© Владимир Каланов,
сайт "Знания-сила".

28. Погода и климат как результат взаимодействия океана и атмосферы.

Динамика атмосферы и гидросферы в совокупности с воздействием космических факторов определяют такие важные характеристики географической оболочки, как погода и климат. Под географической оболочкой понимается целостная и непрерывная оболочка Земли, включающая нижнюю часть атмосферы, верхнюю часть литосферы, всю гидросферу и всю биосферу.

Физическое состояние атмосферы характеризуется величинами, которые называются метеорологическими элементами, – это температура, влажность, давление воздуха, скорость и направление ветра, сила трения воздуха о земную поверхность, осадки, дальность видимости, оптические и электрические явления, а также солнечная радиация, интенсивность которой меняется в течение года и суток.

Под погодой понимают физическое состояние нижнего слоя атмосферы (тропосферы) в том или ином месте в данный момент времени. Погода – это непрерывный процесс взаимодействия сложного комплекса метеорологических элементов, постоянно меняющих свои характеристики. Состояние погодных условий определяется воздушными массами и фронтами. Воздушная масса – это огромный движущийся объём воздуха с определёнными физическими свойствами: температурой, плотностью, влажностью, прозрачностью. Границы раздела разнородных воздушных масс называются климатическими фронтами.

В зависимости от того, где сформировалась та или иная воздушная масса и как долго она находилась над определённой подстилающей поверхностью, зависят от свойства. Ясно, что одни свойства получит воздух, подстилаемый арктическими или антарктическими льдами, и совсем другие – находящийся над тропиками.

Существует следующая классификация воздушных масс, основанная на географических особенностях их формирования:

1. Арктический (антарктический) воздух, образовавшийся над Полярными кругами, в Арктическом и Антарктическом бассейнах, над Антарктидой и над прилежащими к Арктике частями материков.
2. Умеренный воздух, формирующийся в умеренных широтах.
3. Тропический воздух, образующийся в тропических и субтропических широтах. Этот воздух формируется иногда в летнее время над континентами в южных районах умеренных широт.
4. Экваториальный воздух – воздух экваториальной зоны, иногда переходящий из одного полушария в другое.

В зонах фронтов метеорологические элементы меняются резко, скачками. Когда надвигается холодный воздух и клином подтекает под отступающий и вытесняемый вверх тёплый воздух, фронт называется холодным. Если надвигается тёплый воздух и постепенно натекает на отступающий холодный, значит подошёл тёплый фронт.

Метеорологи различают три главных фронта:

– арктический (между арктическим и умеренным воздухом);
– фронт умеренных широт (между умеренным и тропическим воздухом);
– тропический фронт (между тропическим и экваториальным воздухом).

Климатические фронты часто определяют состояние погоды на длительное время в каждом сезоне года. Такое же активное влияние на погоду оказывают зарождение, развитие и перемещение циклонов и антициклонов. Именно циклоны и антициклоны определяют изменения погоды в умеренных широтах. Циклон чаще всего сопровождается сильным ветром с дождём или снегом. Антициклон приносит ясную, маловетреную погоду. Бури, вызываемые глубокими циклонами, иногда обрушиваются на морское побережье, принося страшные разрушения. На море они поднимают огромные волны, в которых нередко тонут корабли.

Циклоны, зарождающиеся в тропиках, обычно несут в себе колоссальную энергию. В бассейне Тихого океана сильные бури, вызванные тропическим циклоном, называют тайфунами (по-китайски «тай-фу» означает «большой ветер»). В настоящее время действует достаточно надёжная система предупреждения о зарождении и движении ураганов и тайфунов, порождаемых тропическими циклонами. Эта система располагает самой современной техникой. И несмотря на это, мы время от времени получаем сообщения из стран, расположенных на пути тропических циклонов, о катастрофических последствиях, вызванных действием этой стихии на суше и на море.

Состояние атмосферы, а значит, и погоды в значительной мере определяется свойствами воды, а также зависимостью её содержания в атмосфере от температуры: чем выше температура воздуха, тем больше в нём может содержаться водяного пара. Важнейшей особенностью воды является её необычайно высокая теплоёмкость и медленная теплоотдача. Благодаря этим особенностям воды и её огромным запасам, на Земле не бывает резких скачков температуры в течение суток и даже сезонов. Водные массы медленно нагреваются, но и медленно остывают. В результате над океанами формируется режим погоды с плавным ходом температуры, большой облачностью, равномерным и достаточным количеством осадков. Над сушей режим погоды характеризуется более резкими перепадами температур как в течение суток, так и в течение года, меньшей облачностью, неравномерным выпадением осадков (в тёплое время – больше, в холодный период – меньше). Первый тип климата получил название морского, второй – континентального. Климат – это долговременный режим погоды на конкретном участке земной поверхности.

Этимология слова «климат» связана с греческим klima – наклон. Древние греки во много справедливо связывали климатические различия с наклоном солнечных лучей к земной поверхности.

Формирование климата зависит от многих факторов и прежде всего от географической широты местности. Широта местности определяет угол падения солнечных лучей и, следовательно, количества тепла, поступающего от Солнца. Количество тепла зависит также от характера подстилающей поверхности и от распределения суши и воды.

Географическая оболочка неоднородна в горизонтальном направлении. Она разделена на отдельные природные комплексы (ландшафты) различного размера, которые придают лику Земли сложное мозаичное строение. Ландшафтная неоднородность обусловлена неравномерным поступлением тепла на разные участки географической оболочки и неоднородностью земной поверхности (наличием материков и океанических впадин, гор, равнин, плоскогорий, возвышенностей и так далее). В силу глобальных закономерностей на Земле возникли горизонтальная географическая зональность и высотная поясность. Планетарная зональность обусловлена количеством поступающего на разные широты солнечного тепла в связи с шарообразной формой Земли. Наиболее крупными зональными подразделениями географической оболочки являются географические пояса. На суше выделяются следующие географические пояса: экваториальный и в каждом полушарии субэкваториальный, тропический, субтропический, умеренный, а также субарктический арктический (Северное полушарие) и субантарктический и антарктический (Южное полушарие). Аналогичные по названию пояса выделены в Мировом океане. Географические пояса протягиваются преимущественно в широтном направлении и, по существу, совпадают с климатическими поясами. Географические пояса отличаются друг от друга температурными условиями, а также общими особенностями циркуляции атмосферы, почвенно-растительного покрова и животного мира.

Помимо широтной поясности на Земле проявляется ещё высотная поясность – закономерная смена природных компонентов и природных комплексов в горных районах в направлении от подножия к вершинам, обусловленная изменением климата с высотой: температура понижается на 0,6°С на каждые 100 метров подъёма, а осадки увеличиваются в среднем до высоты 2–3 км.

На равнине природные зоны внутри поясов меняются при движении от экватора к полюсам: от тропических лесов, пустынь и полупустынь, саванн и степей до лесостепей и лесов умеренных широт, до лесотундры и тундры. Природные пояса в горах не так многообразны и меняются быстрее, чем природные зоны на равнинах. Но в горах есть особый пояс субальпийских и альпийских лугов, которого нет на равнинах. Количество высотных поясов зависит от высоты гор и их местоположения.

Главной причиной почти всех природных процессов как на поверхности Земли, так и в атмосфере является лучистая энергия Солнца. Мощность излучения Солнца в мировое пространство составляет огромную величину – около 4×10²⁶ Вт. На внешнюю границу земной атмосферы поступает только 1/2200000000 часть солнечного излучения. Мы понимаем, что воспринять эти цифры невозможно, потому что нет объектов сравнения, не говоря уже о том, что нам неведомы методы исчисления этих величин.

Но мы должны доверять подобной количественной информации, потому что она основана на реальном достоверном научном знании.

Фотосфера Солнца (слой солнечной атмосферы толщиной 300 км, излучающий энергию) имеет температуру около 6000K. Столь высокая температура является причиной того, что 99% всей излучаемой энергии приходится на коротковолновую солнечную радиацию с длинами волн от 0,10 до 4,0 мкм.

Человеческий глаз воспринимает из этого спектра радиацию в узком диапазоне длин волн от 0,40 мкм (фиолетовая) до 0,76 мкм (красная). Области солнечного спектра короче и длиннее указанных пределов человеческий глаз не воспринимает.

На верхней границе земной атмосферы почти половина солнечной энергии (47%) приходится на достаточно узкий видимый участок спектра. При этом в видимом спектре преобладает его зелёно-голубая часть с длиной волны 0,475 мкм. На инфракрасную радиацию приходится 44%, на ультрафиолетовую – 9%. Голубой цвет неба – это цвет чистого, незапылённого воздуха, где рассеивающими частицами являются молекулы газов воздуха, самые мелкие частицы в атмосфере (10^-4 мкм). Самые мелкие частицы сильнее всего рассеивают радиацию коротких длин волн. С увеличением высоты цвет неба становится более синим, а в стратосфере – чёрно-фиолетовым. На высоте 300 км (это уже термосфера) небо чёрное, и на нём даже днём хорошо видны звёзды.

На своём пути от верхней границы атмосферы до поверхности Земли солнечная радиация частично поглощается и рассеивается. При этом она не только ослабляется, но и изменяет свой спектральный состав. Радиация, приходящая от Солнца в виде параллельных лучей, называется прямой солнечной радиацией. Радиация, рассеивающаяся по всем направлениям молекулами атмосферных газов, аэрозолями и облаками, называется рассеянной. Радиация, отражающаяся от земной поверхности и атмосферы (преимущественно от облаков) называется отражённой.

✦ Рассеянная радиация, в отличие от прямой, поступает на земную поверхность из всех точек небесного свода и обеспечивает освещение тех мест, куда не попадают прямые солнечные лучи. Тепловое (инфракрасное) излучение Земли почти полностью поглощается атмосферой. Некоторая часть такого излучения, пройдя через атмосферу, уходит в космическое пространство. Эта часть излучения называется уходящим излучением атмосферы.

✦ На интенсивность потока прямой солнечной радиации и её спектральный состав примерно в равной степени оказывают влияние высота Солнца и прозрачность атмосферы. Прозрачность атмосферы зависит от наличия облаков и тумана, а поэтому может сильно меняться. Чем выше над уровнем моря находится тот или иной пункт, тем больше поток прямой солнечной радиации, так как меньше слой воздуха, который ослабляет солнечные лучи. Плотные облака являются преградой для прямой радиации, они её не пропускают к поверхности Земли.

Высота Солнца и продолжительность дня, изменяющиеся на протяжении года, влияют на ход суточной радиации. Имеет значение и то, под каким углом к данной поверхности приходит прямая Солнечная радиация. Количество прямой радиации, попадающей на поверхность любой ориентации относительно сторон света и любого наклона, зависит от угла падения, то есть от угла, заключённого между направлением луча и нормалью к поверхности. Из-за того, что солнечные лучи падают на поверхность под разными углами, любые её неровности нагреваются по-разному.

Суточный ход прямой радиации связан также с географической широтой места – в низких широтах максимум выражен значительно отчётливей, чем в высоких. Это объясняется тем, что ближе к полюсам высота Солнца в течение дня меняется меньше. На самих же полюсах по этой причине суточный ход прямой радиации вообще не существует, но амплитуда годового хода прямой радиации отчётливо выражена на полюсах, а на экваторе она наименьшая.

В средних широтах максимум прямой радиации приходится на весенние месяцы (апрель и май), а минимум годового хода полуденной радиации – на декабрь. Если исходить только из высоты Солнца над горизонтом, то максимумы и минимумы должны были бы здесь приходиться на моменты летнего и зимнего солнцестояния. Однако, фактически максимум прямой радиации смещён к весне, что объясняется тем, что летом в воздухе больше пыли и водяного пара, чем весной, из-за чего прозрачность атмосферы заметно уменьшается.

Поскольку Земля вращается вокруг Солнца по орбите, напоминающей слабовытянутый эллипс, в одном из фокусов которого находится Солнце, расстояние между Землей и Солнцем всё время меняется (в среднем это расстояние равно 149,6 млн. км). Поэтому в начале января Земля получает на 3,3 % больше, а в начале июля на 3,3 % меньше радиации, чем при среднем расстоянии. Таким образом, зимой в Северном полушарии на Землю поступает больше солнечной радиации (максимально на 6,6 %), чем зимой в Южном полушарии, а летом – наоборот.

Количество радиации, поступающей на единицу поверхности в единицу времени, называется энергетической освещённостью, которая измеряется в ваттах на 1 м². На верхней границе атмосферы на единицу площади, расположенной перпендикулярно солнечным лучам, при среднем расстоянии Земли от Солнца приходит 1,367 кВт/м² (1 кВт/м² = 1000 Вт/м²). Эта величина называется солнечной постоянной. Изменения этой величины совершенно незначительны в обычных условиях, то есть когда нет сильных вспышек на Солнце и так далее. Поэтому она действительно практически постоянная, что подтверждают измерения, выполненные со спутников Земли.

В атмосфере прямая радиация частично поглощается газами, входящими в состав воздуха (озон O₃, углекислый газ CO₂, водяной пар H₂O), и аэрозолями, а также рассеивается молекулами воздуха, аэрозолями и облаками. Ультрафиолетовая радиация существенно поглощается стратосферным озоном, а радиация красной и инфракрасной областей спектра – водяным паром, который находится в основном в нижней тропосфере.

Видимые и инфракрасные участки спектра озоном и углекислым газом поглощаются слабо. Водяной пар и аэрозоли поглощают около 15 % солнечной радиации, облака – около 5 %, а озон – примерно 3 %.

Сумма прямой и рассеянной радиации, приходящей на горизонтальную поверхность, называется суммарной радиацией. В умеренных широтах в летний полдень при безоблачном небе доля прямой радиации составляет 80%, а рассеянной – всего 20%. Максимум суммарной радиации имеет место летом, когда на небе находятся яркие белые кучевые облака, не закрывающие диск Солнца. При сплошной плотной облачности прямая радиация не доходит до земной поверхности, и тогда суммарная радиация равна рассеянной.

Часть солнечной радиации, оставшаяся после отражения, поглощается земной поверхностью и переходит в тепло. Всякое тело, имеющее температуру выше абсолютного нуля (-273°С) является источником излучения. Чем выше температура тела, тем больше энергия его излучения и тем короче волны этого излучения. Температура земной поверхности невысока (в пределах от 190 К до 350 К), поэтому излучение земной поверхности является длинноволновой радиацией в области спектра 4–120 мкм. Эта радиация называется собственным излучением земной поверхности.

Количество отражённой радиации зависит от отражательных свойств поверхности, которые зависят от её цвета, шероховатости и увлажнённости. Отражательные свойства поверхности оцениваются величиной альбедо (albedo – белизна). Величина альбедо определяется в процентах и показывает, какая часть падающей радиации отражается от поверхности. Самые высокие значения альбедо (90–95%) имеет свежевыпавший чистый и сухой снег вдали от промышленных районов. Снежный покров вблизи городов обычно имеет альбедо в пределах 70-80 %, а влажный и загрязнённый снег – 50 % и ниже. Влажная чернозёмная почва имеет альбедо около 5 %. Сажа почти полностью поглощает падающую на неё радиацию, поэтому альбедо сажи можно считать равным нулю.

Альбедо поверхности Мирового океана в среднем равно 5–20 %. Здесь имеет значение угол падения солнечных лучей. При высоком положении Солнца альбедо составляет всего несколько процентов, так как приходящая радиация проникает в верхние слои воды, где в основном поглощается. Если же Солнце имеет небольшую высоту, то лучи отражаются от водной поверхности и не проходят вглубь, альбедо увеличивается до 70%.

Верхняя поверхность облаков имеет альбедо в среднем 50–60 %, а у кучевых облаков может достигать 70–80 %. Часть отражённой от земной поверхности радиации переотражается молекулами воздушных газов, аэрозолями, облаками и возвращается к земной поверхности как дополнительный поток рассеянной радиации.