Метеорология и климатология (рус.)

Нижней границей голоцена принято считать рубеж 10 тыс. лет назад. Повышение температуры, таяние ледников и разрушение ледниковых покровов началось 14 тыс. лет назад. Это потепление климата имело глобальный характер. Оно сопровождалось деградацией вюрмских лед­никовых покровов Европы и Северной Америки, но этот процесс не был монотонным. На его фоне происходили колебания температуры, частые наступания ледников, изменения уровня Мирового океана, высоты сне­говой линии в горах, площади долинных ледников, распространения растительности. Исчезновение Скандинавского ледникового покрова произошло около 9 тыс. лет назад, а Северо-Американского - 7 тыс. лет до н.э. Периодизация голоцена основана на палеоботанических призна­ках. Голоцен делится на пять климатических периодов:

На протяжении геологической истории Земли (4,65 млрд. лет) вместе с земной природой менялись состав атмосферы, ее масса и климат. За этот период времени многократно изменялись очертания материков, конфигурация и высота горных систем, площадь суши и океана, проис­ходили изменения светимости Солнца, колебания эксцентриситета зем­ной орбиты и наклона оси вращения Земли к плоскости эклиптики, а также замедление скорости вращения Земли. Следовательно, происхо­дили изменения теплооборота, влагооборота и атмосферной циркуляции.

Временные масштабы возможных причин климатических измене­ний необычайно широки. Так, изменение светимости Солнца за преде­лами 1 % солнечной постоянной может происходить 

Неровности поверхности с разностями высот порядка сотен или де­сятков метров влияют на мезо- и микроклимат в основном также, как и крупномасштабный рельеф на общие условия климата. Основная роль в микроклимате пересеченной местности принадле­жит экспозиции, т.е. ориентации склонов относительно стран света, а также формам рельефа. Неравномерное распределение солнечной ра­диации по склонам разной крутизны и ориентации является одной из основных причин возникновения термических различий подстилающей поверхности в условиях изрезанного рельефа.

Наиболее высокие температуры почвы, как показывают наблюдения, отмечаются на юго-западных склонах. Различия в нагревании почвы на склонах различной экспозиции сказываются и на распределении темпе­ратуры воздуха, что может отразиться на характере растительности.

Вследствие различий в соотношении между составляющими радиа­ционного и теплового балансов водной поверхности и суши создается местная циркуляция (бризы), наиболее четко выраженная в теплое вре­мя года в прибрежной полосе, размеры которой зависят от площади водоемов и контрастов в температуре поверхности суши и водоема, а также от строения окружающей территории. Днем над нагретой сушей конвективные потоки поднимаются вверх, а на смену им с водоемов в нижнем слое приходит более холодный воздух, возникает дневная ветвь бризовой циркуляции. Ночью, когда суша становится холоднее водных масс, возникает обратная циркуляция. Бризы помимо морских побере­жий наблюдаются на больших и малых водоемах и на больших реках (например, на Волге). Чем меньше водоем, тем меньше скорости бри­за, его горизонтальная и вертикальная мощность. Особенности орогра­фии прибрежных территорий влияют на проникновение бриза в глубь суши. Наиболее благоприятные условия создаются для его распростра­нения на плоских побережьях, где он проникает на десятки километров. При нахождении вблизи береговой линии горных препятствий проникно­вение бризов в глубь территории ограничено.

Местные особенности климата, обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся на небольших расстояниях, называют микроклиматом.

Поверхность, воспринимающую и отдающую энергию, являющую­ся источником температурных колебаний прилегающих слоев воздуха и почвы, А.И.Воейков назвал внешней деятельной поверхностью. Процессы поглощения и излучения радиации, испарения и теплообме­на происходят не только на поверхности, но всегда охватывают слой различной толщины. Выделяют также деятельный слой земной поверх­ности, в котором практически полностью усваивается вся поглощенная радиация.

Город представляет протяженную мезонеоднородность. Он создает свой местный климат, а на отдельных его улицах и площадях создают­ся микроклиматические условия, определяемые городской застройкой, покрытием улиц, распределением зеленых насаждений, водоемов.

Солнечная радиация в условиях больших промышленных городов оказывается пониженной вследствие уменьшения прозрачности из-за дыма и пыли. За счет увеличения мутности атмосферы в среднем мо­жет теряться до 20% солнечной радиации, особенно сильно ослабляет­ся приход ультрафиолетовой радиации. Одновременно в городе к рас­сеянной радиации добавляется отраженная стенами и мостовыми.

Климаты экваториального пояса. Количество суммарной солнечной радиации — 140-150 ккал/см² в год. Радиационный баланс на матери­ке— 80 ккал/см² в год, на Океане — 100-120 ккал/см² в год. Преобла­дают пониженное давление, слабые, неустойчивые ветры, благоприят­ствующие развитию термической конвекции.

Испарение одинаково велико как над Океаном, так и над матери­ком, покрытым густой растительностью. Абсолютная влажность воздуха более 30 г/ж³ над сушей, относительная влажность — 70% даже в наи­более сухих местах. Среднемесячная температура воздуха колеблется от 24 до 28°. Количество осадков почти всюду превышает возможное испа­рение и достигает в среднем 2000 мм в год. Наибольшее количество осадков приходится в общем на периоды равноденствия, но эта законо­мерность не везде выдерживается.