Атмосфера и климаты земли

1. Газовый состав атмосферы

Атмосфера — газовая оболочка Земли. В настоящее время атмосфера состоит из следующих компонентов:

Азот — 78, 08%,.

Кислород — 20, 94%,.

Аргон — 0, 93%,.

Углекислый газ — 0, 03%,.

Прочие газы — 0, 02%.

Всего: 100%.

Газовый состав атмосферы формировался параллельно с развитием Земли в специфических условиях: гравитационное поле, магнитное поле, вращение планеты, обеспечивающее благоприятный тепловой режим.

Из теллурических процессов формирования атмосферы необходимо отметить выделение газов из коры и мантии, улетучивание их в космическое пространство, реагирование с водой гидросферы и минералами литосферы, расщепление молекул газа солнечной радиацией и, главное на современном этапе, биохимические реакции поглощения и выделения газов организмами.

В начале геологической истории Земля создала вторичную углекислую атмосферу. Образование углекислой атмосферы произошло во многом благодаря магнитосфере. Углекислый газ (CO2) выделялся из недр Земли при интенсивном тогда вулканизме и орогенезе. В древней атмосфере и зародилась жизнь. С прогрессивным развитием живого вещества развивалась и атмосфера. Когда атмосфера достигла стадии зеленых растений и они, начиная с девона, вышли на сушу, начался один из наиболее важных природных процессов — фотосинтез и сформировалась современная кислородная атмосфера. Процесс фотосинтеза схематически можно выразить в следующем виде:

CO2 + 4 H2O = CH2O + 3H2O + O2.

В фотосинтезе участвуют СО2 и вода. Из четырех частей воды возвращаются в окружающую среду три части, или 75%, а одна часть (25%), разлагается растениями и изымается из влагооборота. При этом всегда выделяется свободный кислород. Главным источником свободного кислорода в географической оболочке служит вода. Роль свободного кислорода в природе исключительно велика. Кислород необходим для второго (после фотосинтеза), жизненного процесса — дыхания. За счет кислорода живые организмы получают энергию, необходимую для выполнения многих биологических функций. Кислород входит в состав белков, жиров и углеводов, из которых состоят организмы.

Атмосфера содержит около 1015 т кислорода. Столько же кислорода проходит через живое вещество. Животные поглощают кислород и выделяют углекислый газ, а растения вновь разлагают СО2, возмещая убыль кислорода. Два этих процесса — фотосинтез и дыхание — поддерживают газовый режим атмосферы. Нарушение газового режима атмосферы чревато многими экологическими опасностями.

Кислород в атмосфере представлен также озоном (О3), который образуется при расщеплении молекулы кислорода О2 ультрафиолетовыми лучами и электрическими зарядами:

О2 = О + О, О2 + О = О3.

Озон — неустойчивый газ и сильный окислитель. У земной поверхности его количество ничтожно. Однако оно увеличивается после грозы. Главная же масса озона сосредоточена на высотах от 10 до 60 км с максимальной концентрацией в пределах 22−25 км, где он создает озоновый экран. Но и там количество озона невелико: при плотности воздуха, свойственной приземной атмосфере, озон образовал бы слой всего в 2,5−5,2 мм (в зависимости от географической широты и времени года). Роль же озона в географической оболочке чрезвычайно велика. Поглощая крайнюю ультрафиолетовую радиацию, он предохраняет живые организмы от ее губительного воздействия.

Азот (N) — один из самых распространенных элементов в земной атмосфере. Причем, в отличие от кислорода, главная его масса находится в свободном состоянии — 4×1015 т. Первичным источником кислорода на Земле мог бы быть аммиак:

4 NH3 + 3O2 = 2N2 + 6H2O.

Азот принадлежит к числу важнейших биогенных элементов. Он входит в состав белков и нуклеиновых кислот. Круговорот азота в географической оболочке осуществляется главным образом микроорганизмами — азотфиксирующими, нитрофицирующими и денитрофицирующими бактериями.

Азот в атмосфере играет также роль разбавителя кислорода, регулируя темп окисления и, следовательно, скорость и напряженность биологических процессов.

Углекислый газ (СО2) поступает в атмосферу из вулканов, в результате горения, а также как продукт дыхания животных и разложения органических соединений. Фотосинтез растений и дыхание животных поддерживают относительное равновесие в атмосфере кислорода и углекислого газа. Однако в крупных промышленных центрах содержание СО2 существенно увеличивается.

Углекислый газ играет в географической оболочке очень важную роль. Он идет на образование живого вещества. Углекислота атмосферы палеозоя законсервирована в каменноугольных отложениях карбона. Вместе с водяным паром СО2 создает так называемый «оранжерейный эффект»: пропускает к земной поверхности световую радиацию и задерживает, подобно стеклам оранжереи, длинноволновое тепловое излучение. Увеличение количества углекислого газа может привести к потеплению климата, к таянию материковых и горных ледников и повышению уровня Мирового океана.

Обязательной составной частью воздуха нижней атмосферы является вода. Вода в атмосфере находится в газовой фазе (в виде пара), в жидкой фазе (в виде капель облаков и дождя) и в твердой фазе (в виде кристаллов снега и града).

Почти вся атмосферная влага (около 90%) сосредоточена в нижнем 5-километровом слое тропосферы.

Нижние, более всего загрязненные, слои воздуха содержат минеральную пыль, продукты горения, вулканическую пыль, семена, споры и пыльцу растений, а также мельчайшие частицы морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды прибоем. Соль и некоторые другие взвешенные частицы, например продукты горения, играют роль ядер конденсации водяного пара в воздухе.

В верхнюю атмосферу проникает космическая пыль, в т. ч. и образующаяся при сгорании метеоритов. Подсчитано, что за год на Землю падает около 1 000 т космической пыли.

Частицы, взвешенные в воздухе, называются атмосферными аэрозолями. В связи с хозяйственной деятельностью человека количество аэрозолей постоянно возрастает и, следовательно, увеличивается мутность атмосферы.

Постоянный газовый состав удерживается в атмосфере до высоты 90−100 км. Эта часть атмосферы называется гомосферой (от греч. гомо — одинаковый). Выше 90−100 км происходит диссоциация (расщепление) молекул газа на атомы ультрафиолетовой и корпускулярной радиацией Солнца. Слой атмосферы, расположенный выше 100 км, называется гетеросферой (от греч. гетеро — разный).

2. Строение атмосферы

Воздушная оболочка Земли (атмосфера) находится под совместным и противоречивым воздействием с одной стороны Земли, а с другой, — Солнца. Этим обстоятельством, а также свойствами газов, слагающих атмосферу, объясняется ее современное строение.

Атмосфера состоит из следующих концентрических слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и экзосфера. В географическую оболочку входят только тропосфера и нижняя часть стратосферы.

Нижней границей атмосферы условно считается поверхность суши и океанов, хотя и почвенный и растворенный в воде воздух взаимодействует с атмосферой.

Так как газ сжимаем, то в направлении вверх плотность воздуха постепенно уменьшается, и верхняя весьма разреженная атмосфера без четкой границы переходит в межпланетное пространство.

Тропосфера во всех отношениях — это произведение земной поверхности, нагреваемой Солнцем. Высота тропосферы определяется интенсивностью вертикальной конвекции — восходящих и нисходящих токов воздуха (отсюда и название тропосферы — от греч. тропос — поворот), вызванных нагреванием Земли. В экваториальных широтах конвекционные токи поднимаются до высоты 17 км, в умеренных — до 11 км, а в полярных — до 8 км. На этих высотах находится верхняя граница тропосферы. Средняя мощность тропосферы составляет примерно 11 км.

Мощность тропосферы изменяется не только с широтой, но и в зависимости от температуры воздуха при смене погод, с чем, собственно, связана интенсивность конвекции.

В тропосфере сконцентрировано примерно 80% всей массы воздуха, причем половина его сосредоточена в нижнем 5-километровом слое. Если у земной поверхности давление воздуха 1 013 мб, то близ верхней границы тропосферы оно составляет около 280 мб, т. е. уменьшается в четыре раза. Такую малую плотность воздуха могут переносить только микроорганизмы.

Географически чрезвычайно важным является тепловой режим тропосферы. Солнечные лучи проходят через нее, не нагревая воздуха. Источником тепла служит земная поверхность, нагретая Солнцем. Это, с одной стороны, создает конвекционные токи, а с другой — вызывает падение температуры с высотой за счет адиабатического охлаждения поднимающегося воздуха. Уменьшаясь в среднем на 60С на каждый километр, температура вверху тропосферы снижается над экватором до — 700 С, а над северным полюсом до — 450 и ниже.

Влияние земной поверхности простирается до 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосредственно Солнцем и действует особая термодинамическая система, независимая от земной поверхности. Таким образом, принадлежность 20-километрового слоя к географической оболочке определяется как распространением живых организмов, так и тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха и, следовательно, географическая зональность размывается.

Над тропосферой располагается тропопауза, представляющая собой тонкий переходный слой мощность около одного километра. Над тропопаузой находится стратосфера (от греч. стратос — слой).

Стратосфера начинается на тех высотах (8 км над полюсами и 16−18 км над экватором), за которые не распространяются конвекционные токи, хотя обмен воздухом между тропосферой и стратосферой происходит. В стратосфере содержится менее 20% воздуха атмосферы.

Падение температур в стратосфере прекращается. В нижней стратосфере (примерно до 20 км) температура остается постоянной (около — 600 -700С). Выше, до 55 км, температура повышается до нескольких градусов выше нуля. Воздух на этой высоте нагревается непосредственно солнечными лучами. Озон поглощает солнечную радиацию, причем на ультрафиолетовом, наиболее энергичном участке спектра.

В пределах стратосферы, как ранее упоминалось, находится озоновый слой. Озоновый экран, который устанавливает предел распространению живых организмов и тепловому влиянию земной поверхности, является верхней границей биосферы и географической оболочки в целом. Стратосферу иногда справедливо называют озоносферой. В стратосфере происходит интенсивная вертикальная и горизонтальная циркуляция воздуха, вызванная неоднородным распределением в ней тепла.

Над нагретым слоем верхней атмосферы, после стратопаузы, т. е. выше 55 км, лежит мезосфера, простирающаяся до высоты 80 км. В ней температура вновь падает до — 90 0С.

На высотах от 80 до 90 км находится мезопауза с постоянной температурой — около 1800 С.

Над мезопаузой расположена термосфера, простирающаяся до 800 — 1 000 км. Температура в термосфере устойчиво повышается: на высоте 150 км до 2200 С, а на уровне 600 км до 1 5000 С.

В термосфере под действием интенсивной ультрафиолетовой радиации постоянно нарушается строение молекул и атомов газов. От электронных оболочек отрываются некоторые электроны. В пространстве находятся и целые атомы и атомы, потерявшие электроны, и отдельные электроны. Такое состояние вещества называется сверхгазовым, или плазмой. Процесс расщепления атомов и образования заряженных электронов называется ионизацией. Поэтому термосферу называют еще и ионосферой. Максимум ионизации приурочен к высотам 300−400 км.

По отношению в биосфере термосфера (ионосфера) выполняет защитную роль. Поглощая рентгеновское излучение, термосфера защищает жизнь от вредного воздействия солнечной короны.

Выше 1 000 км начинается внешняя атмосфера, или экзосфера, простирающаяся до 2 000 — 3 000 км. В экзосфере скорость движения газов приближается к критической — 11,2 км/час. В этих условиях газы рассеиваются в межпланетное пространство. Особенно интенсивно в межпланетное пространство ускользают атомы водорода. Этот газ, очевидно, и господствует в экзосфере.

Водород, преодолевающий земное притяжение, образует около Земли корону, простирающуюся до высоты примерно 20 000 км.

Тропосферу и нижнюю стратосферу называют нижней атмосферой, а все более высокие слои — верхней атмосферой. На высотах 20−30 км иногда можно видеть перламутровые облака, образованные, вероятно, слоем космической пыли. В верхней мезосфере и в мезопаузе (на высоте около 80 км) изредка в сумерки видны серебристые облака. Природа их еще не изучена, но полагают, что они состоят из редко расположенных ледяных кристаллов. В слое ионизации образуется полярное сияние. Этот же слой, отражая радиоволны, обеспечивает дальнюю радиосвязь на Земле.

3. Понятие о солнечной радиации

Солнечная радиация (солнечное излучение) — это вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечная радиация состоит из следующих двух основных частей: во-первых, тепловой и световой радиации, представляющей собой совокупность электромагнитных волн; во-вторых, корпускулярной радиации.

На Солнце тепловая энергия ядерных реакций переходит в лучистую энергию. При падении солнечных лучей на земную поверхность лучистая энергия снова превращается в тепловую энергию. Солнечная радиация, таким образом, несет свет и тепло.

Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная. Солнечная радиация — это важнейший источник тепла для географической оболочки. Вторым источником тепла для географической оболочки является тепло, идущее от внутренних сфер и слоев нашей планеты.

В связи с тем, что в географической оболочке один вид энергии (лучистая энергия) эквивалентно переходит в другой вид (тепловая энергия), то лучистую энергию солнечной радиации можно выражать в единицах тепловой энергии — джоулях (Дж).

Интенсивность солнечной радиации необходимо измерять в первую очередь за пределами атмосферы, т. к. при прохождении через воздушную сферу она преобразуется и ослабевает. Интенсивность солнечной радиации выражается солнечной постоянной.

Солнечная постоянная — это поток солнечной энергии за 1 минуту на площадь сечением в 1 см², перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы. Солнечная постоянная может быть также определена как количество тепла, которое получает в 1 минуту на верхней границе атмосферы 1 см² черной поверхности, перпендикулярной солнечным лучам.

Солнечная постоянная равна 1, 98 кал / (см2 х мин), или 1, 352 кВт/ м2 х мин.

Поскольку верхняя атмосфера поглощает значительную часть радиации, то важно знать величину ее на верхней границе географической оболочки, т. е. в нижней стратосфере. Солнечная радиация на верхней границе географической оболочки выражается условной солнечной постоянной. Величина условной солнечной постоянной равна 1, 90 — 1, 92 кал / (см2 х мин), или 1,32 — 1, 34 кВт / (м2 х мин).

Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Она изменяется в связи с изменением расстояния от Солнца до Земли в процессе движения Земли по орбите. Как бы ни были малы эти колебания, они всегда сказываются на погоде и климате.

В среднем каждый квадратный километр тропосферы получает в год 10,8×1015 Дж. (2,6×1015 кал). Такое количество тепла может быть получено при сжигании 400 000 т каменного угля. Вся Земля за год получает такое количество тепла, которое определяется величиной 5, 74×10 24 Дж. (1, 37×10 24 кал).

Распределение солнечной радиации «на верхней границе атмосферы» или при абсолютно прозрачной атмосфере. Знание распределения солнечной радиации до ее вступления в атмосферу, или так называемого солярного (солнечного) климата, важно для определения роли и доли участия самой воздушной оболочки Земли (атмосферы) в распределении тепла по земной поверхности и в формировании ее теплового режима.

Количество солнечного тепла и света, поступающее на единицу площади, определяется, во-первых, углом падения лучей, зависящим от высоты Солнца над горизонтом, во-вторых, продолжительностью дня.

Распределение радиации у верхней границы географической оболочки, обусловленное только астрономическими факторами, более равномерно, чем ее реальное распределение у земной поверхности.

При условии отсутствия атмосферы годовая сумма радиации в экваториальных широтах составляла бы 13 480 МДж/см2 (322 ккал/см2), а на полюсах 5 560 МДж/м2 (133 ккал/см2). В полярные широты Солнце посылает тепла немного меньше половины (около 42%) того количества, которое поступает на экватор.

Казалось бы, солнечное облучение Земли симметрично относительно плоскости экватора. Но это происходит только два раза в год, в дни весеннего и осеннего равноденствия. Наклон оси вращения и годовое движение Земли обусловливают ассиметричное ее облучение Солнцем. В январскую часть года больше тепла получает южное полушарие, в июльскую — северное. Именно в этом заключается главная причина сезонной ритмики в географической оболочке.

Разница между экватором и полюсом летнего полушария невелика: на экватор поступает 6 740 МДж/м2 (161 ккал/см2), а на полюс около 5 560 МДж/м2 (133 ккал/см2 в полугодие). Зато полярные страны зимнего полушария в это же время вовсе лишены солнечного тепла и света.

В день солнцестояния полюс получает тепла даже больше, чем экватор — 46,0 МДж/м2 (1,1 ккал/см2) и 33.9 МДж/м2 (0,81 ккал/см2).

В целом солярный климат на полюсах в годовом выводе в 2,4 раза холоднее, чем на экваторе. Однако надо иметь в виду, что зимой полюсы вообще не нагреваются Солнцем.

Реальный климат всех широт во многом обязан земным факторам. Важнейшими из этих факторов являются: во-первых, ослабление радиации в атмосфере, во-вторых, разная интенсивность усвоения солнечной радиации земной поверхностью в различных географических условиях.

Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу. Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Максимальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна около 1,05 — 1, 19 кВт/м2 (1,5 — 1,7 кал/см2 х мин. В средних широтах напряжение полуденной радиации обычно составляет около 0,70 — 0,98 кВт /м2 х мин (1,0 — 1,4 кал/см2 х мин). В горах эта величина существенно увеличивается.

Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеянную радиацию. На земную поверхность рассеянная радиация поступает уже не от солнечного диска, а от всего небосвода и создает повсеместную дневную освещенность. От нее в солнечные дни светло и там, куда не проникают прямые лучи, например под пологом леса. Наряду с прямой радиацией рассеянная радиация также служит источником тепла и света.

Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем интенсивнее прямая. Относительное значение рассеянной радиации возрастает с уменьшением роли прямой: в средних широтах летом она составляет 41%, а зимой 73% общего прихода радиации. Удельный вес рассеянной радиации в общей величине суммарной радиации зависит и от высоты Солнца. В высоких широтах на рассеянную радиацию приходится около 30%, а в полярных — примерно 70% от всей радиации.

В целом же на рассеянную радиацию приходится около 25% всего потока солнечных лучей, приходящих на нашу планету.

На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и рассеянная радиация. В совокупности прямая и рассеянная радиация образуют суммарную радиацию, которая определяет тепловой режим тропосферы.

Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее ослабляет. Величина ослабления зависит от коэффициента прозрачности, показывающего, какая доля радиации доходит до земной поверхности. Если бы тропосфера состояла только из газов, то коэффициент прозрачности был бы равен 0,9, т. е. она пропускала бы около 90% идущей к Земле радиации. Однако в воздухе всегда присутствуют аэрозоли, снижающие коэффициент прозрачности до 0,7 — 0,8. Прозрачность атмосферы изменяется вместе с изменением погоды.

Так как плотность воздуха падает с высотой, то слой газа, пронизываемого лучами, не следует выражать в км толщины атмосферы. В качестве единицы измерения принята оптическая масса, равная мощности слоя воздуха при вертикальном падении лучей.

Ослабление радиации в тропосфере легко наблюдать в течение суток. Когда Солнце находится около горизонта, то его лучи пронизывают несколько оптических масс. Их интенсивность при этом так ослабевает, что на Солнце можно смотреть незащищенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптических масс, которые проходят его лучи, что приводит к увеличению радиации.

Степень ослабления солнечной радиации в атмосфере выражается формулой Ламберта:

Ii = I0 pm.

Где Ii — радиация, достигшая земной поверхности,.

I0 — солнечная постоянная,.

p — коэффициент прозрачности,.

m — число оптических масс.

Солнечная радиация у земной поверхности. Количество лучистой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зависит, прежде всего, от угла падения солнечных лучей. На одинаковые площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации.

Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облачностью. Большая облачность экваториальных и умеренных широт и малая облачность тропических широт вносят значительные коррективы в зональное распределение лучистой энергии Солнца.

Распределение солнечного тепла по земной поверхности изображается на картах суммарной солнечной радиации. Как показывают эти карты, наибольшее количество солнечного тепла — от 7 530 до 9 200 МДж/м2 (180−220 ккал/см2) получают тропические широты. Экваториальные широты из-за большой облачности получают тепла несколько меньше: 4 185 — 5 860 МДж/м2 (100−140 ккал/см2).

От тропических широт к умеренным радиация уменьшается. На островах Арктики она составляет не более 2 510 МДж/м2 (60 ккал/см2) в год. Распределение радиации по земной поверхности имеет зонально-региональный характер. Каждая зона распадается на отдельные районы (регионы), несколько отличающиеся друг от друга.

Сезонные колебания суммарной радиации.

В экваториальных и тропических широтах высота Солнца и угол падения солнечных лучей по месяцам изменяются незначительно. Суммарная радиация во все месяцы характеризуется большими величинами, сезонная смена тепловых условий или отсутствует, или весьма незначительна. В экваториальном поясе слабо намечаются два максимума, соответствующие зенитальному положению Солнца.

В умеренном поясе в годовом ходе радиации резко выражен летний максимум, в котором месячная величина суммарной радиации не меньше тропической. Число теплых месяцев уменьшается с широтой.

В полярных поясах радиационный режим резко изменяется. Здесь в зависимости от широты от нескольких суток до нескольких месяцев прекращается не только нагревание, но и освещение. Летом же освещение здесь непрерывно, что существенно повышает сумму месячной радиации.

Усвоение радиации земной поверхностью. Альбедо. Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается почвой и водоемами и переходит в тепло. На океанах и морях суммарная радиация расходуется на испарение. Часть суммарной радиации отражается в атмосферу (отраженная радиация).

Cоотношение усвоенной и отраженной радиации зависит, во-первых, от характера суши, во-вторых, от угла падения солнечных лучей на земную поверхность. В связи с тем, что поглощенную энергию измерить практически невозможно, то определяют величину отраженной радиации.

Отражательная способность наземных и водных поверхностей называется их альбедо. Альбедо исчисляется в процентах отраженной радиации от упавшей на данную поверхность. Альбедо, наряду с углом падения лучей и количеством оптических масс атмосферы, ими проходимых, является одним из важнейших планетарных факторов образования климатов.

На суше альбедо определяется цветом природных поверхностей. Всю радиацию способно усвоить абсолютно черное тело. Зеркальная поверхность отражает 100% лучей и поэтому не способна нагреваться. Из реальных поверхностей наибольшим альбедо обладает чистый снег.

Климатообразующее значение отражательной способности различных поверхностей исключительно велико. В ледовых зонах высоких широт солнечная радиация, уже ослабленная при прохождении большого числа оптических масс атмосферы и упавшая на поверхность под острым углом, отражается вечными снегами.

Альбедо водной поверхности для прямой радиации зависит от угла падения солнечных лучей. Вертикальные лучи проникают в воду глубоко, и она усваивает их тепло. Наклонные лучи от воды отражаются, как от зеркала, и ее не нагревают. Альбедо водной поверхности при высоте Солнца 900 равно 2%, при высоте Солнца 200 — 78%. Для рассеянной радиации альбедо несколько меньше. В связи с тем, что 2/3 площади земного шара занято океаном, то усвоение солнечной энергии водной поверхностью выступает как важнейший климатообразующий фактор.

Океаны в субтропических широтах усваивают лишь малую долю того тепла Солнца, которое до них доходит. Тропические моря, наоборот, поглощают почти всю солнечную энергию. Альбедо водной поверхности, равно как и снежный покров полярных стран, существенно углубляют зональную дифференциацию климатов.

В умеренном поясе отражательная способность земной поверхности усиливает разницу между сезонами года. В сентябре-марте Солнце стоит на одинаковой высоте над горизонтом. Однако март холоднее сентября, т. к. солнечные лучи почти полностью отражаются от снежного покрова. Появление осенью сначала желтых листьев, а затем инея и временного снега увеличивает альбедо и снижает температуру воздуха. Устойчивый снежный покров, вызванный низкой температурой, ускоряет выхолаживание и дальнейшее снижение зимних температур.

Теплоизлучение земной поверхности и атмосферы. Все участки географической оболочки — поверхности морей и океанов, почва, лесные массивы, снежники и ледники, нагретые солнечной радиацией выше абсолютного нуля, обладают собственным излучением. Теплоизлучение земной поверхности представляет собой длинноволновую радиацию. При температуре выше 150С (средняя температура воздуха в северном полушарии на высоте 2 м от земной поверхности составляет 15,20С) теплоизлучение равно 0,42 кВт/м2 х мин (0,6 кал/см2 х мин). Холодные тела излучают тепла меньше, а теплые тела излучают больше.

Земное излучение нагревает воздух. Нагретая атмосфера сама отдает тепло, одна часть которого идет вверх и теряется в межпланетном пространстве, вторая часть устремляется вниз к Земле, навстречу земному излучению и называется встречным излучением. При средней величине собственного излучения земной поверхности 0,42 кВт/м2 х мин (0,6 кал/см2 х мин) встречное излучение в среднем равно 0,2 кал/ см2 х мин.

Разница между собственным излучением тепла и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли или воды к атмосфере. В отдельных случаях может наблюдаться поток тепла и от атмосферы к Земле; например, при поступлении морского теплого воздуха на холодную поверхность зимой. В целом встречное излучение показывает роль атмосферы в тепловом режиме географической оболочки.

Молекулы газов воздуха практически свободно пропускают коротковолновые солнечные лучи. На земной поверхности лучистая энергия превращается в длинноволновую тепловую. Водяной пар, углекислый газ, капельки воды и другие взвеси поглощают длинноволновые тепловые лучи, усиливая встречное излучение. В ясные ночи встречное излучение составляет 70% от прямого, а в пасмурные достигает 100%. Свойство атмосферы пропускать солнечные лучи к Земле и задерживать тепловое излучение называется оранжерейным, или тепловым эффектом.

Величина эффективного излучения зависит от следующих факторов:

• 1. Температура почвы или воды. Чем температура почвы или воды выше, тем больше тепла они теряют излучением. В жаркий летний день и земля, и вода много отдают своего тепла воздуху, что приводит к повышению его температуры. Теплый воздух дает большой встречный поток. Возрастает и общий уровень эффективного излучения. Ночью, например, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед рассветом излучение становится незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.
• 2. Влажность воздуха. Водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.
• 3. Туманы и облака. Капли воды туманов и облаков действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.
• 4. Близость или удаленность крупных водоемов. Водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снижают эффективное излучение. Поэтому наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур, свойственны сухим внутриматериковым странам — Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.
• 5. Абсолютная высота местности. В горах, например, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.
• 6. Растительность. Мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях встречное излучение резко увеличивается.
• 7. Характер почво-грунтов. Мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и более интенсивно излучают тепло; каменистые почвы (и особенно пески пустынь!) скорее его теряют и быстро остывают.

Радиационный бюджет земной поверхности. Сложный и противоречивый процесс прихода и расхода солнечного радиационного тепла поверхностью земного шара выражается радиационным бюджетом (балансом) — результатом двух противоположных по направленности процессов: прихода и расхода тепла.

В приходную часть бюджета входят прямая радиация (Q), рассеянная радиация (В) и встречное излучение (А). Расход (Е) состоит из отраженной радиации © и излучения земной поверхности (И):

R = Q + D + E — C — И Если включить в эту схему эффективное излучение (I), то формула примет следующий вид:

R = Q + D — I — C.

Есть и другие формулы выражения радиационного баланса:

R = Q (1-a) — I.

Где Q — суммарная радиация, а — альбедо.

Радиационный баланс может быть положительным, когда приход тепла больше расхода, нулевым, когда они уравновешиваются, и отрицательным, когда потеря тепла (расход) больше прихода.

Суточный ход радиационного баланса. С восходом Солнца начинается приход радиационного тепла, и земная поверхность постепенно нагревается и повышается расход тепла. Максимальный приход радиации бывает в полдень, а максимальный расход на 1−2 часа позднее, поскольку до этого времени почва еще не нагрелась. После 13−14 часов приход и расход тепла снижаются вслед за движением Солнца к закату. Ночью прихода тепла нет, но расход его продолжается. Нагретая за день земная поверхность отдает тепло сначала в большом количестве, а затем все в меньшем и меньшем количестве.

Описанному радиационному режиму соответствует и ход температуры. Самая низкая температура наблюдается перед восходом Солнца, а самая высокая через 1−2 часа после полудня.

Годовой ход радиационного режима и температуры воздуха в принципе соответствует суточному ходу радиационного баланса и температуры. Самая незначительная радиация поступает в декабре, а самая низкая температура наблюдается в январе (годовое утро). Максимум радиации приходится на июль, а максимум температуры — на июль (годовой полдень).

Распределение радиационного баланса по поверхности земного шара. Распределение радиационного баланса по поверхности земного шара или отдельно взятой территории показывается на картах радиационного баланса. Эти карты составляются для года и для каждого месяца.

Анализ мировой карты радиационного баланса позволяет сделать следующие выводы:

• 1. Для всей Земли, кроме полярных ледовых зон, баланс тепла положительный. Однако это вовсе не означает, что радиационное тепло накапливается и климат из года в год становится теплее. Избыток тепла расходуется на нагревание и движение воздуха, на испарение воды, на различные биологические процессы. Для Земли в целом характерно лучистое и тепловое равновесие: приход тепла от Солнца уравновешивается его излучением в космос. Но между этими крайними звеньями — приходом тепла из Космоса и расходом в Космос — солнечное тепло производит в географической оболочке большую работу. Благодаря этому временно «задержанному теплу», осуществляется многие географические и биологические процессы на Земле.
• 2. Для ледовых зон Арктики и Антарктики характерны: во-первых, ничтожные значения всех компонентов радиационного баланса, во-вторых, отрицательный или близкий к нулю радиационный баланс.
• 3. Наибольший приход тепла (около 120 ккал/см2 в год) присущ тропическим морям, особенно Аравийскому морю (около 140 ккал/см2 в год). В тропических пустынях, где высокое альбедо песков, остаток радиационного баланса вдвое меньше. В экваториальной зоне материков в связи со значительной облачностью радиационный баланс составляет около 70 ккал/см2.
• 4. В целом радиационный баланс по земному шару распределяется зонально-регионально. Отчетливо выступают экваториальный, тропические, умеренные и полярные пояса. Каждый из этих поясов распадается на регионы, и в первую очередь на океанские и материковые, а эти последние распадаются на более дробные единицы. На океанах прослеживается влияние теплых и холодных течений, на материках — горных стран.

Сезонные колебания радиационного баланса. Сезонные колебания радиационного режима Земли в целом соответствуют изменениям облучения северного и южного полушарий при годовом обращении Земли вокруг Солнца.

В экваториальном поясе сезонных колебаний солнечного тепла нет: и в декабре, и в июле радиационный баланс равен 6−8 ккал/см2 на суше и 10−12 ккал/см2 на море в месяц.

В тропических поясах уже достаточно отчетливо выражены сезонные колебания. В Северном полушарии — в Северной Африке, Южной Азии и Центральной Америке — в декабре радиационный баланс равен 2−4 ккал/см2, а в июне 6−8 ккал/см2 в месяц. Такая же картина наблюдается и в Южном полушарии: радиационный баланс выше в декабре (лето), ниже в июне (зима).

Во всем умеренном поясе в декабре к северу от субтропиков (нулевая линия баланса проходит через Францию, Среднюю Азию и остров Хоккайдо) баланс отрицательный. В июне даже близ полярного круга радиационный баланс равен 8 ккал/см2 в месяц. Наибольшая амплитуда радиационного баланса свойственна материковому Северному полушарию.

4. Термобарическое поле Земли

Понятие о термобарическом поле Земли. Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. В результате этих сложных динамических процессов сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента — температура и давление — настолько взаимосвязаны, что в географии принято говорить о едином термобарическом поле Земли.

Тепловой баланс земной поверхности и системы Земля-тропосфера. Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмосферой и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен и на перераспределение тепла между сушей и океаном.

Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океанов и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается примерно 100−120 ккал/см2 в год, а в акваториях с теплыми течениями до 140 ккал/см2 в год, что соответствует испарению слоя воды мощностью в 2 м. В экваториальном поясе на испарение затрачивается значительно меньше энергии, т. е. примерно 60 ккал/см2 в год; это равносильно испарению однометрового слоя воды.

На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах затраты тепла на испарение в океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97% всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен около 20% солнечной радиации.

Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.

Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты — примерно 100−140 ккал/см2 в год. Это объясняется поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, а также поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: менее 10 ккал/см2 в год в материковых пустынях и около 20 ккал/см2 в год над океанами. Решающую роль в тепловом и динамическом режиме атмосферы играет вода.

Радиационное тепло поступает в атмосферу также через турбулентный теплообмен воздуха. Воздух — плохой проводник тепла, поэтому молекулярная теплопроводность может обеспечить нагрев только незначительного (единицы метров) нижнего слоя атмосферы. Тропосфера нагревается путем турбулентного, струйного, вихревого перемешивания. Воздух нижнего, прилегающего к земле слоя, нагревается, струями поднимается вверх, а на его место опускается верхний (холодный) воздух, который тоже нагревается. Таким образом тепло быстро передается от почвы воздуху, от одного слоя к другому.

Турбулентный поток тепла больше над материками и меньше над океанами. Максимального значения он достигает в тропических пустынях, до 60 ккал/см2 в год, в экваториальной и субтропических зонах снижается до 30−20 ккал/см2, а в умеренных — 20−10 ккал/см2 в год. На большей площади океанов вода отдает атмосфере около 5 ккал/см2 в год. И только в субполярных широтах воздух от Гольфстрима и Куросиво получает тепла до 20−30 ккал/см2 в год.

В отличие от скрытой теплоты парообразования, турбулентный поток атмосферой удерживается слабо. Над пустынями он передается вверх и рассеивается. Поэтому пустынные зоны выступают как области охлаждения атмосферы.

Тепловой режим континентов в связи с их географическим положением различен. Затраты тепла на испарение на северных материках определяется их положением в умеренном поясе, а в Африке и Австралии — аридностью их значительных площадей. На всех океанах огромная доля тепла затрачивается на испарение. Часть этого тепла переносится на материки и утепляет климат высоких широт.

Анализ теплообмена между поверхностью материков и океанов позволяет сделать следующие выводы:

• 1. В экваториальных широтах обоих полушарий атмосфера получает от нагретых океанов тепла до 40 ккал/см2 в год.
• 2. От материковых тропических пустынь тепла в атмосферу практически не поступает.
• 3. Линия нулевого баланса проходит по субтропикам, близ 400 широты.
• 4. В умеренных широтах расход тепла излучением больше поглощенной радиации; это значит, что климатическая температура воздуха умеренных широт определяется не солнечным, а адвективным (принесенным из низких широт) теплом.
• 5. Радиационный баланс Земля-атмосфера диссиметричен относительно плоскости экватора: в полярных широтах северного полушария он достигает 60, а в соответствующих южных — только 20 ккал/см2 в год; тепло переносится в северное полушарие интенсивнее, чем в южное, приблизительно в 3 раза. Балансом системы Земля-атмосфера определяется температура воздуха.

Нагревание и охлаждение атмосферы в процессе взаимодействия системы «океан-атмосфера-материки». Поглощение солнечных лучей воздухом дает не более 0,10С тепла нижнему километровому слою тропосферы. Непосредственно от Солнца атмосфера получает не более 1/3 тепла, а 2/3 она усваивает от земной поверхности и, прежде всего, от гидросферы, которая передает ей тепло через водяной пар, испарившийся с поверхности водной оболочки.

Солнечные лучи, прошедшие через газовую оболочку планеты, в большинстве мест земной поверхности встречают воду: на океанах, в водоемах и болотах суши, во влажной почве и в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется прежде всего на испарение. Количество тепла, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется скрытой теплотой парообразования. При конденсации пара теплота парообразования поступает в воздух и нагревает его.

Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. При одинаковом количестве тепла вода нагревается вдвое слабее, чем почвы. При охлаждении соотношение обратное. Если на теплую океанскую поверхность проникает холодная воздушная масса, то тепло проникает в слой до 5 км. Прогревание тропосферы обязано скрытой теплоте парообразования.

Турбулентное перемешивание воздуха (беспорядочное, неравномерное, хаотическое) создает конвекционные токи, интенсивность и направление которых зависят от характера местности и общепланетарной циркуляции воздушных масс.

Понятие об адиабатическом процессе. Важнейшая роль в тепловом режиме атмосферы принадлежит адиабатическому процессу. Адиабатическое нагревание и охлаждение воздуха происходит в одной массе, без обмена теплом с другими средами.

При опускании из верхних или средних слоев тропосферы или же по склонам гор воздух из разряженных слоев поступает в более плотные слои, молекулы газа сближаются, их соударения усиливаются и кинетическая энергия движения молекул переходит в тепловую. Воздух нагревается, не получая тепло ни от других воздушных масс, ни от земной поверхности. Адиабатическое нагревание происходит, например, в тропическом поясе, над пустынями и над океанами в этих же широтах. Адиабатическое нагревание воздуха сопровождается его иссушением, что является главной причиной образования обширных пустынь в тропическом поясе.

В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается. Из плотной нижней атмосферы он поднимается в разряженную среднюю и верхнюю тропосферу. При этом плотность его уменьшается, молекулы одна от другой удаляются, сталкиваются реже, тепловая энергия, полученная воздухом от нагретой поверхности, переходит в кинетическую, тратится на механическую работу и на расширение газа. Таков механизм адиабатического охлаждения воздуха при поднятии.

Сухой воздух адиабатически охлаждается на 10С на 100 м подъема. Это — сухой адиабатический процесс. Однако природный воздух содержит водяной пар, при конденсации которого выделяется тепло. Поэтому фактически температура падает на 0,60С на 100 м (или на 60С на 1 км высоты). Это — влажный адиабатический процесс.

При опускании и сухой и влажный воздух нагреваются одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит и скрытая теплота парообразования не выделяется.

Наиболее отчетливо типичные черты теплового режима суши проявляются в пустынях: большая доля солнечной радиации отражается от светлой их поверхности, тепло не расходуется на испарение, а идет на нагревание сухих горных пород. От них днем воздух нагревается до весьма высоких температур. В сухом воздухе тепло не задерживается и беспрепятственно излучается в верхнюю атмосферу и межпланетное пространство. Пустыни для атмосферы в планетарном масштабе служат огромными окнами охлаждения.

Инверсия температуры. В самом общем смысле инверсия — это нарушение привычного хода вещей или порядка. Инверсия температуры — это повышение температуры воздуха с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения.

Плавное убывание температур с высотой следует считать только общим свойством тропосферы. Очень часто наблюдается такая стратификация воздуха, при которой в направлении вверх температура или не понижается, или даже повышается. Возрастание температуры с высотой над земной поверхностью называется его инверсией.

В зависимости от мощности слоя воздуха, в котором наблюдается повышение температуры, различают а) инверсии приземные, захватывающие несколько метров, и б) инверсии свободной атмосферы, простирающиеся до трех километров.

Приращение температуры (или величина инверсии) может достигать 100С и более. При этом атмосфера оказывается как бы расслоенной: одна масса воздуха от другой массы отделяется слоем инверсии.

По происхождению приземные инверсии разделяются на 1) радиационные, 2) адвективные, 3) орографические и 4) снежные.

Радиационные инверсии возникают летом при тихой и безоблачной погоде. После захода Солнца поверхность, а от нее и нижние слои воздуха охлаждаются, а лежащие выше еще сохраняют дневной запас тепла. Мощность таких инверсий колеблется от 10 до 300 м в зависимости от погоды. Радиационные инверсии бывают над ледяными поверхностями в любое время года при потере ими тепла лучеиспусканием.

Орографические инверсии формируются в пересеченной местности при безветренной погоде, когда холодный воздух стекает вниз, а на холмах и склонах гор удерживается более теплый воздух.

Адвективные инверсии бывают при движении теплого воздуха в холодную местность. Причем нижние слои воздуха охлаждаются от соприкосновения с холодной поверхностью, а верхние на время остаются теплыми.

Снежные (весенние) инверсии наблюдаются ранней весной над снежными поверхностями. Они вызываются затратой воздухом большого количества тепла на таяние снега.

В свободной атмосфере наиболее распространены антициклональные инверсии сжатия и циклонические фронтальные инверсии.

Антициклональные инверсии сжатия образуются в антициклонах зимой и наблюдаются на высоте 1−2 км. Температура опускающегося воздуха в средней тропосфере повышается, но близ земной поверхности, где начинается горизонтальное растекание воздуха, она повышается. Это явление наблюдается на огромных территориях Арктики, Антарктики, Восточной Сибири и т. д.

Циклонические фронтальные инверсии образуются в циклонах вследствие натекания теплого воздуха на холодный.

Показатели теплового режима воздуха. Основными показателями температуры воздуха являются:

• 1. Средняя температура суток.
• 2. Среднесуточная температура по месяцам.
• 3. Средняя температура каждого месяца.
• 4. Средняя многолетняя температура месяца.

Все средние многолетние данные выводятся за длительный период (не менее 35 лет). Чаще всего пользуются данными января и июля. Самые высокие многолетние месячные температуры наблюдаются в Сахаре (до + 36,50 С) и в Долине Смерти (до +390 С). Самые низкие температуры фиксируются на станции Восток в Антарктиде (до — 700 С).

• 5. Средняя температура каждого года.
• 6. Средняя многолетняя температура года.

Самая высокая среднегодовая температура зафиксирована на метеостанции Даллол в Эфиопии и составила +34,4 0С. На юге Сахары многие пункты имеют среднегодовую температуру +29−300 С. Самая низкая среднегодовая температура зарегистрирована на плато Стейшн и составила — 56,60 С.

7. Абсолютные минимумы и максимумы температуры за любой срок наблюдений — сутки, месяц, год, ряд лет.

Абсолютный минимум для всей земной поверхности был отмечен на станции Восток в Антарктиде в августе 1960 г. и составил — 88,30 С, для северного полушария — в Оймяконе в феврале 1933 г. (-67,70С).

Абсолютный максимум для всей Земли зафиксирован в сентябре 1922 г. в Эль-Азии в Ливии (+57,80 С). Второй рекорд жары +56,70С был зарегистрирован в Долине Смерти. На третьем месте по данному показателю находится пустыня Тар (+53 0С).

В море самая высокая температура воды +35,60С отмечена в Персидском заливе. Озерная вода больше всего нагревается в Каспийском море (до +37,20С).

Распределение тепла по земной поверхности. Если бы тепловой режим географической оболочки определялся только распределением солнечной радиации без переноса ее атмосферой и гидросферой, то на экваторе температура воздуха была бы +390С, а на полюсе -440С. Уже на широте 500 с.ш. и ю.ш. начиналась бы зона вечного мороза. Однако действительная температура на экваторе составляет около +260С, а на северном полюсе только -200С.

До широт 300 солярные температуры выше фактических, т. е. в этой части земного шара образуется избыток солнечного тепла. В средних, а тем более в полярных широтах, фактические температуры выше солярных, т. е. эти пояса Земли получают дополнительное тепло. Оно поступает из низких широт с океаническими (водными) и тропосферными воздушными массами в процессе их планетарной циркуляции.

Таким образом, распределение солнечного тепла, как и его усвоение, происходит не в одной системе — атмосфере, а в системе более высокого структурного уровня — атмосфере и гидросфере.

Анализ распределения тепла в гидросфере и атмосфере позволяет сделать следующие обобщающие выводы:

• 1. Южное полушарие холоднее северного, т. к. туда меньше поступает адвективного тепла из жаркого пояса.
• 2. Солнечное тепло расходуется главным образом над океанами на испарение. Вместе с паром оно перераспределяется как между зонами, так и внутри каждой зоны, между материками и океанами.
• 3. Из тропических широт тепло с пассатной циркуляцией и тропическими течениями поступает в экваториальные. Тропики теряют до 60 ккал/см2 в год, а на экваторе приход тепла от конденсации составляет 100 и более кал/см2 в год.
• 4. Северный умеренный пояс от теплых океанских течений, идущих из экваториальных широт (Гольфстрим, Куровиво), получает на океанах до 20 и более ккал/см2 в год.
• 5. Западным переносом с океанов тепло переносится на материки, где умеренный климат формируется не до широты 500, а намного севернее полярного круга.
• 6. В южном полушарии тропическое тепло получают только Аргентина и Чили; в Южном океане циркулируют холодные воды Антарктического течения.

В январе огромная область положительных температурных аномалий формируется в Северной Атлантике. Эта область простирается от тропика до 850 с.ш. и от Гренландии до линии Ямал-Черное море. Максимального превышения фактические температуры над среднеширотными достигают в Норвежском море (до 260С). Благодаря тропическому теплу, Британские острова и Норвегия теплее на 160С, Франция и Балтийское море — на 120С.

В Восточной Сибири в январе образуется столь же большая и ярко выраженная область отрицательных температурных аномалий с центром в Северо-Восточной Сибири. Здесь аномалия достигает -24 0С.

В северной части Тихого океана также находится область положительных аномалий (до 130С), а в Канаде — отрицательных (до -150С).

Распределение тепла по земной поверхности на географических картах изображается при помощи изотерм. Существуют карты изотерм года и каждого месяца. Эти карты достаточно объективно иллюстрируют тепловой режим той или иной местности.

Тепло на земной поверхности распределено зонально-регионально:

• 1. Средняя многолетняя самая высокая температура (+270С) наблюдается не на экваторе, а на 100 с.ш. Эта наиболее теплая параллель называется термическим экватором.
• 2. В июле термический экватор смещается на северный тропик. Средняя температура на этой параллели равна +28,20С, а в самых жарких районах (Сахара, Калифорния, Тар) она достигает +360С.
• 3. В январе термический экватор сдвигается в южное полушарие, но не так значительно, как в июле в северное. Самой теплой параллелью (+26,70С) в среднем оказывается 50 ю.ш. Однако самые жаркие районы находятся еще южнее, т. е. на материках Африки и Австралии (+300С и +320С).
• 4. Температурный градиент направлен к полюсам, т. е. температура к полюсам понижается; причем в южном полушарии более существенно, чем в Северном. Разница между экватором и Северным полюсом составляет летом 270С, зимой 670С, а между экватором и Южным полюсом летом 400 С, зимой 740 С.
• 5. Падение температуры от экватора к полюсам неравномерное. В тропических широтах оно происходит очень медленно: на 10 широты летом 0,06 — 0,090С, зимой — 0,2 — 0,30С. Вся тропическая зона в температурном отношении оказывается весьма однородной.
• 6. В северном умеренном поясе ход январских изотерм очень сложен. Анализ изотерм выявляет следующие закономерности:
  • — в Атлантическом и Тихом океанах значительна адвекция тепла, связанная с циркуляцией атмосферы и гидросферы;
  • — примыкающая к океанам суша — Западная Европа и Северо-Западная Америка — имеют высокую температуру (на побережье Норвегии 00С);
  • — огромный массив суши Азии сильно выхоложен, на нем замкнутые изотермы очерчивают очень холодную область в Восточной Сибири, до — 480 С.
  • — изотермы в Евразии идут не с Запада на Восток, а с северо-запада на юго-восток, показывая, что температуры падают в направлении от океана вглубь материка; через Новосибирск проходит та же изотерма, что и по Новой Земле (-180С). На Аральском море также холодно, как и на Шпицбергене (-140С). Подобная картина, но несколько в ослабленном виде, наблюдается и в Северной Америке;
• 7. Июльские изотермы идут достаточно прямолинейно, т. к. температура на суше определяется солнечной инсоляцией, а перенос тепла по океану (Гольфстрим) летом на температуру суши заметно не влияет, ибо она нагрета Солнцем. В тропических широтах заметно влияние холодных океанских течений, идущих вдоль западных берегов материков (Калифорнийское, Перуанское, Канарское и др.), которые охлаждают прилегающую к ним сушу и вызывают отклонение изотерм в сторону экватора.
• 8. В распределении тепла по земному шару отчетливо выражены следующие две закономерности: 1) зональность, обязанная фигуре Земли; 2) секторность, обусловленная особенностями усвоения солнечного тепла океанами и материками.
• 9. Средняя температура воздуха на уровне 2 м для всей Земли составляет около +140С, январская +120С, июльская +160С. Южное полушарие в годовом выводе холоднее северного. Средняя температура воздуха в северном полушарии составляет +15,20С, в южном — +13,30 С. Средняя температура воздуха для всей Земли примерно совпадает с температурой, наблюдающейся около 400 с.ш. (+140 С).

Тепловые пояса. Основная закономерность в распределении тепла по земной поверхности — зональность — позволяет выделить тепловые (температурные) пояса. Тепловые пояса не совпадают с поясами освещения, образующимися по астрономическим законам, т.к. тепловой режим зависит не только от освещения, но и от ряда других факторов.

По обе стороны от экватора, приблизительно до 300 с.ш. и ю.ш., находится жаркий пояс, ограниченный годовой изотермой +200С.

В средних широтах находятся умеренные температурные пояса. Они ограничены изотермами +100С самого теплого месяца. С этими изотермами совпадает граница распространения древесных растений (наименьшие средние температуры, при которых вызревают семена деревьев составляют +100С; при меньшей месячной сумме температур леса не возобновляются).

В субполярных широтах простираются холодные пояса, полярными границами которых являются изотермы 00С самого теплого месяца. Они в общих чертах совпадают с зонами тундр.

Вокруг полюсов находятся пояса вечного мороза, в которых температура любого месяца ниже 00 С. Здесь лежат вечные снега и льды.

Жаркий пояс, несмотря на свою большую площадь, в тепловом отношении довольно однороден. Средняя температура года изменяется от +260С на экваторе до +200С на тропических пределах. Годовые и суточные амплитуды незначительны. Сравнительно однородны в термическом отношении холодные пояса и пояса вечного мороза в силу небольших пределов. Умеренные пояса, охватывающие широты от субтропических до субполярных, термически весьма неоднородны. Здесь годовая температура на одних широтах достигает +200С, а на других даже температура самого теплого месяца не превышает +100С. Выявляется хорошо выраженная дифференциация умеренных поясов. Северный умеренный пояс в связи с его континентальностью (материковостью) дифференцируется и в долготном направлении: в годовом ходе температур здесь ясно сказываются приморское и внутриматериковое положение.

В умеренных поясах в самом первом приближении выделяются 1) субтропические широты, термический режим которых обеспечивает произрастание субтропической растительности, 2) умеренно-теплые широты, где тепло обеспечивает существование широколиственных лесов и степей, 3) бореальные широты с суммой тепла, достаточной только для распространения хвойных лесов и мелколиственных деревьев.

При общем сходстве температурных поясов обоих полушарий ясно выступает тепловая диссиметрия Земли относительно экватора. Термический экватор смещен к северу относительно географического экватора. Северное полушарие теплее южного. В южном полушарии ход температуры океанический, в северном — материковый. Арктика теплее Антарктики.

Морской и континентальный ход температуры. Секторные различия теплового режима нижней тропосферы проявляются в степени океаничности или континентальности климата. Наиболее ярко эта черта климата проявляется в годовой амплитуде температур, т. е. в разнице между наиболее теплым и холодным месяцами.

Величина годовой амплитуды определяется следующими тремя факторами:

• 1)широтными различиями в интенсивности солнечной радиации в зимнюю и летнюю части года;
• 2)соотношением площадей материка и океана в данном широтном поясе;
• 3)затратами тепла на испарение, зависящими от влажности климата.

Наибольшие годовые амплитуды от 23 до 320С свойственны среднему поясу наибольшей площади континентов, в котором различное нагревание и охлаждение материков и океанов, образование положительных и отрицательных температурных аномалий обусловливает различный ход температуры на океане и в глубине континентов.

Рассмотрим ход годовой амплитуды температур в условиях морского, переходного и континентального климатов умеренного пояса.

В качестве границы между морским и континентальным климатами средних широт можно принять годовую амплитуду 250С. Если годовая амплитуда меньше 250С, то климат морской, если больше, то материковый. Между морским и материковым типами климата находится широкая меридиональная полоса переходного климата с разницей температур крайних месяцев около 230С. Она проходит через Карелию, Беларусь, Западную Украину.

Годовая амплитуда температур в континентальных климатах нарастает за счет зимних холодов: в приморских странах зима теплая, в материковых морозная. Летние месяцы внутри материков жаркие, а на берегах океанов теплые. Однако летом эта разница не так значительна, как зимой.

Отличительной чертой морского климата является смещение самого теплого времени года с июля на август, а самого холодного — с января на февраль.

Различие между морским и материковым климатами заключается и в продолжительности переходных периодов: весна и осень в морских странах продолжительные — до двух месяцев, а в континентальных — до двух недель.

Показателями континентальности или океаничности климата служит и суточная амплитуда температур. Внутри материков днем жарко, ночью холодно, на берегах морей днем тепло, ночью умеренно прохладно.

Годовая амплитуда температур на всей Земле равна в среднем 100 С: в северном полушарии она составляет 13,80С, а в южном — 6,20 С.

Наибольшая на Земле годовая амплитуда зафиксирована в Восточной Сибири. Абсолютный максимум и минимум в Верхоянске, например, составляют +340С и — 680С; в Оймяконе +310 и -710С. Следовательно, амплитуда абсолютных температур составляет 1020 С, что является мировым рекордом.

Численные показатели континентальности климата. Современные данные о роли испарения и скрытой теплоты парообразования в нагревании атмосферы дают основания по-новому подойти к характеристике морского и континентального климата. Физическая сущность континентальности заключается в том, что территория с таким климатом получает мало тепла от фазового перехода пара в воду, а с морским — много. Соответственно, в сухом воздухе велико летнее и дневное нагревание турбулентным теплообменом, а зимой и ночью весьма значительно излучение.

Основной показатель континентальности климата может быть выведен из формулы теплового баланса. Есть основания утверждать, что индекс континентальности обратно пропорционален затрате тепла на испарение.

На океанах на испарение затрачивается в среднем 100 ккал/см2 в год. Это можно принять за 100% океаничности или за 0% континентальности климата. В Восточной Сибири, Центральной Австралии и Сахаре на испарение расходуется только 10 ккал/см2 в год. Континентальность такого климата можно выразить так: 100 ккал на океанах минус 10 ккал на данной территории равно 90 (100 ккал — 10 ккал = 90 ккал). Это число принимается за 90% континентальности. Климата с континентальностью 100% на Земле нет. Такой показатель означал бы, что территория находится вне влияния океана и выпала из планетарного влагооборота.

В Амазонии на испарение расходуется 80 ккал/см2 в год, или континентальность этого региона составляет примерно 20%. У побережья Западной Европы соответственно 60 ккал/см2 в год (континентальность 40%). В Западной Европе, Северной Америке, на Дальнем Востоке, в Индокитае, в Центральной Америке и Центральной Африке — 40 ккал/см2 в год (континентальность 60%).

В тропическом поясе континентальность выражается также в отрицательном водном балансе, в большой суточной амплитуде температур и сопутствующих этому явлениях.