91

периода в умеренных широтах находятся в пределах средних многолетних значений.

Струйные течения

Одной из наиболее важных и интересных особенностей циркуляции атмосферы кроме циклонов и антициклонов является существование в верхней тропосфере так называемых струйных течений. Их изучение имеет не только научное, но и большое практическое значение.

Струйным течением называют узкий поток воздуха с квазигоризонтальной осью, располагающийся в верхней тропосфере обычно на высоте 9-12 км. Струйные течения имеют тысячи километров в длину, сотни в ширину и несколько (2-4) километров в толщину (по вертикали). Наиболее сильные ветры наблюдаются в центральной части струи, где их скорость больше 30 м/с и достигает в некоторых случаях 100-160 м/с и даже несколько более (200 м/с). Горизонтальные градиенты скорости ветра в этом течении очень велики: на 100 км расстояния разность скорости составляет 10-15 м/с, увеличиваясь иногда до 25-30 м/с на 100 км. Вертикальный градиент скорости ветра в струе составляет от l,0 до 4,0 м/с на 100 м высоты. Располагается струйное течение обычно не строго по широте, а образует на отдельных участках изгибы и иногда принимает даже меридиональное направление (Г.В.Свинухов, 1977, 1991).

Струйные течения наблюдаются почти над всеми районами земного шара, имея различную повторяемость и ряд особенностей в разных районах. Существенно отметить тесную связь струйных течений с наличием в атмосфере зоны, в которой наблюдаются большие горизонтальные контрасты температуры, получившей название высотной планетарной фронтальной зоны (рис. 4.10). В области основного (субтропического) струйного течения, располагающегося на широтах 30-35° на высоте 12-12,5 км, тропопауза претерпевает как бы разрыв: к югу от струйного течения она располагается выше (14-15 км) и оказывается более холодной (-60 С, -70°С), а к северу тропопауза ниже (10-11 км) и теплее (-45 С, -50°С).

92

Летом в тропосфере от полюса до тропиков преобладают относительно слабые западные течения, а к югу от тропиков – восточные.

Рис. 4.10. Среднее распределение скорости ветра (м/с) в январе в области планетарной фронтальной зоны на уровне 11-14 км.

Выше 20 км (в стратосфере) над всем полушарием ветер принимает восточное направление, достигая максимума скорости на высоте 50-70 км (порядка 60-70 м/с), выше 80-90 км воздушные течения опять переходят на западные. В зимнее время, как уже и указано, такого изменения направления ветра не наблюдается и ветер над всем полушарием (кроме экватора) продолжает сохранять западное направление до высоты 40-50 км.

По высоте струйные течения делятся на тропосферные и стратосферные, по широтному положению – на струи умеренных широт, субтропические и экваториальные. Струйные течения – сильные воздушные течения, которые выделяются среди слабых ветров на поверхностях АТ-500, АТ-300 гПа, как и на вышележащих поверхностях наподобие гигантских струй. Они возникают в результате трансформации воздушных масс в зонах сходимости, где генерируется огромное количество кинетической энергии.

Преобразования энергии происходят главным образом в системе формирования циклонов и антициклонов. Струйное течение представляет сплюснутую, сравнительно широкую зону больших скоростей ветра. Длина струйного течения составляет

93

тысячи километров, ширина – сотни километров, а толщина нескольких километров. Максимальная скорость ветра приходится на ось струйного течения, где она составляет от 30 до 64 м/с и более. Ось струйного течения лежит вблизи тропопаузы (обычно над ней). Струйные течения с небольшими изменениями интенсивности окаймляют весь земной шар в обоих полушариях. Интенсивность струи больше у восточных берегов материка Азии и Северной Америки и слабее над Восточными районами Атлантики и Тихого океана.

С положением осей струйных течений тесно связаны приземные фронтальные разделы, такие как Арктический и Полярные фронты. Зимой – Полярный фронт передвигается далеко на юг. В центре внимания оказывается Арктический (Антарктический) фронты.

Активность Арктического (Антарктического) фронтов зимой велика над северным и южным полушариями. Она связана с мощным проникновением холодных масс арктического и антарктического воздуха далеко в умеренные широты по восточной периферии устойчивых тропосферных гребней. От положения и активности Арктического (Антарктического) фронтов зимой зависит увлажненность последующего летнего периода в умеренных климатических широт северного и южного полушарий.

4.3. Роль рельефа в формировании климата Земли

Рельеф нередко имеет решающее значение в формировании климата той или иной территории. Существенное значение горные хребты имеют в распределении солнечной радиации, оказывают влияние на распространение воздушных течений у земной поверхности и на циклоническую деятельность. Создаются специфические особенности климата в самой горной местности. Горные системы оказывают существенное влияние и на соседние районы. Так, рельеф, вызывая различия между температурой склонов и свободной атмосферы на той же высоте, приводит к образованию местной горно-долинной циркуляции; с другой стороны, возвышенности как препятствие, стоящее на пути циркулирующих воздушных масс, изменяют их движение и

94

вызывают при этом ряд явлений, не встречающихся в местах с равнинным рельефом.

Масштабы воздействия рельефа на климат также весьма разнообразны. Самые мощные горные системы в состоянии в той или иной мере воздействовать и на главные течения общей циркуляции атмосферы. Так, западно-восточный перенос в средней атмосфере над континентом Азии претерпевает существенное ускорение в полосе, лежащей севернее центральноазиатских нагорий, что связано со сближением линий тока при обтекании нагорий.

Холмистый рельеф обуславливает пятнистость в распределении облачности, осадков, туманов, гроз, в осаждении гололеда и т.д. Такие особенности граничат уже с микроклиматическими. Знание их имеет большое значение при правильном, научно обоснованном использовании всех природных ресурсов страны.

Влияние рельефа на ветер. Неровности рельефа при наличии ветра, обусловленного общециркуляционными причинами, приводят к перетеканию воздуха через возвышенности, обтеканию их с боков и ослаблению скоростей или затишью в защищенных от ветра местах. Преобладание тех или иных явлений зависит от форм рельефа и температурной стратификации.

Так, при сверхадиабатических градиентах большой вертикальный обмен способствует преодолению возвышенностей и созданию ветра даже на крутых подветренных склонах, причем при благоприятных условиях ветры могут достигать значительной силы-При большой крутизне подветренной части склона или котловины там образуются вихри с горизонтальной осью, дающие на дне долины или котловины ветер, обратный обтекающему потоку, и скачок ветра на некоторой высоте над долиной (рис. 4.11).

При устойчивом состоянии атмосферы преобладает обтекание горных массивов с боков и резкое усиление скоростей ветров на перевалах, через которые происходит перетекание. На подветренных склонах при этом легко образуются области затишья. Таким образом, создаются условия для развития повышенных скоростей ветра на выпуклых формах рельефа и

95

ослабления скоростей ветра на вогнутых формах рельефа, для которых характерно резкое изменение скорости на той высоте, где влияние затенения окружающей местностью уже отсутствует. В отдельных случаях наблюдается при этом и смена направления ветра на противоположное, вследствие завихрения.

Наиболее сложные условия возникают на вогнуто-выпуклых формах рельефа (перевалах) и выпукло-вогнутых (долинах).

Рис. 4.11. Схема влияния рельефа на ветер.

На перевалах создаются благоприятные условия для усиления ветра, в долинах – преимущественно для его ослабления. Однако ослабляются только ветры, дующие поперек долины. Они сохраняют лишь свою слагающую вдоль долины, иногда усиливаемую поворотом ветра у склонов долины, или вообще затихают. Ветры, дующие вдоль долины, при благоприятных условиях могут, наоборот, усиливаться. Мало извилистые долины, имеющие направление поперек хребта и сообщающиеся с перевалами при условии преобладания ветров вдоль долины, могут иметь повышенные скорости ветра. Наоборот, долины извилистые или лежащие вдоль хребтов, а также перпендикулярные направлению господствующих ветров отличаются сравнительно слабыми ветрами.

Феном называется сухой, обычно теплый или горячий ветер, дующий с гор. Ветер может иметь различное происхождение, но можно выделить три основных типа фёновых явлений.

1.Фён, связанный с переваливанием воздушной массы через горный хребет под влиянием образовавшейся по той или иной причине разницы давлений.

2.Фён, связанный с опусканием и растеканием воздуха в антициклоне по склонам.

96

3. Фён в свободной атмосфере, связанный с инверсией сжатия в антициклоне или катафронтальными явлениями.

Примером влияния рельефа на климатический режим горной местности может быть «бора». Это местный сильный до 40-60 м/с холодный ветер в некоторых приморских районах, где горные хребты граничат с теплым морем. Бора отмечается на адриатическом побережье Хорватии и на черноморском побережье в районе г. Новороссийска и на побережье Охотского моря – п.Энкан. Этот ветер с гор направлен вниз по склонам и обычно наблюдается зимой.

Влияние рельефа на облачность и туманы. Режим облачности и туманов в горной стране весьма разнообразен. На него влияет и удаление от подстилающей поверхности, и общее поднятие местности, и направление горных склонов, и форма рельефа. Вместе с поднятием местности повышается и уровень образования местных (кучевых и слоистых) облаков. Увеличение же амплитуды суточного хода температуры способствует образованию радиационных туманов в ночные часы.

На южных склонах гор системы Большого Кавказа со стороны моря высота кучевых облаков составляет несколько сот метров (в среднем около 800 м), но, поднявшись в высокогорные районы Сванетии, на высоте 1500-2000 м мы опять будем наблюдать над горными долинами куче вые облака примерно на той же высоте над дном долины (т. е. около 800 м). Аналогично и со слоистыми облаками: как внизу, так и наверху их можно наблюдать на высоте немногих сотен метров над подстилающей поверхностью.

Своеобразно сказывается на облачности влияние склонов как при вынужденном перетекании, так и при развитии конвекции, упорядочиваемой горно-долинной циркуляцией. Склоны являются местами, вблизи которых происходит образование облаков и конденсация. В соответствии с этим на склонах появляется специальный вид туманов–адиабатический и в том числе туманы от облаков, связанных с прохождением

97

преобладающего направления ветра, но внутри горной системы и в подветренных ее частях получается четкий летний максимум облачности и туманов (в экваториальных широтах в периоды равноденствий). На наветренных склонах при переваливании образуется сплошная облачная пелена на уровне конденсации, исчезающая на подветренном склоне.

На подветренных частях гор возникают своеобразные типы облаков, образующихся у вихря сзади препятствия: различные виды как чечевицеобразных облаков, поднимающихся до 2-3 км выше гор, так и волнистых облаков. Они образуются в результате колебаний, возникающих в воздушных потоках после переваливания (к этому виду относятся и фёновые облака).

Различия в формах рельефа до крайности усложняют и разнообразят распределение облачности и туманов в горной стране. На выпуклых формах рельефа преобладает конвективный тип облачности и туманов. Летом к концу дня большие горы почти всегда оказываются в облаках (за исключением очень сухих районов, например в Средней Азии) и часто наблюдаются грозы (с осадками или без осадков в месте наблюдения).

Однако своеобразные виды облачности и туманов формируются над горами и в ночные часы: охлаждение подстилающей поверхности, особенно снега и льда, дает здесь начало радиационным туманам, которые, отрываясь от склона, обращаются в слоистые облака, образующие (по данным Заморского) «воротники» вокруг вершины (рис. 4.12).

Рис. 4.12. Образование ночных туманов и облачности у горных вершин. (Цифрами обозначены последовательные стадии развития процесса).

Зимой облачность внутри горной системы меньше, что связано не столько с низким уровнем зимней облачности, сколько

99

На равнине, где распределение облачности в большей мере обусловлено процессами общей циркуляции, чаще всего наблюдается либо ясное, либо пасмурное небо. Промежуточные значения облачности сравнительно редки, хотя летом с развитием конвекции вероятность их заметно возрастает. В горах летом конвекция развита очень сильно, в связи, с чем днем полуясное состояние неба весьма частое явление, и совершенно ясные дни редки. Зимой число ясных дней в горах весьма велико, так как конвекция даже в южной части умеренных широт в горах ослаблена, фронтальная облачность размывается (исключая наветренные склоны), а вершины находятся выше слоистой облачности. Вершины и наветренные склоны, где под влиянием процесса перетекания облачность и особенно туманы образуют стену, причем на всех выпуклых формах рельефа, а особенно в районах перевалов, облачность часто превращается в туман. Обилие солнца зимой в горах делает их исключительно благоприятными для создания там зимних климатических курортов.

Влияние рельефа на осадки. Осадки в зависимости от их происхождения подразделяются на вертикальные (дождь, снег, морось) и горизонтальные (изморозь, гололед, налет –жидкий и твердый и т.п.).

В свободной атмосфере количество вертикальных осадков вначале остается более или менее постоянным, а в сухих районах может даже несколько возрастать за счет уменьшения испарений

– при выпадении. При дальнейшем удалении от подстилающей поверхности количество вертикальных осадков будет уменьшаться, поскольку большая часть облаков окажется внизу.

С поднятием местности над уровнем моря уменьшение осадков с высотой начинается сразу же. Характер процессов, протекающих над возвышенными районами, будет в основном тот же, что и над низинами, но вследствие увеличения высоты над уровнем моря и понижения температур влагосодержание в атмосфере над возвышенностями будет падать.

Поэтому в центральных частях обширных плоскогорий наблюдается обычно сравнительно небольшое количество осадков. Например, в Центральном Тянь-Шане выпадает всего около 300 мм за год, в Тибете местами менее 100 мм за год. Не

100

менее сухи плоскогорья Памира, Сравнительно бедны осадками плоскогорья Малой Азии, Ирана, Пиренейского полуострова. Скалистых гор. Увлажняются лишь края плоскогорий. Однако плоскогорья оказывают такое действие только в том случае, когда они достаточно обширны. Если же их выпуклость еще заметна, как, например, в Абиссинии, они оказываются увлажненными повсюду.

Влияние склонов. Влияние склонов на осадки само по себе противоположно влиянию высоты. С поднятием по склону осадки увеличиваются до той высоты, где уменьшение влагосодержания оказывается уже сильнее, чем влияние самого склона. Поскольку наличие склонов неодинаково влияет на осадки различного происхождения, следует разобрать это действие для каждого типа в отдельности.

Влияние склонов на осадки определяется тремя факторами. Во-первых, склоны направляют и усиливают конвективные процессы, что находит свое отражение в горно-долинной циркуляции. Во-вторых, склоны являются тем препятствием, через которое воздушные массы и фронты переваливают. И, в- третьих, склоны, в особенности горная система в целом, вызывают задержку в движении воздушных масс и фронтов.

Нагреваемые склоны изменяют конвекционные потоки ветров и формируют различные их направления. Наиболее ярко это проявляется внутри горных систем и на их окраинах. В связи с этим почти во всех горных системах умеренных и субтропических широт можно отметить летний максимум осадков, проявляющийся даже в таких районах, где на равнине он отсутствует (средиземноморские страны, Южный Крым, Средняя Азия).

Несмотря на всю сложность процессов климатообразования при пересеченном рельефе, существует ряд факторов, имеющих решающее значение, и выделение их необходимо для предстоящего анализа влияния рельефа на климат.

Это, прежде всего, высота над уровнем моря, имеющая особое значение в крупных горных системах. Она приводит к установлению теплового баланса на сравнительно низком уровне температуры, так как радиационный баланс с увеличением высоты меняется в сторону преобладания расхода над приходом

101

(при первоначально одинаковой температуре на малых и больших высотах равновесие установится только с понижением температуры вверху). Особенно сильно это проявляется в свободной атмосфере, где одновременно с увеличением высоты над уровнем моря увеличивается и расстояние до подстилающей поверхности, являющейся источником тепла.

Изменение уровня температуры в горах может создавать совершенно иной режим увлажнения, в связи, с чем в любой климатической зоне могут появляться вечные снега и ледники.

Вторым фактором, вносящим огромное разнообразие в климаты при пересеченном рельефе, является действие склонов горных цепей. Направление, экспозиция и крутизна склонов влияют, прежде всего, непосредственно на радиационный режим, через него и на ветровой режим и режим увлажнения. С другой стороны, направление и протяженность горных цепей, в особенности при большой их высоте, сильно сказываются на общей циркуляции, изолируя друг от друга близлежащие районы, которые оказываются систематически под влиянием воздушных масс различного происхождения.

Находясь на пути воздушных течений, горные хребты приводят к вынужденному перетеканию воздушных масс и переходу фронтов через горы, что создает резкие контрасты в увлажнении открытых и закрытых участков горной страны, а также целый ряд специфически характерных для горных стран местных ветров.

Влияние рельефа на растительность. Вертикальная зональность. Понижение температуры с высотой вызывает смену растительных зон, несколько аналогичную смене растительности по широтам. На склонах гор существенные особенности в распределении растительности может вносить и увлажнение. Однако смена растительных зон в горах имеет и характерные особенности, отличающие её от смены растительных зон по широтам. Эти особенности следующие:

а) незначительный годовой ход температуры в экваториальных областях имеет место и в высокогорных районах, в силу чего вегетация может идти в течение всего года; это существенно как для произрастания вечнозеленых растений, так и для возможности вызревания плодов и зерна;

102

б) большое количество солнечной радиации, обусловливающей сильный нагрев склонов, а также усиление интенсивности коротковолновой части солнечного спектра, приводящей, как правило, к увеличению яр кости окраски цветов в высокогорных областях;

в) более широкий диапазон комбинаций годового хода температуры и осадков, существенных для развития растений.

Обычная смена растительности с высотой на склонах гор:

1)лиственные леса. Во влажных климатах при достаточном количестве тепла они идут от подножья до некоторой высоты. В сухих климатах зона лесов начинается от такой высоты по склону, где уменьшение температуры и увеличение осадков создают благоприятные условия для произрастания древесной растительности;

2)хвойные леса. В полярных районах лесной зоны в горах может вовсе не быть;

3)зона кустарников;

4)альпийская растительность из трав и стелющихся кустарников (на Кавказе–рододендрон, в Сибири переходным от предыдущих зон к альпийской является кедровый стланец);

5)снеговая линия.

Отдельные деревья могут подниматься выше общей границы леса на 100-200 м. Однако в районах с сильными инверсиями в котловинах может иметь место обращение зон растительности. Например, на Южном Урале на дне долин в зоне лесостепи имеются участки сосново-березовых лесов, выше на склонах располагаются более теплолюбивые породы, как дуб. Еще выше преобладают леса из липы, клена и ильма – также более теплолюбивые породы, чем растущие на дне долин.

Резкие колебания температур на дне долин котловинного типа ухудшают условия произрастания дикой древесной и плодовой растительности не только вследствие частых заморозков в ночные часы, но и благодаря быстрому повышению температуры после заморозков. Растительность гораздо лучше переносит заморозки, если переход от мороза к положительным температурам происходит медленно и постепенно.

Верхняя граница леса очень сильно меняется в зависимости от широты, достигая под экватором 3800 м, а в сухих районах

103

субтропической зоны даже 4600 м (Тибет), и опускаясь к полярным странам (особенно быстро во влажных районах). Например, в Норвегии на широте 70°30' березы на склоне, обращенном к морю, растут лишь до высоты 200 м.

Таким образом, по склонам гор лес растет еще при несколько более низких летних температурах, чем на равнине. В.Кеппен считал за верхнюю границу леса в горах июльскую температуру 10°С, хотя в различных районах допустимы колебания от 9 С до 10,5 С.

Вдействительности в континентальных районах леса идут еще дальше по склонам и уже в Центральных Альпах деревья поднимаются до высоты 2300 м, где июльская температура всего 8°С. Между тем на северной своей границе лес заканчивается при июльской температуре 12-10°С.

Возможность произрастания леса в горах умеренных широт при более низком уровне летних температур, по сравнению с границей тундры, связана с большим приходом в горах солнечной радиации и прогреванием почвы на склонах. В континентальных районах с меньшей влажностью лесная растительность поднимается до больших высот, чем в сильно увлажненных районах. Внутри горных систем лес поднимается выше, чем на окраинах, что определяется более высокими летними температурами и большей сухостью.

Внекоторых районах границу распространения леса определяет несоответствие между годовым ходом температуры и осадков. Так, по данным С.А.Сапожниковой, верхняя граница леса на Гиссарском хребте определяется понижением зимних температур при сохранении летней сухости. При общем большом количестве осадков они выпадают в холодную часть года с максимумом весной (март-апрель), вторая же половина лета остается крайне сухой. По мере поднятия в горы период с большим количеством осадков в связи с понижением температуры пропадает для вегетации, летом же влаги для произрастания леса оказывается недостаточно.

По-видимому, сходное явление имеет место в Крымских горах, где вторичный летний максимум осадков, хотя и существует, но в силу почвенных особенностей осадков недостаточно для поддержания высокой влажности в дневные

104

часы. По А.В.Вознесенскому, инверсия суточного хода влажности, т.е. уменьшение её в ночные часы, и приводит к безлесию вершин Крымских гор, несмотря на малую высоту над уровнем моря. (Наиболее высокая из них, Роман-Кош – 1545 м).

Условия сельского хозяйства в горах. Границы земледелия в горах близко совпадают с границами леса, обнаруживая с поднятием зональность, близкую к широтной.

Вгорах тропических и экваториальных районов, где вегетационный период зерновых и овощей в связи с режимом температуры может удлиняться в любых пределах, граница земледелия идет выше границы леса. В Перу пшеница доходит до высоты 3900 м, причем период ее вегетации растягивается на целый год, горох – до 3900-4000 м и картофель до 4000-4100 м. Средняя температура самого теплого месяца на высоте 3800 м составляет 10,3°С, а на 4000 м – уже только 6,3°С.

Всубтропических районах и в южной части умеренных широт северного полушария (Кавказ, Средняя Азия, Альпы) верхняя граница земледелия примерно совпадает с границей леса,

всухих же районах она поднимается исключительно высоко. В Тибете (Омбу под 31,5° с.ш.) ячмень доходит до высот 4640 м, т.е. выше, чем под экватором. Пшеница доходит до 3850 м. В Восточном Памире ячмень, горох и картофель доходят до 3900 м.

Вумеренных широтах с поднятием на горы сокращается длительность вегетационного периода. Граница зерновых здесь может быть значительно ниже границы леса. Так, на Алтае ячмень доходит до 1500 м, но здесь уже плохо вызревает. Граница хлебов здесь близко совпадает с границей березы (1400 м). Овощные культуры, вероятно, могли бы выращиваться и выше. Верхнюю зону леса на Алтае составляют: ель, пихта, кедр и более всего сибирская лиственница. Последние два вида и достигают верхней границы леса, 2000-2465 м.

Вкрайне континентальном климате Восточной Сибири земледелие проникает до сравнительно больших высот. Например, в верховьях Индигирки выше Оймякона к северу от 63° с.ш. на высоте более 1000 м еще произрастают капуста, репа, морковь. Для сравнения укажем, что в Норвегии на этих высотах находится высокогорная тундра, где местами близко подходит граница снеговой линии.

105

Глава 5

КЛИМАТ ЗЕМЛИ - СЛЕДСТВИЕ ДИНАМИЧЕСКОГО ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ВНЕШНИХ И ВНУТРЕННИХ

ФАКТОРОВ

Из истории изучения теплового и водного режимов земной поверхности

Человечество с незапамятных времен интересовалось вопросами теплового и водного режимов земной поверхности, так как с ними были связаны условия жизни и быта человека. Уже в глубокой древности в исторических хрониках, в рассказах о путешествиях освещаются поражавшие людей в те времена факты, что природные условия не во всех странах одинаковы и что погода подвержена резким изменениям из года в год. В старинных хрониках мы находим немало сведений о засухах, ливнях и других условиях погоды, приводивших к неурожаю, а также сведений (иногда, правда, фантастических) о климате чужих стран.

Вистории изучения теплового и водного режимов земной поверхности большую роль имело изобретение термометра и барометра. С XVII века метеорологические наблюдения приобрели более или менее научный характер. Первоначально наблюдения велись только отдельными лицами, в большинстве случаев учеными, которые интересовались метеорологией, и во многих случаях эти наблюдения были недолговечны. Лишь в крупных городах – Петербурге, Париже, Упсале, Праге, Берлине

иЛондоне – наблюдения велись почти без перерывов с начала

XVIII века.

ВРоссии непрерывный ряд инструментальных метеорологических наблюдений был начат в Петербурге в 1725 г. академиками только что созданной Петром I Академии наук.

XVIII в. был веком крупнейших географических открытий, относящихся к территории России, которые дали большой материал для изучения климата. По инициативе Петра I была начата первая инструментальная съемка страны. В 1725 г. он же собственноручно написал предписание Берингу построить на Камчатке суда, плыть на них на север вдоль земли и «искать, где

106

оная сошлась с Америкой». Этот вопрос интересовал Петра с точки зрения возможности найти путь через Ледовитый океан в Китай и Индию. Две экспедиции Беринга, продолжавшиеся с 1725 по 1743 г., ознаменованы рядом крупнейших открытий и научных исследований, давших богатый картографический и гидрографический материал. Участниками этих экспедиций были открыты Алеутские и Курильские острова, северо-западная Америка, северная Япония, произведена съемка всего северного побережья Сибири, Камчатки. В числе участников этой же экспедиции были естествоиспытатель Гмелин и астроном Делиль. Они организовали метеорологические станции в Казани, Екатеринбурге, Тобольске, Енисейске, Томске, Туруханске, Иркутске, Якутске. Селенгинске, Нерчинске. Ряды наблюдений на этих станциях, хотя и не были непрерывными со времени их организации, все же являются одними из наиболее длинных рядов наблюдений и еще в XVIII в. позволили получить представление о климате громадной территории, совершенно до тех пор неисследованной. Эти наблюдения велись по инструкции, которая устанавливала их сроки. Наблюдения проводились за такими элементами погоды как давление и температура воздуха, ветер, облачность, снежный покров, вскрытие и замерзание рек, «особые явления» (по-видимому, грозы, туманы, дождь и т.п.), фенологией растений.

По отношению к наблюдениям над температурой специально предписывалось «смотреть накрепко, чтобы в близости оного инструмента термометра никакая чужая теплота, кроме той, которая по воздуху чинится, не была».

Сопоставляя серьезную подготовку, целеустремленность и размах указанных выше работ в России с состоянием метеорологических наблюдений в то время в других странах и учитывая, кроме того, исключительные трудности организации метеорологической сети в Сибири, следует признать, что ничего подобного в других странах не имело места.

Скоро ученые стали понимать, что для развития исследований водно-теплового режима земной поверхности существенно важным является сопоставление данных о погоде в различных пунктов между собой. Раньше всех оценил значение такого сопоставления гениальный русский ученый

107

М.В. Ломоносов. В 1754 г. он построил несколько моделей самопишущих метеорологических приборов для измерения температуры воздуха и правильно определил причины мягкости климата Великобритании, видя их в том, что «жестокость мороза в воздухе из глубины моря дышущими бурями умягчается».

М. В. Ломоносов был первый, кто поставил научно вопрос о северном морском пути для открытия северо-восточного прохода. Он занимался и вопросами изменения климата, считая причиной их изменение элементов земной орбиты. Впервые именно Ломоносов обратил внимание на сходство в очертаниях материков. Известно, что впоследствии причины этого сходства многократно изучались географами и что существуют теории изменения климата, связанные с объяснением этого сходства (теория Вегенера).

Постепенно метеорологическими наблюдениями были охвачены все материки земного шара. В России в самом начале XIX в. передовые ученые пришли к мысли о необходимости организации центрального метеорологического учреждения. В 1810 г. основатель Харьковского университета В.Н. Каразин изложил в докладе Московскому обществу любителей естествознания идею о необходимости централизованного руководства сетью метеорологических станций и научной обработки их наблюдений, а в 1818 г. предложил план организации «Государственного метеорологического комитета», в который должны были поступать и там обрабатываться результаты наблюдений ряда метеорологических станций, находящихся в разных частях страны. Основной целью этой организации он полагал «содействие развитию торговли, мореплавания и военного искусства», но особенно он обращал внимание на пользу метеорологии для земледелия.

Идеи Каразина еще нескоро претворились в жизнь. Лишь в 30-х годах XIX в. профессором Казанского университета А.Я. Купфером было организовано несколько магнитнометеорологических обсерваторий.

В 1849 г. была создана Главная физическая обсерватория в Петербурге. Эта обсерватория была первым в мире центральным метеорологическим учреждением, на обязанности которого лежало руководство всеми метеорологическими станциями мира.

108

В 1851 г. был организован центральный метеорологический институт в Австрии, в состав которой входили тогда Чехия и Венгрия. Метеорологические наблюдения в Праге были начаты еще в 1752 г., а в 20-х годах XIX в. в Чехии было уже свыше 20 метеорологических станций, наблюдения которых ежегодно публиковались. В Великобритании центральное метеорологическое учреждение возникло в 1855 г. под руководством Фиц-Роя и имело главной своей задачей сбор и обработку метеорологических наблюдений на морях с целью выяснить наилучшие маршруты для парусных судов. В том же году были сделаны попытки организовать центральное научное учреждение и во Франции, но фактически оно начало функционировать лишь в 1878 г. В нем работали Анго и Тейсеран-де-Бор.

В США центральная метеорологическая организация начала работать фактически только с 1870 г. Германия в половине XIX в. была раздроблена на мелкие государства, а потому центрального метеорологического учреждения, обслуживающего более или менее обширную территорию, в ней не было.

Русская метеорологическая организация была во многих отношениях передовой среди аналогичных учреждений других стран, и это нашло свое отражение на международных метеорологических конгрессах, первый из которых состоялся в 1873 г. На этих конгрессах представители метеорологической службы России играли ведущую роль, а когда в 1880 г. была начата подготовка к организации первого Международного полярного года (осуществленного в 1882-1883 гг.), то директор Главной физической обсерватории Г.И.Вильд был избран председателем Международной полярной комиссии.

По мере накопления метеорологических наблюдений стали производиться попытки охарактеризовать на основании этих наблюдений географическое распределение отдельных климатических показателей, прежде всего температуры и давления воздуха.

Первая карта изотерм (годовых) всего земного шара была построена естествоиспытателем и путешественником А.Гумбольдтом в 1817 г. на основании данных всего 57 станций, и лишь в 1848 г. Дове построил изотермы января и июля. Первые

109

изобары с данными о преобладающих ветрах всего земного шара были построены Буханом в 1869 г. В 1873 г. А.И.Воейков довел до конца работу американского ученого Коффина, «Ветры земного шара», оставшуюся незаконченной вследствие смерти последнего, причем Воейков выполнил наиболее существенную часть этой работы, составив текст и дав блестящий климатологический анализ составленной Коффином сводки о ветрах.

Построение первых климатических карт мира имело громадное значение, так как они выявили основные закономерности в распределении температуры и давления воздуха на земной поверхности. Они дали четкие указания о местоположении устойчивых областей повышенного и пониженного давления и выявили влияние распределения на земном шаре воды и суши на температуру и давление воздуха, зависимость температуры от высоты над уровнем моря и т.п. Эти знания в свою очередь стимулировали дальнейшее изучение климатообразующих факторов и построение первых классификаций климатов. Анализ распределения температуры и давления на земном шаре в отдельные годы позволил установить существование областей положительных и отрицательных аномалий, географическое положение которых изменяется от месяца к месяцу и от года к году. Максимального развития метеорология получили в России в годы советской власти (19181991). В 1919 г. в главной геофизической обсерватории впервые был организован отдел климатологии. Одной из главных задач этого отдела являлось изучение формирование климата и сопоставление синоптических процессов с типами погоды. В 1931-1932 годах был впервые опубликованы климатический справочник СССР и климатические карты мира. Эти карты были выполнены А.А. Каминским, О.А. Дроздовым и Е.С. Рубинштейн.

В 1962 -1973 годах был издан справочник по климату СССР

из 34 выпусков, составленных Управлениями Гидрометеослужб по единой программе и методике, разработанной в Главной геофизической обсерватории. В справочники вошла информация об элементах климата по 3410 гидрометеорологическим станциям, из которых 2500 метеостанций вели агрометеорологические наблюдения.