КЛИМАТЫ УМЕРЕННОГО ПОЯСА И ПОЛЯРНЫХ ШИРОТ СЕВЕРНОГО И ЮЖНОГО ПОЛУШАРИЙ

Умеренный континентальный климат формируется над Восточной Европой, Азией и Северной Америкой. Наиболее отчетливо он выражен в Сибири, на севере Монголии, на Великих равнинах Северной

Америки. Территории, принадлежащие этому типу климата, занимают огромную площадь, простираясь на 15—20° по широте. Это приводит к тому, что различия высоты Солнца и продолжительности светлого времени суток существенно разнятся в их северных и южных частях. Тем не менее они принадлежат к одному типу, поскольку эти различия являются вторичными на фоне общности климатообразующих процессов, создающей основные особенности климата. С точки зрения классификации В.П. Кеппена (см. параграф 1.5), рассматриваемые территории принадлежат к классам DC (умеренный континентальный климат) и ЕС (умеренный субарктический климат).

В качестве примера рассмотрим распределение метеорологических элементов в Виннипеге (49°53' с.ш., 97°07' з.д.) (рис. 4.6). Потоки солнечной радиации имеют четкий сезонный ход, причем облачность сокращает поступление суммарной радиации приблизительно на 20— 30%. Радиационный баланс /^достигает больших значений летом, а с конца осени и до конца зимы он отрицателен, хотя абсолютные значения радиационных потерь тепла невелики. Поверхность суши хорошо увлажнена, поэтому затраты тепла на испарение значительны и особенно в теплое время года, поток скрытого тепла LES превосходит поток явного тепла Ps. В целом турбулентные потоки повторяют в сезонном ходе поведение Rs, хотя могут наблюдаться и некоторые отклонения. Так, затраты тепла на испарение максимальны в начале лета, когда уже велик Rs и одновременно почва сильно увлажнена талыми водами. В течение теплого периода влагосодержание почвы уменьшается, при этом LES уменьшается, a Ps растет. Турбулентные потоки зимой существенно меньше, чем летом.

Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7) и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Виннипег

Рис. 4.6. Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7) и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Виннипег

Четкий сезонный цикл составляющих теплового баланса генерирует годовой ход температуры с большой амплитудой (рис. 4.7). В зимние месяцы происходит выхолаживание земной поверхности

(R~ < 0). Среди факторов, влияющих на циклогенез (см. (4.3)),

данный эффект является превалирующим, определяя условие < 0

at

и создавая ^ < 0, т.е. в нижних слоях формируется антициклониче- ская циркуляция. Холодный антициклон не может простираться высоко в тропосферу (см. выражение (1.20)), поэтому он прослеживается только до высоты 1—2 км. Выше наблюдаются потоки западных направлений. В рассматриваемых антициклональных условиях обычно малооблачно, что дополнительно способствует уменьшению встречного излучения атмосферы и росту выхолаживания. Антициклональная циркуляция сопровождается устойчивой стратификацией атмосферы (типично инверсионное распределение температуры с высотой), так что воздух слабо перемешивается как по вертикали, так и по горизонтали. Особенно плохие условия вентиляции наблюдаются в межгорных долинах, где выхолаживание приводит к очень низким температурам.

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Виннипег

Рис. 4.7. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Виннипег

В Виннипеге средняя температура января составляет около -20°С. По сравнению с зимними сибирскими морозами (где температура составляет -30...-40°С, а в отдельных котловинах достигает -60°С) это довольно мягкие условия. Объясняется это тем, что зимний Канадский антициклон не так устойчив, как Азиатский, из-за меньших размеров североамериканского материка. Кроме того, хотя меридионально расположенные горные хребты Кордильер являются барьером, морские воздушные массы все же проникают внутрь североамериканского материка через понижение Кордильер в районе Британской Колумбии.

Над Европой нет аналогичных горных систем, поэтому Восточная Европа и даже Западная Сибирь (хотя Уральские горы являются определенной преградой) открыты зимой для вторжения морских воздушных масс. Это обстоятельство наглядно отражает характер изотерм, которые в зимнее время имеют над Европой квазимериди-

ональную направленность (см. рис. 1 (2__))- Поэтому над Восточной Европой формируется более мягкий «подтип» континентального климата по сравнению с тем, что наблюдается восточнее.

Большое влияние на климат рассматриваемых областей оказывает их открытость к северу. В зимнее время отсюда на территорию умеренного пояса часто вторгаются исключительно холодные воздушные массы.

В летнее время большие значения радиационного баланса обеспечивают хороший прогрев территории (в Виннипеге среднемесячная температура летом достигает 20°С). По сравнению с окружающими холодными морями материки несколько теплее, и поток

тепла в атмосферу обеспечивает тенденцию к ^ > 0 и > 0. Па этом фоне происходит развитие циклонов и антициклонов, обеспечивающих обмен воздушными массами. Поступающие сюда атлантические или арктические массы трансформируются в условиях однородной поверхности, превращаясь в континентальный умеренный воздух.

Осадки в холодный период года выпадают в виде снега, формируя снежный покров. Их количество связано как с интенсивностью циклонической деятельности, так и с тем путем, который проделала воздушная масса, «выливающая» по дороге накопленные запасы влаги. Поэтому в Европе и Северной Америке формируется гораздо более мощный снежный покров, чем в Сибири или Монголии. Ан- тициклональные условия, крайне низкое в холодном воздухе влаго- содержание воздушных масс и региональная блокировка территорий горными системами приводят к тому, что в некоторых регионах (например, Алданское нагорье) среднемесячное количество выпадающих осадков составляет всего несколько миллиметров (водного эквивалента). Толщина снежного покрова в этом случае не спасает почву от сильного охлаждения, поддерживающего грунты в мерзлом состоянии. Именно такое обстоятельство позволяет вечной мерзлоте существовать на довольно низких широтах.

В данном климатическом режиме большая часть осадков выпадает летом. Летнему максимуму способствуют и рост влагосодер- жания воздушных масс, и повышение повторяемости проникновения во внутриматериковые районы циклонов. Летом в Евразии осадки формируются из влаги, испарившейся с Атлантического океана, поэтому их количество типично убывает с запада на восток. Важную роль играют горные хребты, на наветренных склонах которых количество осадков больше, чем на подветренных. В Северной Америке большую роль в летнем увлажнении играют проникающие далеко на материк атлантические циклоны, поэтому количество осадков убывает с востока на запад. В Восточной Азии также происходит вторжение морских циклонов Тихого океана на материк, однако глубина проникновения невелика, так как ограничена горными хребтами, протянувшимися вдоль береговой линии.

Большие пространственно-временные различия термических условий и осадков формируют различные условия влагообеспечен- ности. В Северной Америке центральная и северо-западная части умеренного пояса характеризуются достаточным увлажнением (ГТК > 1) (см. параграф 1.5). На юго-западе засушливость возрастает (ГТК = = 0,8—1,0). Северо-восток характеризуется уже даже избыточным увлажнением (ГТК > 1,5). В Восточной Европе и Сибири отмечается зональный характер распределения увлажнения: с севера на юг условия меняются от избыточного увлажнения до засушливости. Термический режим и условия увлажнения определяют характер ландшафтов: хвойные леса на севере сменяются к югу смешанными и лиственными, а увеличение засушливости приводит к появлению степных и даже полупустынных ландшафтов.

Океанический умеренный климат занимает огромные пространства как в северном, так и в южном полушариях. Он формируется под влиянием господствующего в течение всего года морского умеренного воздуха. Астрономические особенности радиационного режима проанализированы ранее (см. рис. 4.6). Радиационный баланс поверхности океана имеет четкий сезонный ход, и его значения близки к тем, которые отмечаются на суше. Турбулентные потоки зимой особенно велики, причем главную роль играет поток скрытого тепла. Ситуация, когда одновременно происходят потери тепла с поверхности за счет как радиационных, так и нерадиационных потоков, должна приводить к понижению температуры океана, однако в некоторых регионах рассматриваемого типа климата (например, в Североатлантическом) это несколько компенсируется теплом, приносимым океанскими течениями.

Атлантический и Тихий океаны охвачены интенсивной циклонической деятельностью во все сезоны. Это связано в первую очередь с планетарными причинами: в средних широтах каждого полушария формируется главный планетарный межширотный контраст температуры — полярный фронт, на котором и происходит развитие движущихся на восток циклонических серий. Кроме того, особенности распределения суши и моря таковы, что в зимнее время холодный материк примыкает к океану с запада (для Атлантики это Канадская Арктика с Гренландией, для Тихого океана — Восточная Сибирь). Перемещающиеся на восток холодные и сухие воздушные массы создают над океанами мощный восходящий поток тепла, величина которого определяется тем, что здесь одновременно велики градиенты метеорологических элементов и неустойчиво стратифицирована атмосфера. Такая ситуация способствует (см. уравнение (4.3)) интенсификации циклонической завихренности. Образовавшиеся волны и вихри объединяются в серии, простирающиеся от субтропиков до полярных районов. Они создают в своей передней части вынос теплого воздуха, а в тылу движение к югу холодных воздушных масс. Контраст адвекции тепла в различных сегментах вихря и выделение внутри него тепла при конденсации водяного пара способствуют интенсификации циклонов. Этот механизм ответствен за перманентную активизацию вихрей в одних и тех же районах Атлантики и Тихого океана. Данный факт находит отражение в географическом распределении среднего атмосферного давления: над северным полушарием в умеренной зоне отмечаются две постоянно существующие области низкого давления. Это так называемые Исландская и Алеутская депрессии, обозначаемые терминами «центр действия атмосферы» и «минимум».

В западной части океанов температура зимой отрицательная (здесь образуются плавучие льды), причем в Тихом океане она достигает -10°С. В центральной и восточной частях океанов температура не опускается ниже 0°С. В летнее время интенсивность циклогенеза несколько ослабевает из-за общего уменьшения межширотного градиента температуры и изменения тех региональных особенностей в тепловом режиме суши и моря, о которых шла речь ранее. Однако ослабление интенсивности циклонов не настолько велико, как можно было бы ожидать. Дело в том, что летом в циклогенезе участвуют более теплые воздушные массы, содержащие гораздо больше водяного пара. Его выделение при конденсации способствует интенсификации циклонов, компенсируя сезонное ослабление других влияющих факторов.

В Южном океане также происходит интенсивное развитие циклонических серий на полярном фронте. Однако здесь влияние континентов, частично «разрезающих» океан, выражено далеко не так, как в северном полушарии, т.е. формирование центров действия, аналогичных рассмотренным ранее, не происходит. При этом среднее распределение давления представлено изобарами, проведенными практически вдоль широтных кругов — настолько сглаживается поле давления нестационарными вихрями (см. гл. 2 и 3).

Как в северном, так и в южном полушарии постоянный циклогенез сопровождается частыми штормами. Особенно интенсивны они в южном полушарии, в котором пояс перманентных бурь вошел в морской фольклор под названиями «ревущие сороковые» и «грохочущие пятидесятые».

Климатические условия гор, расположенных на островах и побережьях материков в данном типе климата, характеризуются постоянно высокой влажностью воздуха и облачностью, а также значительными осадками. Их годовой ход выражен слабо. Суточная амплитуда температуры очень мала — по данным наблюдений на горе Бен-Невис (высшей точке Британских островов, 1343 м, 56° 48' с.ш., 05° 00' з.д.), она не превышает 2°С летом и 0,5°С зимой. Годовые суммы осадков увеличиваются с высотой: так, на северо-востоке Британии плювио- метрический градиент составляет 2,4 мм на каждый метр подъема. Орографический эффект более проявляется в увеличении интенсивности осадков, чем в их продолжительности. Поскольку температура в горах зимой оказывается немного ниже нуля, то часты выпадения переохлажденных осадков и гололедные явления. С высотой увеличивается и доля снегопадов: так, на севере Шотландии на высотах около 750 м осадки зимнего сезона представлены выпадениями снега в 50% случаев.

Умеренный климат западных побережий материков имеет ярко выраженные черты морского климата. Он наблюдается в открытой морскому влиянию Европе, а также на Тихоокеанском побережье Северной и Южной Америки. Средняя температура не опускается ниже нуля (рис. 4.8), хотя ее междусуточная изменчивость очень велика, особенно в зимнее время. Морское влияние смягчает и летние температуры. Если рассматривать северное полушарие, то зимой вынос морского воздуха в Европу происходит по периферии Исландской депрессии, а в Северную Америку — по периферии Алеутской депрессии. Летом ситуация меняется: перенос морских масс происходит «с большим участием» субтропических антициклонов, часто происходит по их северной периферии, сопровождается проникновением отрогов антициклона на материк. При этом возрастает значение радиационного фактора, способствующего более быстрой трансформации морского воздуха в континентальный. Осадки превалируют в зимний период года (см. рис. 4.8). Их годовое количество составляет 600—1000 мм, причем усиление циклогенеза на наветренных склонах вызывает дополнительный рост осадков (так, в Ванкувере выпадает в среднем 1500 мм осадков). В некоторых случаях их количество вырастает в 2—5 раз.

Невысокие температуры и обильные осадки создают условия избыточного увлажнения. Здесь ГТК составляет порядка 1,5.

Умеренный климат восточных побережий имеет отчетливые муссонные черты в Азии. Зимой здесь господствует холодный континентальный умеренный воздух, перемещающийся в системе антицикло- нической циркуляции с севера на юг. Поэтому наблюдаются низкие температуры и очень небольшое количество осадков (рис. 4.9). Летом усиление циклонической деятельности обеспечивает поступление на материк морских воздушных масс, приносящих осадки. Это и придает данному типу климата муссонный характер. Осадки, как правило, выпадают нерегулярно. Например, проникновение на сушу

тайфуна сразу способно обеспечить выпадение месячной нормы осадков. Температуры летом невысокие из-за частых вторжений морского воздуха. Отметим, что муссонная циркуляция типична для всего восточного побережья Азии. В этом смысле проявление муссонных черт в умеренном климате можно рассматривать не только с точки зрения усиления здесь циклогенеза в теплый период, но и в контексте общемуссонных процессов, сводя в единую систему процессы в тропиках и внетропических широтах.

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Ванкувер (49°18' с.ш., 123°06' з.д.)

Рис. 4.8. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Ванкувер (49°18' с.ш., 123°06' з.д.)

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Приморское (45°13' с.ш., 133°30 в.д.)

Рис. 4.9. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Приморское (45°13' с.ш., 133°30/ в.д.)

На Атлантическом побережье Северной Америки не существует классического муссонного климата (с влажным летом и сухой зимой) (рис. 4.10). Здесь циклогенез интенсивен не только летом, но и зимой. В значительной степени это обусловлено поддержанием высокой температуры воды в Атлантическом океане благодаря ее транспортировке с юга в Гольфстриме. Создающиеся мощные потоки тепла от поверхности в атмосферу способствуют развитию циклонов, которые при своем движении захватывают и прибрежные территории.

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Квебек (46°49' с.ш., 71°13' з.д.)

Рис. 4.10. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Квебек (46°49' с.ш., 71°13' з.д.)

Отсутствуют муссонные черты у климата восточного побережья Южной Америки. Здесь, в Патагонии, реализуются засушливые условия (рис. 4.11). Они связаны с тем, что от Тихого океана территория закрыта Андами, а развитию осадкообразующих процессов со стороны Атлантического океана препятствуют низкие температуры воды, транспортируемой сюда Фолклендским течением, над которым интенсивность циклонических вихрей ослабевает (см. фор- мулу(4.3)).

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Сармьенто (45°36 ю.ш., 69°05' з.д.)

Рис. 4.11. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Сармьенто (45°36/ ю.ш., 69°05' з.д.)

Климат полярных регионов земного шара определяется прежде всего особенностями радиационного режима — отсутствием (или малым количеством) солнечной радиации зимой и большим притоком в летнее время. Однако несмотря на то, что летом приток солнечной радиации значителен, продолжительность летнего сезона недостаточна для того, чтобы земная поверхность прогрелась до больших значений — полярные регионы остаются холодными, хотя межширотный градиент температуры становится существенно меньше, чем зимой. Воды полярных морей летом холодные и частично покрыты льдами, на суше иногда не полностью стаивает снежный покров, да и грунт часто находится в замерзшем состоянии. Однако если бы инерционность полярной системы была меньше или продолжительность теплого сезона больше, то можно было бы ожидать не только существенного потепления высокоширотных регионов, но даже и выравнивания температуры в пределах летнего полушария. Примером такого рода явления служит сезонная динамика термического режима северного полушария планеты Марс, где летом полностью стаивает полярная шапка и исчезает межширотный термический градиент.

Регионы, непосредственно примыкающие с полярной стороны к умеренному поясу, представляют собой переходную область, в которой летом господствует умеренная воздушная масса, а зимой эти районы занимает арктический (антарктический) воздух. По классификации Б.П. Алисова (см. рис. 8 (?_})), это субарктический (субантарктический) климатический пояс. По классификации В.П. Кеп- пена (см. рис. 1.14), это субарктические или полярные климаты.

Субарктический континентальный климат (по Б.П. Алисову) формируется на севере Азиатского и Североамериканского континентов. На Американском материке он несколько мягче с точки зрения более высоких температур в зимнее время, однако здесь и особенно в северо-восточной части Канадской Арктики в холодный сезон велика повторяемость очень сильных ветров.

Максимальная высота Солнца в этом типе климата несколько ниже, чем в умеренных широтах, однако данное обстоятельство компенсирует большая продолжительность светлого времени суток. Период положительных значений радиационного баланса сокращается — радиационный баланс отрицателен в течение полугода (рис. 4.12). За это время происходит стабильное выхолаживание земной поверхности, в результате чего у поверхности и в нижних слоях тропосферы возникает тенденция к формированию антициклонической завихренности. Возникающий режим циркуляции характеризуется небольшими скоростями ветра, малым количеством осадков и слабым вертикальным обменом. В итоге охлаждение поверхности, промерзание почвы и выхолаживание приповерхностного слоя воздуха еще больше усиливаются (рис. 4.13). Особенно велико падение температуры в низинах и горных котловинах, в которых отсутствие перемешивания воздушных масс связано дополнительно еще и с тем, что здесь часто орографически блокировано хоть какое-то морское влияние. Именно в таких местах расположены те станции Якутии, на которых при наблюдениях несколько раз отмечались рекордные температуры ниже -70°С (Верхоянск, Оймякон, Оленек).

Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Туруханск (65°48' с.ии., 87°58' в.д.)

Рис. 4.12. Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Туруханск (65°48' с.ии., 87°58' в.д.)

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Туруханск

Рис. 4.13. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Туруханск

Летом определяющим фактором климатообразования является большой радиационный баланс. Приток тепла к почве и атмосфере способствует прогреву — летние температуры достигают 12—18°С. Однако продолжительность лета невелика, она уже существенно меньше трех календарных месяцев. Осадки выпадают преимущественно летом. Их абсолютное значение не мало (в Туруханске, например, за год выпадает 480 мм), и это вместе с небольшой испаряемостью часто создает условия заболачивания. Последнему процессу в ряде случаев способствует вечная мерзлота, не позволяющая воде покинуть верхний оттаивающий летом слой почвы.

В качестве примера распределения климатических характеристик в горах рассмотрим горный массив Святого Ильи (Аляска), высшие точки которого приближаются к 6000 м. Средняя температура июля на станции Маунт Логан (5360 м, 60°34' с. ш., 140°24' з.д.) составляет около -18°С. В летний период температура убывает с высотой как на восточном, так и на западном склоне со скоростью -0,65°С/100 м.

Парциальное давление водяного пара на станции Маунт-Логан — около 1 гПа, а его вертикальный градиент равен -0,2 гПа/100 м. На западных склонах горного массива, обращенных к Тихому океану, преобладают осадки фронтального вида, на восточных склонах — конвективные ливни в послеполуденное время. Типичным феноменом восточных склонов является дующий вниз ледниковый ветер (его повторяемость — примерно 70%).

Зимой климатический режим тихоокеанского склона определяется циклогенезом алеутского минимума, приводящего к перманентной многослойной облачности и большим количествам осадков. На противоположном склоне, напротив, господствует область высокого давления, свойственная в зимнее время внутриконтинентальным регионам. В среднем за зимний период лишь несколько систем низкого давления способны пересекать 3-километровый горный хребет.

Океанический субарктический (субантарктический) климат характеризуется меньшей амплитудой сезонных колебаний температуры: вблизи побережья она составляет около 20°С, над океанами — около 15°С. Во все сезоны года здесь интенсивны циклонические процессы, выпадают осадки, типичны высокая влажность и большие скорости ветра. Континентальный арктический климат характерен для Гренландии и прибрежных территорий Северного Ледовитого океана. Климатические условия северных частей Сибири во многих чертах сходны с теми, которые были рассмотрены при анализе континентального субарктического климата. Климат Гренландии еще более суров — здесь к низким зимним температурам (достигающим -50°С на ледниковом плато, 3300 м над уровнем моря) добавляется тот факт, что и летом температуры остаются существенно ниже нуля (около -15°С). Холодная Гренландия в сочетании с примыкающим к ледниковому щиту с востока теплым океаном создает такую картину теплообмена с атмосферой, при которой результирующим эффектом является тенденция к формированию над Гренландией ан- тициклонической завихренности (см. (4.3)). Это не превалирующий, но важный фактор, приводящий к тому, что над ледниковым щитом часто образуется гребень высокого давления.

Океанический арктический климат формируется над арктическим бассейном. Астрономические условия обеспечивают летом большой поток инсоляции на ВГА, причем важную роль играет продолжительность солнечного сияния. Однако значительная облачность и покрытая льдом и снегом поверхность определяют большое альбедо системы «Земля — атмосфера». Тем не менее приход суммарной радиации значителен (рис. 4.14). Это создает летом довольно большой радиационный приток тепла, который приводит к тому, что температура в данный период в среднем близка к нулю (рис. 4.15). Выше она не может подняться, так как при положительных значениях все тепло затрачивается на таяние снега и льда. Зимой радиационный

Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции о. Визе (79°30'с.ш., 7б°58'в.д.)

Рис. 4.14. Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции о. Визе (79°30'с.ш., 7б°58'в.д.)

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции о. Визе

Рис. 4.15. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции о. Визе

баланс отрицателен. Температура существенно снижается: так, на о. Визе она опускаются до -26°С, однако все же не достигает столь низких значений, как в Сибири. Это связано с двумя причинами. Во- первых, в Арктику, в отличие от континента, иногда вносится тепло циклонами, которые хотя и редко, но способны сюда проникать. Во- вторых, из-за движения ледяные поля ломаются и трескаются и через образующиеся полыньи и трещины происходит большой выброс тепла в атмосферу (в самом деле, вода подо льдом имеет температуру около -1,5°С, и если образуется полынья, то при контрасте температуры 20°С формируется сильный турбулентный поток тепла).

Наиболее теплым сектором Арктики является Европейско-Атлантическая область. Здесь интенсивен циклогенез и в теплых секторах циклонов теплый морской воздух может выноситься вплоть до самого полюса. Тепло переносится и в океане теплыми ветвями Североатлантического течения. Поэтому на севере Шпицбергена, в Грин- Харборе (78°00' с.ш., 14° 12' в. д.), средняя температура января составляет — 16°С (т.е. на 10°С выше, чем на о. Визе), а в июле она равна 5°С (т.е. на 5°С выше, чем на о. Визе). В восточносибирской части Арктики холоднее (о чем свидетельствуют данные наблюдений на о. Визе). Еще более низкие температуры наблюдаются в канадском секторе. Годовое количество осадков в атлантическом секторе Арктики составляет 300—500 мм, а в восточносибирском и канадском секторах — не более 100-200 мм.

Континентальный антарктический климат характерен для Антарктиды — изолированного полярного материка, покрытого мощным ледниковым щитом, толщина которого в районе Восточной Антарктиды достигает 3 км. О потоках солнечной радиации можно судить по данным, относящимся к о. Визе (см. рис. 4.14). Только, разумеется, представленный там ход радиационных потоков надо «перевернуть», поменяв местами зиму и лето. Кроме того, в южном полушарии приток возможной солнечной радиации летом выше на 7%, чем летом в северном полушарии (из-за того, что в период лета южного полушария Земля располагается в точке перигелия орбиты (см. параграф 2.1)). Однако большое значение альбедо приводит вместе с излучением к тому, что радиационный баланс летом лишь слабо положителен. В целом за год его величина отрицательна.

В Южном океане, окружающем Антарктиду, развивается интенсивная циклоническая деятельность. Однако на материк циклоны выходят лишь в районе Западной Антарктиды и Антарктического полуострова. В Восточную Антарктиду они не проникают никогда. Здесь давление всегда высокое, и в примыкающем к поверхности слое атмосферы развивается антициклоническая циркуляция. С высотой она быстро сменяется на циклоническую — это циркумполярный вихрь, достигающий в южной полярной области гораздо большей интенсивности и устойчивости, чем аналогичный вихрь над северной полярной зоной.

В климатическом режиме Антарктиды естественным образом выделяются три области. Это, во-первых, плато Восточной Антарктиды. Характеризуя условия его центральной части данными станции Восток (78°28' ю.ш., 106°48' в.д., 3400 м над уровнем моря), отметим, что температура зимой может опускаться до -90°С, а летом она составляет около -ЗОЮ. Распределение температуры с высотой характеризуется ярко выраженным инверсионным распределением. Количество осадков составляет примерно 40 мм в год. Влагосодержание воздуха очень мало, зимой воздух практически сухой. На периферии плато условия мягче. По результатам наблюдений, на станции Амундсен — Скотт (90°00' ю.ш., 2880 м над уровнем моря) температура летом — около -ЗОЮ, а зимой составляет -60Ю. Годовая сумма осадков примерно 50 мм. Несмотря на столь, казалось бы, малое количество осадков, происходит накопление льда в центральной части ледникового щита и его растекание, приводящее к формированию айсбергов (айсберговый сток) в береговой зоне.

Холодный воздух центральной части Антарктиды обладает повышенной плотностью и поэтому стекает вниз по ледниковому склону. Это обширная область материка, представляющая собой пояс шириной 700 км. По температурным условиям климат здесь не кажется столь суровым, как на плато. Так, по данным станции Пионерская (69°42' ю.ш., 95°30' в. д., 2700 м над уровнем моря), здесь температура зимой около -48°С, а летом составляет -23°С. Однако постоянные сильные ветры (средние месячные скорости достигают 8—13 м/с) делают условия очень трудными для жизни. Отметим, что стоковые ветры не являются простой разновидностью горных ветров, возникающих в ночное время на склонах многих горных стран. И там и здесь, правда, определяющим моментом являются выхолаживание масс воздуха и увлечение их вниз по склону архимедовыми силами, однако масштаб антарктических стоковых ветров настолько велик, что в динамике потока участвует сила Кориолиса.

Третья область Антарктиды — это ее побережье. Здесь выпадает много осадков (400-700 мм), температуры могут сильно различаться в зависимости от удаленности от моря и особенностей рельефа. Так, по данным станции Мирный (66°30' ю.ш., 93°00' в.д.), средняя месячная температура составляет около -20°С зимой и -2°С летом. Характерной особенностью являются стоковые ветры, которые взаимодействуют с циклонической деятельностью. Среднемесячные скорости ветра могут достигать 15—20 м/с (при этом возможны порывы до нескольких десятков метров в секунду). Максимальные скорости наблюдаются зимой, минимальные — летом. Районы побережья относятся, по-видимому, к тем, где наиболее часто в мире наблюдается повторяемость штормов. В некоторых участках прибрежной зоны имеются области, свободные ото льда, — так называемые оазисы.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >