуха и в результате трансфор­мации приобретает свойства континентального воздуха.

Основные различия между морским и континентальным климатами сводятся к следующему.

Для морского климата характерны прохладная весна и теплая осень, для континентального — теплая весна и более прохладная осень. Суточная и годовая амплитуды темпера­туры воздуха в морском климате меньше, чем в континен­тальном. В суточном ходе на суше минимальная температу­ра воздуха наблюдается перед восходом Солнца, на море — после восхода, максимальная температура на суше — в 14-15 ч, на море — в 12 ч 30 мин. В годовом ходе на суше минимальная температура — в январе, максимальная — в июле, на море: минимальная — в феврале-марте, макси­мальная — в августе.

В условиях морского климата больше относительная влажность воздуха и облачность, больше осадков, летом часто наблюдаются адвективные туманы над морем, обра­зующиеся при движении воздуха с теплой суши на более холодное море. На суше преобладают радиационные тума­ны в ночное время.

Для оценки континентальности климата используется индекс континентальности, в котором учитываются годовая амплитуда температуры воздуха А и географическая широ­та (р. Для примера представлены формулы: по Хромову:

На режим метеорологических элементов в приземном слое воздуха над сушей, особенно в теплую половину года, оказывает влияние растительность: усложняет тепло- и вла- гообмен в приземном слое. Значительная часть солнечной радиации поглощается растениями, и к почве проникает лишь небольшая ее часть. Велико испарение травянистой растительностью при достаточной влажности почвы, что приводит к повышенной влажности воздуха среди растений.

Большое влияние на климат оказывают снежный и ледо­вый покровы, при этом они сами является продуктом кли­мата. Снежный покров, обладая низкой теплопроводно­стью, существенно влияет на суточный и годовой ход тем­пературы почвы, резко уменьшая ее колебания и предохра­няя почву от глубокого промерзания.

Снежный покров, обладая большой отражательной спо­собностью солнечных лучей и излучая длинноволновую радиацию как абсолютно черное тело, способствует охлаж­дению воздуха и образованию температурных инверсий. При адвекции воздуха с положительной температурой на снежный покров весной часто образуются температурные инверсии (снежные или весенние инверсии). В весеннее время таяние снега требует больших затрат тепла, что за­держивает нагревание почвы, воздуха и наступление весны.

Ледяной покров, подобно снежному, имеет большое альбедо. Поглощенное льдом тепло расходуется нашего плавление, вследствие чего температура на поверхности льда не может быть выше точки плавления. В летний пери­од ледяной покров сильно понижает температуру воздуха.

Лед, по сравнению со снегом, имеет более высокую теп­лопроводность, поэтому водоемы, покрытые льдом, могут повышать температуру воздуха.

Особенно большое влияние на климат оказывают лед­ники, занимающие огромные площади, например, ледники Гренландии и Антарктиды.

Продуктом климата являются многолетнемерзлые грун­ты, которые также оказывают влияние на климат.

Зимой, когда температура почвы становится отрицатель­ной, содержащаяся в почве вода замерзает, и почва стано­вится твердой. Глубина промерзания зависит от климатиче­ских условий, от теплопроводности почвы, ее влажности, от характера растительного покрова, высоты снежного покрова.

Слой почвы, промерзший зимой, весной оттаивает. В высоких и умеренных широтах встречаются области, где слои почвы остаются мерзлыми в течение многих лет, т.е не оттаивают летом.

Многолетнемерзлые грунты занимают огромные про­странства. Только в России их площадь составляет более 3 000 000 км 2 . Толщина этих слоев от 1-2 до сотен метров (в Якутии).

4. ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ

Общая циркуляция атмосферы. Общей циркуляци­ей атмосферы называют систему крупномасштабных воз­душных течений, по размерам соизмеримых с большими частями материков и океанов. Общая циркуляция атмосфе­ры является важным климатообразующим фактором: толь­ко она обеспечивает обмен воздушными массами между низкими и высокими широтами, между континентами и океанами, перенос влаги с океанов на материки.

Главная причина возникновения воздушных течений — не­равномерное распределение атмосферного давления, которое, в свою очередь, обусловлено неравномерным распределением по поверхности Земли тепла, получаемого от Солнца. При этом большое значение имеет распределение суши и океанов.

Воздушные течения, преобладающие в различных час­тях земного шара, не являются изолированными, а входят в систему общей циркуляции атмосферы. В реальных усло­виях распределение свойств подстилающей поверхности и связанное с этим неравномерное распределение атмосфер­ного давления на земном шаре и воздушных потоков, обра­зующих общую циркуляции атмосферы, представляют сложную картину. Для понимания сущности этого явления уместно сначала ограничиться рассмотрением однородной подстилающей поверхности всего земного шара. При таком допущении темпера­тура воздуха и связанное с ней давление будут изме­няться только в меридиа- нальном направлении, а вдоль параллелей будут одинаковы, т.е. иметь пояс­ной (зональный) характер, при котором области высо­кого и низкого давления в каждом полушарии череду­ются. Такая упрощенная схе­ма представлена на рис. 2.5.

На полюсах обоих полушарий располагаются области высокого давления, на широте 65° с. и ю. ш. — субполярные пояса низкого давления; на широте 35° — субтропические пояса высокого давления, на экваторе — пояс низкого дав­ления (экваториальная депрессия). При этом градиенты давления имеют строго меридиональное направление от областей высокого давления в сторону низкого давления.

Соответственно поясному распределению давления, под действием градиентной силы, силы Кориолиса, а в слое трения также силы трения воздуха о подстилающую по­верхность, возникает система воздушных течений, опоя­
сывающих земной шар. При этом следует иметь в виду, что под влиянием силы Кориолиса ветер отклоняется относи­тельно градиента давления на угол а (в северном полуша­рии — вправо, а в южном полушарии — влево). В результате образуется поясное распределение ветров. В слое трения в северном полушарии от полюса до 65° с. ш. ветры имеют северо-восточное направление, а в южном полушарии в соответствующем поясе — юго-восточное; в поясе от 65 до 35° северного полушария имеют место юго-западные вет­ры, а в южном полушарии аналогичного пояса — северо- западные; в северном полушарии от 35° до экватора — ветры северо-восточного направления, а в южном полушарии — юго-восточные.

Эти ветры в тропической зоне, сходящиеся на экваторе, называются пассатами.

Выше слоя трения в нижней и средней тропосфере на­правление ветров приближается к геострофическому, т.е. ста­новится квазигеострофическим, имеющим направление, близ­кое к направлению изобар (в данной случае — параллелей). Отсюда зональность воздушных потоков на этих высотах.

В северном и южном полушариях от полюсов до 65° пре­обладают ветры с востока на запад (зона восточного перено­са); в поясе 65-35° обоих полушарий ветры имеют направле­ние с запада на восток (зона западного переноса); в тропиче­ском поясе образуется зона восточного переноса (рис. 2.6, а).

В верхней тропосфере выше 4—5 км и нижней страто­сфере до 12-14 км (указанные высоты относятся к умерен­ным широтам) согласно распределению температуры в этом слое воздуха градиенты давления имеют меридиа- нальное направление от низких широт к полюсам. Соответ­ственно образуется планетарный циклонический вихрь с западным переносом, охватывающий оба полушария, за исключением сравнительно узкой полосы вблизи экватора с преобладающим восточным переносом (рис. 2.6, б). Этот восточный перенос связан с разностью давления между субтропическими поясами высокого давления и низким эк­ваториальным давлением, влияние которых распространя­ется до рассматриваемых высот. При этом субтропические пояса высокого давления на указанных высотах смещаются в сторону экватора.

Рис. 2.6. Схема зонального распределения давления и переноса воздуха:

а — выше слоя трения; б — в верхней тропосфере и нижней стратосфере; в — выше 20 км северным летом. Справа от кайсдого рисунка стрелками показано направление барических градиентов в меридиональном направлении

В связи с сезонными Изменениями температуры в стра­тосфере на высотах более 20 км меняется и направление градиента давления между полюсами на обратное. Гради­ент давления имеет направление от полюса летнего полу­шария к полюсу зимнего полушария. Соответственно этому над летним полушарием устанавливается полярный анти­циклон с восточным переносом, охватывающий все летнее полушарие. В зимнем полушарии образуется полярный ци­клон с охватом всего зимнего полушария с западным пере­носом. Это явление называется стратосферным обраще­нием ветра (рис. 2.6, в) и оказывает влияние на сезонное распределение давления над полушариями. Средняя вели­чина давления над каждым полушарием понижается от зимнего полугодия к летнему, происходит сезонный обмен воздуха между полушариями. За год из северного полуша­рия в южное и обратно переносится 10 13 т воздуха, что со­ставляет 1/500 всей массы атмосферы.

В действительности рассмотренная упрощенная схема зональных воздушных течений усложняется неравномерно­стью свойств подстилающей поверхности планеты Земля, влиянием суши, вод океанов и морей. Особенно сильно эти влияния сказываются в приземном слое атмосферы.

Циклоны и антициклоны существенно нарушают зо­нальность общей циркуляции, создавая движения воздуха, направленные в северном полушарии в циклоне против ча­совой стрелки, в антициклоне — по часовой стрелке. На западной периферии циклонов и на восточной периферии антициклонов развиваются холодные воздушные течения, направленные из высоких широт в низкие, а на восточной периферии циклонов и на западе антициклонов — теплые течения, направленные из низких широт в высокие. Так осуществляется обмен воздушными массами в меридиа- нальном направлении. В циклонах образуются фронты, по поверхности которых теплый воздух поднимается, а холод­ный, подтекая под теплый, опускается. Так осуществляется обмен теплым и холодным воздухом по вертикали.

В реальности широтные зоны давления сохраняются, но они образованы не в виде сплошных поясов, охватываю­щих земной шар, а представлены в виде отдельных боль­ших циклонов (минимумы давления) и антициклонов (мак­симумы давления), называемых центрами действия атмо­сферы. Эти области низкого и высокого давления обнару­живаются статистически при сопоставлении ежедневных синоптических карт за многолетний период.

Различают постоянные (перманентные) центры дейст­вия атмосферы и временные (сезонные). На рис. 2.7 и 2.8 представлены карты распределения атмосферного давлении в январе и июле, на которых центры действия атмосферы очерчены замкнутыми изобарами.

Из рассмотрения карт можно установить, что в эквато­риальной зоне находится пояс пониженного давления (эк­ваториальная депрессия), который располагается не на гео­графическом экваторе, а несколько смещен в сторону лет­него полушария, соответственно смещению полосы наи­большего нагревания (термического экватора). К северу и к Югу от экваториальной зоны, на широтах 30-35°, распола­гаются субтропические пояса высокого давления, образуе­мые в северном полушарии: в Атлантическом океане — азорским максимумом (в районе Азорских островов), в Ти­хом океане — гавайским максимумом (в районе Гавайских островов). Северные их части заходят в умеренную зону. Так, отрог азорского антициклона летом распространяется далеко на восток, достигая юга европейской части России.

В южном полушарии, на широтах 30-35°, субтропи­ческий пояс высокого давления образуется южно­тихоокеанским, южно-индийским и южно-атлантическим максимумами. Из сопоставления карт за январь и июль вид­но, что антициклоны, расположенные над океанами, усиливаются летом и несколько ослабляются зимой

Во внетропических широтах на материках, которые зи­мой охлаждаются сильнее, чем океаны, образуются области высокого давления.

Особенно высокое давление в январе отмечается в Азии с центром над Монголией (азиатский или сибирский анти­циклон). Его влияние в виде отрогов распространяется да­леко на север Сибири и на запад, иногда за Урал. Известен также канадский зимний антициклон. Летом из-за сильного прогревания материков там образуются области понижен­ного давления.

Рис. 2.8. Карта распределения среднего давления и ветров в июле

На широтах 60-65° обоих полушарий находятся субпо­лярные пояса пониженного давления. В северном полуша­рии этот пояс представлен исландским минимумом на се­вере Атлантического океана (в районе Исландии) и алеут­ским минимумом на севере Тихого океана (в районе Алеут­ских островов). Оба циклона сильно проявляются зимой. В это время влияние исландского циклона распространяется далеко на восток — до северных районов Сибири. Летом исландский циклон ослабевает, а алеутский на июльской карте даже не обнаруживается.

В южном полушарии субполярный пояс низкого давления состоит из циклонов, окаймляющих побережье Антарктиды.

В районах северного и южного полюсов располагаются области повышенного давления. Особенно мощный анти­циклон образуется во внутренней Антарктиде.

В соответствии с распределением атмосферного давле­ния у земной поверхности возникает система воздушных течений. При определении направлений этих течений сле­дует иметь в виду, что при поясном распределен™ давле­ния горизонтальные градиенты и давления имеют меридиа- нальное направление, а под действием силы Кориолиса в северном полушарии ветер отклоняется вправо, в южном полушарии — влево от градиента давления.

Распределение ветров на земной поверхности показано на рис. 2.7 и 2.8. В полярных районах градиенты давления направлены от полюсов к субполярным поясам низкого давления. Образующиеся при этом воздушные потоки имеют направление с востока на запад.

В умеренных широтах обоих полушарий циркуляция воздуха происходит под влиянием субтропических поясов высокого давления и субполярных ноясов низкого давле­ния. При этом воздушные потоки получают направление с запада на восток (зона западного переноса воздуха), а у земной поверхности (под влиянием силы трения), в север­ном полушарии — юго-западное, в южном — северо- западное. В этой зоне постоянно возникают крупномас­штабные атмосферные возмущения — циклоны и антици­клоны. Обычно они перемещаются в направлении общего переноса и способствуют интенсивному межширотному обмену воздушных масс.

Особенно сильными ветрами с большой повторяемо­стью отличается зона западного переноса южного полуша­рия. Часто эти ветры достигают сильного шторма (отсюда название «ревущие сороковые»). Причина таких ветров — большие градиенты температуры и давления между океа­ном и Антарктидой и небольшая сила трения на поверхно­сти океана.

В тропических широтах на экваториальной периферии субтропических антициклонов образуются пассаты. Это постоянные в течение года ветры со скоростью 5-6 м/с, имеющие северо-восточное направление в северном полу­шарии, и юго-восточное — в южном. Наиболее четко пасса­ты выражены в Атлантическом и Тихом океанах. Над вос­точными побережьями материков зона пассатов прерывает­ся. В области пассатов господствует ясная сухая погода.

В полосе экватора* являющейся зоной сходимости (кон­вергенции) пассатов, находится пояс пониженного давления (экваториальная депрессия). Здесь наблюдаются слабые вет­ры переменных направлений или даже отсутствие ветра — штиль. Эта зона характеризуется мощной конвективной об­лачностью, обильными осадками и частыми грозами,

В некоторых районах Земли создаются условия для об­разования муссонов (от арабского «маусим» — время года) — устойчивые воздушные течения, дважды в год меняющие свое направление на противоположное или близкое к про­тивоположному (летний и зимний муссоны). Различают тропические и внетропические муссоны.

Тропические муссоны возникают в результате сезонного смещения экваториальной депрессии и субтропических поясов высокого давления в более высокие широты летнего полушария и, следовательно, проникновения пассатов из зимнего полушария в летнее. Смещение же поясов давле­ний происходит из-за того, что летнее полушарие в целом сильнее прогревается солнечными лучами, чем зимнее.

Тропические муссоны хорошо выражены в Южной ц Юго-Восточной Азии. В зимнее время из-за охлаждения на материке Азии создается область высокого давления, над Индийским же океаном располагается область относительно пониженного давления. Эго вызывает поток воздуха с азиат­ского материка в виде континентального муссона, имеющего северо-восточное направление. Этот воздух зимой проникает далеко на юг и заходит в южное полушарие. Таким образом, зимний северо-восточный муссон в Южной Азии представ­ляет собой северо-восточный пассат. Летом же над Азией устанавливается пониженное давление и туда проникает юго-западный океанический муссон, являющийся продол­жением пассата южного полушария, вовлеченного в сферу низкого давления над Южной Азией.

На возникновение и развитие муссонов оказывает влия­ние не только взаимодействие материков и океанов, но и процессы общей циркуляции атмосферы.

Тропические муссоны создают особый тип погоды. При летнем муссоне, дующем с океана, устанавливается пас­мурная, с большим количеством осадков погода, при зим­нем муссоне — ясная сухая.

Источник