Климатология и метеорологи

Затем температура на поверхности почвы растет до 13–14 ч и достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы и до вечера остается положительным. Однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Эти потери тепла оказываются значительно большими, чем радиационный приток, поэтому температура на поверхности почвы падает с 13–14 ч до утреннего минимума.

Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

В Московской области, по данным С.П. Хромова и М.А. Петросянца (2004), в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) 5–10°С, в летние – 10–20°С. В отдельные дни суточные амплитуды могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда факторов, прежде всего от облачности. В безоблачную погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, велика суточная амплитуда. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и меньше суточная амплитуда.

Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой. В Северном полушарии на широте 10° она около 3°С, на широте 30° около 10°С, на широте 50^о в среднем около 25°С.

Во внетропических широтах непериодические изменения температуры воздуха настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В остальное время он затушевывается непериодическими изменениями, которые могут быть очень интенсивными. Например, похоло-дания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 10–20°С в течение одного часа.

В тропических широтах непериодические изменения температуры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.

Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волнами холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в Западной Европе – с европейской территории России. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенными в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.

В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиатских республик, поэтому зимы на Туранской низменности достаточно холодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8–9°С, а в марте 1911 г. температура упала на 20°С. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает на юго-восток Азии, не встречая по пути значительных преград (С.П. Хромов и М.А. Петросянц).

В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться до Флориды и Мексиканского залива.

Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, холодный воздух постепенно прогревается над теплой водой, но все же он может вызывать заметные понижения температуры.

Вторжения морского воздуха из средних широт Атлантического океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их перво-начальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Среднесибирского плоскогорья и Средней Азии.

Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки и из низких широт Атлантики. Летом воздушные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и поэтому также называемые тропическим воздухом, формируются на юге Европы или приходят в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, Северного Китая, из южных районов Казахстана и из пустынь Средней Азии.

В отдельных случаях сильные повышения температуры (до +30°С) при летних вторжениях тропического воздуха распространяются до Крайнего Севера России.

В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с Мексиканского залива. На самом материке массы тропического воздуха формируются над Мексикой и югом США.

Даже в области Северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате адвекции из умеренных широт, причем потепление можно проследить во всей тропосфере.

Температуры воздушных масс

В каждый отдельный район Земли воздушные массы различного происхождения приходят с разными, характерными для них температурами. Эти температуры для каждого места свои: например, арктический воздух, достигнув Крыма, имеет более высокую температуру, чем на Белом море. Характерная температура для каждого типа воздушных масс в данном месте, конечно, меняется по сезонам и месяцам года. Наконец, в данном районе и в данное время года температуры воздушных масс одного и того же типа в разных случаях не вполне одинаковые. Можно только указать их пределы и средние значения. Для примера приведем некоторые данные о приземных температурах воздушных масс разных типов в Москве.

Континентальный арктический воздух с Баренцева и Карского морей приходит в район Москвы со средней температурой в январе –19°С, в марте –13°С, в апреле +1°С, в июне +10 °С, в августе +11 °С, в октябре +4 °С и в ноябре –10 °С. В то же время морской полярный воздух с Атлантики приходит в Москву со средними температурами в январе –11°С, в марте +1°С, в апреле +4 °С, в июне + 13 °С, в августе +15 °С, в октябре +5 °С и в ноябре +2 °С. Континентальный тропический воздух с юга Европы или из Средней Азии имеет температуру в июне +24 °С, в августе +26 °С. Таким образом, в арктическом воздухе температура быстро нарастает от марта к апрелю и так же быстро падает от октября к ноябрю. Это вполне объяснимо резким изменением радиационных условий в Арктике от зимы к весне и от осени к зиме. В морском полярном воздухе годовой ход температуры более плавный и с меньшей амплитудой. Зимой морской полярный воздух гораздо теплее арктического, а летом его температура лишь немного выше. Зато тропический воздух в Москве летом намного теплее морского полярного (С.П. Хромов и М.А. Петросянц).

Годовая амплитуда температуры воздуха

Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние – выше.

Разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяцев называют годовой амплитудой температуры воздуха.

Годовые амплитуды температуры над сушей значительно больше, чем над морем (так же как и суточные амплитуды). Даже над сравнительно небольшими материковыми массивами Южного полушария они превышают 15 °С, а под широтой 60° на материке Азии (в Якутии) они достигают 60 °С.

Малые амплитуды наблюдаются и во многих областях над сушей, и даже вдали от береговой линии, если в эти области часто приходят воздушные массы с моря. Повышенные амплитуды наблюдаются и над океаном, если в эти районы часто попадают воздушные массы с материка, например в западных частях океанов Северного полушария. Следовательно, величина годовой амплитуды температуры зависит не просто от характера подстилающей поверхности или от близости данного места к береговой линии, а от повторяемости в данном месте воздушных масс морского и континентального происхождения, т.е. от условий общей циркуляции атмосферы.

Не только моря, но и большие озера уменьшают годовую амплитуду температуры воздуха и смягчают климат. Посредине оз. Байкал годовая амплитуда температуры воздуха 30–31^оС, на его берегах около 36°С. а под той же широтой на р. Енисей 42°С. Аналогичное влияние на температуру воздуха наблюдается на оз. Иссык-Куль, Ладожском, Севан и др.

С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического пояса температура убывает в среднем на 2°С на каждый километр высоты, в свободной атмосфере больше.

Континентальность климата

Климат над морем, характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, естест-венно назвать морским в отличие от континентального климата над сушей с большими годовыми амплитудами температуры. Морской климат распространяется и на прилегающие к морю области материков, над которыми велика повторяемость морских воздушных масс. Можно сказать, что морской воздух приносит на сушу морской климат. Области океанов, где преобладают воздушные массы с близлежащего материка, имеют скорее континентальный, чем морской, климат.

Хорошо выражен морской климат в Западной Европе, где круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана. На крайнем западе Европы годовые амплитуды температуры воздуха всего несколько градусов. С удалением от Атлантического океана в глубь материка годовые амплитуды температуры растут, Иначе говоря, растет континентальность климата. В Восточной Сибири годовые амплитуды достигают нескольких десятков градусов. Лето здесь более жаркое, чем в Западной Европе, зима гораздо более суровая. Близость Восточной Сибири к Тихому океану не имеет существенного значения, так как вследствие условий общей циркуляции атмосферы воздух с этого океана не проникает далеко в Сибирь, особенно зимой. Только на Дальнем Востоке приток воздушных масс с океана летом понижает температуру и тем самым несколько уменьшает годовую амплитуду.

На рис. 3.6 приведен годовой ход температуры воздуха в г. Торсхавне (на Фарерских островах) и Якутске. Оба пункта лежат на одной и той же широте –62°, но Торсхавн – у западных берегов Европы, а Якутск – в восточной части Азии.

Рис. 3.6. Годовой ход температуры воздуха на широте 62^о с.ш. в Торсхавне (1)

и Якутске (2) (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004)

В г. Торсхавне средняя температура самого холодного месяца (март) +3°С, а самого теплого (июль) +11^оС. В Якутске средняя температура самого холодного месяца (январь) –43°С, а самого теплого (июль) +19^оС. Таким образом, средняя годовая амплитуда в Торсхавне 8°С, в Якутске 62°С, средняя годовая температура в Торсхавне +6°С, а в Якутске –11^оС, т.е. континентальный климат в среднем годовом холоднее морского. Это значит, что большая амплитуда в континентальном климате умеренных, и высоких широт в сравнении с морским климатом создается не столько повышением летних температур, сколько понижением зимних температур. В тропических широтах, наоборот, повышенная амплитуда над сушей создается не столько более холодной зимой, сколько более жарким летом. Поэтому и средняя годовая температура в тропиках выше в континентальном климате, чем в морском.

По мере продвижения в глубь Евразии с запада на восток средние температуры самого теплого и самого холодного месяцев, средние годовые температуры и годовые амплитуды температуры меняются так, как это показано в табл. 3.1 для некоторых городов на 52-й параллели.

Из данных таблицы хорошо видны возрастание летних и падение зимних температур, убывание средней годовой температуры и возрастание годовой амплитуды в направлении с запада на восток.

Таблица 3.1

 

Изменения температур и амплитуды на 52^о с.ш. (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004)

 

Город	Долгота	Температура, оС			Амплитуда
		январь	июль	год
Трейли	10о з.	+7	+15	+10	8
Мюнстер	7о в.	+1	+17	+9	16
Варшава	21о в.	–5	+18	+7	23
Курск	36о в.	–10	+19	+5	29
Оренбург	55о в.	–15	+22	+3	37
Рубцовск	80о в.	–18	+22	+3	40
Нерчинск	116о в.	–30	+23	–2	53

 

Облачность и осадки

Влагооборот – один из трех циклов климатообразующих процессов. Влагооборот состоит из испарения воды с земной поверхности, ее конденсации в атмосфере, выпадения осадков и стока. Сток является гидрологическим процессом и в данном курсе не рассматривается.

Испарение и насыщение

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации (испарение растительностью). Испарение в отличие от транс-пирации называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе – суммарным испарением.

Суть процесса испарения заключается в отрыве отдельных молекул воды от водной поверхности или от влажной почвы и переходе в воздух в качестве молекул водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения отчасти вследствие собст-венного движения молекул и главным образом вместе с воздухом. В первом случае процесс распространения молекул газа на возможно большее пространство называется молекулярной диффузией. К молекулярной диффузии в атмосфере присоединяется значительно более интенсивное распространение водяного пара вместе с воздухом: в горизонтальном направлении с ветром, т.е. с общим переносом воздуха, а в вертикальном направлении путем турбулентной диффузии, т.е. вместе с турбулентными вихрями, всегда возникающими в движущемся воздухе.

Но одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Когда достигается состояние подвижного равновесия – возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности – испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул.

Такое состояние называют насыщением, водяной пар в этом состоянии – насыщающим, а воздух, содержащий насыщающий водяной пар, – насыщенным. Парциальное давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара.

Давление насыщенного водяного пара растет с температурой. Следовательно, при более высокой температуре воздух способен содержать больше водяного пара, чем при более низкой. Зависимость давления насыщенного водяного пара от температуры представлена на рис. 3.7. Например, при температуре 0^оС давление насыщенного водяного пара равно 6,1 гПа, при +10°С – 12,3, при  +20°С – 23,4, при +30 °С – 42,4 гПа. Таким образом, на каждые 10° температуры давление насыщенного водяного пара и пропорциональное ему содержание насыщающего водяного пара в воздухе возрастают почти вдвое. При температуре +30°С воздух может содержать водяного пара в состоянии насыщения в 7 раз больше, чем при температуре 0°С.

Рис. 3.7. Давление насыщенного водяного пара в зависимости от температуры 

(С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004)

Капли жидкой воды (облаков и туманов) часто находятся в атмосфере в переохлажденном состоянии. При отрицательных температурах давление насыщенного водяного пара по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к переохлажденным каплям. Например при температуре –10°С над переохлажденной водой давление насыщенного водяного пара 2,85 гПа, а надо льдом 2,60 гПа. При температуре –20°С – соответственно 1,27 и 1,03 гПа. Если, например, при температуре –10°С фактическое давление водяного пара 2,7 гПа, то для переохлажденных капель такой воздух ненасыщенный и капли в нем должны испаряться; для ледяных кристаллов он уже перенасыщенный, и кристаллы должны расти. Такие условия действительно создаются в облаках и очень важны для выпадения осадков.

Различие в давлении насыщенного водяного пара над водой и льдом объясняется тем, что силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды. Поэтому состояние насыщения, т.е. состояние подвижного равновесия между потерей и приходом молекул, наступает для льда при меньшем содержании водяного пара в окружающем воздухе, чем для жидкой воды.

Для выпуклых поверхностей, какими являются поверхности капель, давление насыщенного водяного пара больше, чем для плоской поверхности воды. Это объясняется тем, что на выпуклой поверхности силы сцепления между молекулами меньше, чем на плоской поверхности. Для крупных капель это превышение незначительно. Но, например, для капель радиусом 10^-7 см (10^-3 мкм) для насыщения нужно втрое большее давление водяного пара в воздухе, чем для плоской водной поверхности. Следовательно, в воздухе, который насыщен по отношению к плоской водной поверхности, такие мелкие капли существовать не могут: для них воздух ненасыщенный, и они быстро испаряются.

Если в воде растворены соли, то давление насыщенного водяного пара для раствора солей меньше, чем для пресной воды, и тем меньше, чем больше концентрация солей. Поэтому над морской водой насыщение устанавливается при давлении пара меньшем, чем над пресной водой, примерно на 2%. Давление насыщения понижается, следовательно, и для капель, содержащих растворенный хлористый натрий и другие соли морской воды. А капли облаков действительно эти соли содержат, поскольку образуются на солевых ядрах конденсации.

Влажность

Влажность воздуха, прежде всего, зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмос-феру путем испарения с земной поверхности в том же районе. Естественно, что над океаном испарение больше, чем над материками, так как оно не ограничено запасами воды. В то же время в каждом месте влажность воздуха зависит от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район воздушные массы, более влажные или более сухие, из других областей Земли. Наконец, для каждой температуры существует состояние насыщения, т.е. существует некоторое предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере используют различные характеристики влажности воздуха. Это парциальное давление водяного пара е – основная и наиболее употребительная характеристика влажности и относительная влажность f – отношение фактического давления пара к давлению насыщенного пара при данной температуре, выраженное в процентах:

f = e/E ·100%.

Абсолютная влажность а – масса водяного пара в граммах в 1 м³ воздуха, т.е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр.

Для абсолютной влажности а справедливо выражение

а = 217 е/Т,

где е – выражена в гектопаскалях (гПа); Т – температура в градусах Кельвина (К). Абсолютную влажность легко рассчитать, зная давление пара и температуру воздуха.

Абсолютная влажность меняется при адиабатических процессах. При расширении воздуха объем его увеличивается, и то же количество водяного пара распределяется на большой объем; следовательно, абсолютная влажность уменьшается. При сжатии воздуха абсолютная влажность растет.

Существуют три важные характеристики влажности.

1. Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха, называется точкой росы ?. Так, если при температуре воздуха +27°С давление пара в нем равно 23,4 гПа, то такой воздух не является насыщенным.  Для того чтобы он стал насыщенным, нужно было бы понизить его температуру до +20°С. Вот эта, температура +20°С и является в данном случае точкой росы. Очевидно, что чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре.

2. Разность между температурой воздуха Т и точкой росы ? называется дефицитом точки росы ?: ? =Т- ?.

3. Разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре воздуха и факти-ческим давлением е пара в воздухе (D = E – e) называется дефицитом насыщения. Иначе говоря, дефицит насыщения показывает, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в гектапаскалях.

Географическое распределение влажности воздуха

Географическое распределение влажности воздуха зависит:

1) от испарения в каждом данном районе;

2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие.

Испарение пропорционально дефициту насыщения, а последний, в общем, тем больше, чем выше температура. Поэтому распределение влажности (давления пара, удельной или абсолютной влажности) в общем следует распределению температуры.

Влажность воздуха, как и температура, убывает с широтой. Кроме того, зимой она, как и температура, ниже на материках и выше на океанах, поэтому зимой изолинии давления пара или абсолютной влажности, подобно изотермам, прогнуты над материками в направлении к экватору. Над очень холодными внутренними районами Центральной и Восточной Азии возникает даже область особенно низкого давления пара с замкнутыми изолиниями. В районе якутского полюса холода давление пара меньше 0,1 гПа; еще ниже оно во внутренних районах Антарктиды.

Однако летом соответствие между температурой и содержанием пара меньше. Температуры внутри материков летом высокие, но испарение ограничено запасами влаги, поэтому водяной пар может поступать в воздух не больше, чем над океанами, а фактически меньше. Следовательно, и давление пара над материками не увеличено в сравнении с океанами, несмотря на более высокую температуру.

В материковых областях с преобладающим круглый год переносом воздуха с океана, например в Западной Европе, содержание пара достаточно большое, близкое к океаническому и зимой, и летом. В муссонных областях, таких как юг и восток Азии, где воздушные течения направлены летом с моря, а зимой с суши, содержание пара велико летом и мало зимой.

В соответствующих широтах Южного полушария давление пара и абсолютная влажность достаточно близки к их значениям для Северного полушария. Наибольшая влажность в среднем годовом приходится на экватор. Но зимой для Северного полушария она отмечается примерно на 6° ю.ш., а летом для Северного полушария – на 7° с.ш. Зимние значения во всех широтных зонах меньше летних.

В среднем годовом для всей Земли абсолютная влажность у земной поверхности 11 г/м³.  Это значит, что плотность водяного пара составляет всего 1% общей плотности воздуха у земной поверхности (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

Относительная влажность зависит от содержания пара и температуры воздуха. Она всегда высокая в экваториальной зоне, где содержание пара в воздухе очень большое, а температура не слишком высокая вследствие большой облачности. Здесь относительная влажность в среднем годовом доходит до 85% и более. Относительная влажность всегда высокая и в Северном Ледовитом океане, на севере Атлантического и Тихого океанов, в антарктических водах, где она достигает таких же или почти таких же высоких значений, как и в экваториальной зоне. Однако причина высокой относительной влажности здесь другая. Содержание пара воздуха в высоких широтах незначительное, но и температура воздуха также низкая, особенно зимой.

С высотой давление водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность.  Это вполне понятно: давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Замечательно, что и процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Это значит, что давление и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее (даже значительно быстрее), чем общее давление и общая плотность воздуха. Зависит это от того, что источником водяного пара служит поверхность Земли (океаны, суша), т.е. водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу и, постепенно распространяясь вверх, конденсируется в более или менее высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних.