Географическое распределение давления.

Мк

вся энергия солнечной радиации (99%)

радиация с меньшими или большими длинами волн, вплоть до рентгеновских лучей и радиоволн (1%)

Мк

вся солнечная лучистая энергия (46%)

инфракрасные лучи (47%)

ультрафиолетовые лучи (7%)

Солнечная постоянная – это количество лучистой энергии, проходящей в течение минуты через площадь 1 см на расстоянии от Солнца, равном среднему радиусу земной орбиты. Имеет величину 1,95 кал/см^2 мин

Прямая солнечная радиация – энергетическая освещенность, создаваемая излучением, поступающим на Землю непосредственно от солнечного диска в виде пучка параллельных солнечных лучей.

Суммарная солнечная радиация – вся прямая и рассеянная солнечная радиация, поступающая на земную поверхность. Суммарная солнечная радиация характеризуется интенсивностью.

Отраженная солнечная радиация -это лучи Солнца, отраженные земной или водной поверхностью. Она выражается процентным отношением отраженных лучей к их суммарному потоку.

Процессы поглощения и рассеяния солнечной радиации в атмосфере:

в атмосфере поглощаются солнечная радиация, земное излучение и излучение других слоев самой атмосферы. Это поглощение. избирательное, т. е. неодинаковое для радиации разных длин волн, и производится преимущественно водяным паром, озоном, углекислым газом, менее — кислородом, а также коллоидными примесями. Всего поглощается в атмосфере около 15% входящей в нее солнечной радиации и большая часть собственного излучения земной поверхности.

рассеяние радиации происходит во всех направлениях, однако, не с одинаковой интенсивностью. Наиболее интенсивное рассеяние имеет место в направлении падающего луча (вперед) и в противоположном направлении (назад). Минимумы рассеяния наблюдаются в направлениях, перпендикулярных к прямому лучу.

Закон Релея -интенсивность упруго рассеянного света пропорциональна 4-ой степени длины волны падающего света, благодаря чему голубые и фиолетовые лучи рассеиваются сильнее, нежели красные. Этим объясняется голубой цвет неба.

Закон ослабления радиации (формула Буге) -ослабление электромагнитного излучения в атмосфере, определяемое положением и рассеянием атмосферными аэрозолями и газами. Является частным случаем уравнения переноса излучения.

Радиационный баланс земной поверхности -разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением. Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.

Поглощенная радиация – частичное превращение лучистой энергии Солнца (солнечной радиации) в другие виды энергии, в особенности в теплоту. Составляющая радиационного баланса земной поверхности.

Эффективное излучение -разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы. Составляющая радиационного баланса земной поверхности.

Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы - в течение суток поверхность почвы непрерывно, разными способами теряет либо поглощает тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх (в атмосферу) и вниз (в почву). На поверхность почвы поступает суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, а так же тепло поступает путем турбулентной теплопроводности.

Годовой ход температуры поверхности почвы – в течение года поверхность почвы также непрерывно, разными способами теряет, либо поглощает тепло, только годовой ход температуры имеет значительно большую амплитуду колебания температуры. Через земную поверхность тепло передается вверх (в атмосферу) и вниз (в почву). На поверхность почвы поступает суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, а так же тепло поступает путем турбулентной теплопроводности.

Распространение тепла вглубь почвы - при передаче в глубь почвы периодических изменений температуры период колебаний с глубиной не меняется, а амплитуда колебаний с глубиной затухает. Если глубины растут в прогрессии арифметической, амплитуды уменьшаются в прогрессии геометрической — первый закон Фурье.

Географические закономерности распределение температуры воздуха по поверхности земного шара:

1) широта

2) высота поверхности суши

3) типа поверхности, в особенности от расположения суши и моря

4) адъективного переноса тепла ветрами и течениями

5) подстилающей поверхности земли

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов -в почве тепло распространяется в основном путем молекулярной теплопроводности, а в воде - путем турбулентного перемешивания и термической конвекции. Кроме того, солнечная радиация проникает в почву глубже, чем в воду. При этом температура верхнего слоя воды и самой ее поверхности изменяется незначительно. Напротив, почва в течение теплого времени дня или сезона, быстро накапливая тепло в относительно тонком слое, сильно нагревается, а отдавая по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, мало накапливает его к зиме. При отдаче тепла температура поверхности почвы падает очень быстро. В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве - менее метра.

Температура поверхности почвы -показание термометра, лежащего открыто на поверхности почвы или снега; при этом резервуар термометра наполовину вдавлен в почву. Измерения температуры поверхности почвы представляют большие методические трудности из-за невозможности затенить термометр от действия радиации и вследствие различия радиационных свойств резервуара термометра и почвы.

Влияние растительности и снежного покрова – вследствие обильной растительности и многочисленных лесов солнечные лучи куда меньше прогревают почву. Снежный покров отражает солнечные лучи, вследствие чего почва не прогревается.

Адиабатические изменения состояния воздуха в атмосфере -изменение термодинамического состояния воздуха, протекающее адиабатически (изэнтропически), т. е. без обмена теплом между ним и средой (земной поверхностью, космосом, другими массами воздуха). Внутренняя энергия и с нею температура воздуха при Адиабатическом процессе меняются за счет работы сжатия или расширения. При сжатии давление и внутренняя энергия воздуха возрастают, и температура повышается; при расширении, напротив, давление и внутренняя энергия убывают и температура падает.

Закон Пуассона описывает вероятность возникновения n раз случайного события, имеющего интенсивность λ, за промежуток времени τ:

Pn(τ) = (λ∙τ)n/(n!) ∙ exp(-λ∙τ)

Если у восстанавливаемого изделия поток отказов простейший (отказы происходят в случайные моменты времени и чередуются с интервалами восстановления также случайными по продолжительности), тогда случайное число отказов изделия в течение фиксированной наработки имеет распределение Пуассона.

Стратификация атмосферы -распределение температуры воздуха по высоте, определяющее условия равновесия в атмосфере, благоприятствующие или неблагоприятствующие развитию вертикальных перемещений воздуха.

Вертикальное равновесие атмосферы -состояние атмосферы, определяемое ускорением, которое под действием силы плавучести получает воздушная частица, выведенная из начального положения вверх или вниз и при этом адиабатически изменившая свою температуру.

Для ненасыщенного воздуха. Если вертикальные градиенты температуры, в воздушном столбе были больше сухоадиабатического - атмосфера обладает неустойчивой стратификацией.

Для насыщенного воздуха. Если вертикальный градиент больше влажноадиабатического – стратификация неустойчивая.

Конвекция в атмосфере -вертикальные перемещения объёмов воздуха с одних высот на другие, обусловленные архимедовой силой: воздух более тёплый и, следовательно, менее плотный, чем окружающая среда, перемещается вверх, а воздух более холодный и более плотный — вниз.

Условия развития конвекции -вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе был больше сухоадиабатического градиента до уровня, на котором начинается конденсация, и больше влажнодиабатического над этим уровнем, т. е. атмосфера должна обладать неустойчивой стратификацией

Инверсия в атмосфере -аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии. Различают два типа инверсии:

-приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности (толщина слоя инверсии — десятки метров)

-инверсии температуры в свободной атмосфере (толщина слоя инверсии достигает сотни метров)

Роль инверсии в образовании осадков и облаков - инверсия температуры препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию дымки, тумана, смога, облаков, миражей.

Причины изменения температуры воздуха - температура изменяется в зависимости от высоты солнца над земной поверхностью.

Тепловой баланс земной поверхности - алгебраическая сумма всех видов прихода и расхода тепла на поверхность суши и океана. Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов.

Суточный ход стратификации и конвекции -как неустойчивость стратификации, так и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. Поэтому кучевые облака, ливневые осадки и грозы над сушей, связанные с конвекцией, имеют максимальное развитие именно после полудня. К вечеру стратификация становится устойчивее, а в ночные часы, когда приземный слой воздуха охлаждается от почвы, стратификация может стать даже настолько устойчивой, что развиваются приземные инверсии температуры, т. е. температура воздуха над почвой с высотой не падает, а растет. Понятно, что конвекция в это время суток затихает.

Стратификация воздушных масс -над нагретой поверхностью (летом над сушей, зимой над океаном) воздушные массы обладают неустойчивой стратификацией, над охлажденной поверхностью (зимой над сушей, летом над океаном) – устойчивой стратификацией.

Характеристика влажности воздуха -влажность воздуха, прежде всего, зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. В то же время в каждом месте влажность зависит от атмосферной циркуляции. Наконец для каждой температуры существует некоторое предельное влагосодержание.

Абсолютная влажность (а) — масса водяного пара в единице объема воздуха. Размерность этой величины — грамм на кубический метр (г/м3). Между абсолютной влажностью а и плотностью водяного пара р^ существует очевидная связь а= 103р.

Относительная влажность — относительная насыщенность воздуха водяными парами, т.е. отношение фактического количества водяных паров в воздухе к максимально возможному количеству водяных паров, выраженное в процентах. Относительная влажность может быть получена, например, как Массовая доля водяного пара (s) — масса водяного пара в 1 кг влажного воздуха. Измеряется в килограммах на килограмм (кг/кг), в граммах на килограмм (г/кг) или в промилле (%о).

Суточный ход упругости влажности может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Он наблюдается над океанами, а зимой и осенью – над сушей.

Годовой ход упругости водяного пара соответствует годовому ходу температуры. Летом упругость водяного пара больше, зимой – меньше.

Облака в атмосфере — взвешенные в атмосфере продукты конденсации водяного пара, видимые на небе с поверхности земли.

Классификация облаков:

Облака распределяются по высоте следующим образом:

Облака верхнего яруса (нижний предел высоты около 6 км):

- перистые - Cirrus (Ci);

- перисто-кучевые - Cirrocumulus (Cc);

- перисто-слоистые - Cirrostratus (Cs).

Облака среднего яруса (высота от 2 до 6 км):

- высококучевые - Altocumulus (Ac), в том числе высококучевые чече-вицеобразные - Aclenticularis;

- высокослоистые - Altostratus (As).

Облака нижнего яруса (верхняя граница около 2 км, нижний предел - у поверхности Земли):

- слоисто-дождевые - Nimbostratus (Ns);

- слоисто-кучевые - Stratocumulus (Sc);

- слоистые - Stratus (St), в том числе разорванно-слоистые - Fractostratus (Frst).

Облака вертикального развития (границы распространения от 500 м до перистых облаков):

- кучевые - Cumulus (Cu);

- кучево-дождевые - Cumulonimbus (Cb).

Облака -взвешенные в атмосфере продукты конденсации водяного пара, видимые на небе с поверхности земли.

Генетические типы облаков:

-облака скольжения, фронтальные;
-облака конвекции в неустойчиво стратифицированной воздушной массе;
-облака устойчивой воздушной массы;

Туман -атмосферное явление, характеризующееся большим количеством в воздухе микроскопических капель воды или кристалликов льда, снижающих прозрачность атмосферы.

Условия возникновения тумана:

-высокая относительная влажность перемещающегося воздуха до вступления его на более холодную подстилающую поверхность;

-большая разность температур между воздушной массой и земной поверхностью;

-умеренные скорости ветра (2–5 м/с). Если скорость ветра велика, то развивается сильный турбулентный обмен, препятствующий образованию тумана. При слабом ветре воздушная масса медленно перемещается и, следовательно, медленно охлаждается от подстилающей поверхности;

-увеличение или постоянство доли водяного пара с высотой. Турбулентный обмен всегда способствует выравниванию доли водяного пара по вертикали. Если доля пара возрастает с высотой в приземном слое, то под влиянием турбулентного обмена количество водяного пара вблизи земной поверхности будет увеличиваться за счет переноса из более высоких слоев;

-умеренно устойчивая стратификация и сравнительно слабый турбулентный обмен.

Условия возникновения облаков:

-охлаждение влажного воздуха вследствие подъема и расширения

-вследствие турбулентного обмена (смешения) и радиационного выхолаживания

Влагооборот -постоянный обмен влагой между атмосферой и земной поверхностью, состоящий из процессов испарения, переноса водяного пара в атмосфере, конденсации его в атмосфере, выпадения осадков, стока.

Испарение -поступление водяного пара в атмосферу вследствие отрыва наиболее быстродвижущихся молекул с поверхности воды, снега, льда, влажной почвы, капелек и кристаллов в атмосфере.

Испаряемость -максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях с достаточно увлажненной подстилающей поверхности, то есть в условиях неограниченного запаса влаги.

Осадки - капли воды и кристаллы льда, выпадающие из атмосферы на земную поверхность (дождь, снег, град и др.) или образующиеся в результате конденсации водяного пара.

Условия образования осадков -осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако (капель или кристаллов), по каким-то причинам укрупняется. Когда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление и восходящие движения воздуха больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают из облака в виде осадков.

Генетические типы осадков:

Обложные осадки - длительные (от нескольких часов до суток и более) атмосферные осадки в виде дождя (обложной дождь) или снега (обложной снег), выпадающие на значительной площади с достаточно равномерной интенсивностью из слоисто-дождевых и высоко-слоистых облаков. Обложные осадки хорошо увлажняют почву.

Ливневые осадки - осадки большой интенсивности, но мало продолжительные, выпадающие из кучево-дождевых облаков, как в капельножидком, так и в твердом (снег, мокрый снег, крупа, град) виде.

Моросящие осадки - преимущественно морось и ее твердые аналоги (снежные зерна, мелкий снег). Принадлежат к внутримассовым осадкам.

Насыщение -состояние, когда в пространстве (в атмосферных условиях — в воздухе) над испаряющей поверхностью установилось динамическое равновесие между молекулами воды, отрывающимися от поверхности и возвращающимися к ней. Испарение при этом прекращается.

Барическое поле -пространственное распределение атмосферного давления. Скалярное поле, характеризующееся системой поверхностей равного давления — изобарических поверхностей.

Изобары -линии на карте, соединяющие пункты с одинаковым значением давления.

Горизонтальный барический градиент -наибольшее изменение атмосферного давления на единицу расстояния для одной и той же уровненной поверхности.

Ускорение воздуха под действием барического градиента - воздух получает ускорение тем больше, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т.е. вызывающая ветер и меняющая его скорость.

Геострофический ветер - равномерное прямолинейное горизонтальное движение воздуха в отсутствие силы трения, при равновесии силы горизонтального барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли.

Градиентный ветер — равномерное горизонтальное движение воздуха при отсутствии силы трения по прямолинейным и круговым траекториям, совпадающим с изобарами.

Lt;3

Общая циркуляция атмосферы -планетарная система воздушных течений над земной поверхностью (в тропосфере сюда относятся пассаты, муссоны и воздушные течения, связанные с циклонами и антициклонами).

Зональность в распределении давления и ветра -наиболее устойчивая особенность в распределении как ветра, так и давления над Землей - зональность.зональность перемещения воздушных масс (т.е. зональность циркуляции) проявляется в преобладании широтных составляющих ветра (западной и восточной) над меридиональными составляющими. Степень преобладания может быть различной.

Меридиональные составляющие переноса воздуха в общей циркуляции атмосферы, при меньшей величине по сравнению с зональными составляющими, имеют большое значение. Они осуществляют межширотный (полярный) перенос воздуха в атмосфере Земли.

Муссоны -это устойчивые сезонные режимы воздушных течений с резким изменением преобладающего ветра от зимы к лету и от лета к зиме.

Пассаты -воздушные течения (ветры) в тропосфере, в общем восточные, захватывающие большие пространства океанов между 25—30° широты и экватором в каждом полушарии на обращенных к экватору перифериях субтропических антициклонов.

Особенности циркуляции атмосферы в тропических широтах определяются зонами высокого атмосферного давления

Погода в пассатах - осадки из облаков, как правило, не выпадают и погода в областях развития пассатов сухая (за исключением гористых побережий, где воздух Пассаты поднимается по крутым склонам, что способствует выпадению дождей).

Тропические муссоны – планетарная циркуляционная система, существующая в тех регионах Африки, Азии, Австралии и Океании, которые характеризуются специфическим распределением суши и океана.

Происхождение тропических муссонов – сезонные различия радиационного режима и теплого баланса материков и океанов являются первопричиной происхождения тропических муссонов. Перемещение экваториальной депрессии и субтропических динамических антициклонов в течение года: летом северного полушария — к северу, летом южного полушария — к югу.

Особенности погоды – погода очень различна. Континентальный северо-восточный муссон имеет сухую малооблачную погоду с октября по декабрь, которая может смениться обильным сезоном дождей.

Тропический циклон — тип циклона, или погодной системы низкого давления, что возникает над теплой морской поверхностью и сопровождается мощными грозами, выпадением ливневых осадков и ветрами штормовой силы.

Районы возникновения -зарождаются в штилевой зоне над океанами (преимущественно между широтами 5-20° обоих полушарий). В зависимости от района образования тропические циклоны они носят следующие названия: в тропической зоне Тихого океана – тайфуны, в Атлантике – ураганы, в Австралии – вилли-вилли.

Особенности погоды -мощные грозы, выпадение ливневых осадков и ветра штормовой силы.

Географическое распределение давления.

Атмосферное давление распределяется по Земле зонально. В январе в приэкваториальной части земной поверхности, где всегда тепло, легкий, теплый воздух поднимается вверх, в результате вдоль экватора образуется область низкого давления, которая наиболее выражена над материками (Южно-Африканская депрессия, Южно-Американская и Австралийская депрессии).

В тропические широты (около 30°) нагретый экваториальный воздух приходит поверху и, охлаждаясь, опускается вниз, формируя нисходящие потоки. В результате в этих широтах формируются области повышенного атмосферного давления, антициклоны (Азорский, Северо-Тихоокеанский, Южно-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Индийский).

В умеренных и субарктических широтах северного полушария изобары искривляются согласно расположению континентальных антициклонов (Азиатского максимума, Канадского антициклона, Североамериканского антициклона).

В южном полушарии антициклоны формируются над холодными областями океанов – Южно-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Индийский антициклоны. Эти регионы характеризуются повышенным давлением. Далее к югу наблюдается понижение давления, которое достигает минимальных значений (менее 988 мбар) в Субантарктической депрессии, сформированной движением теплого антициклона с запада на восток вдоль побережья Антарктиды.

Над поверхностью Антарктиды образуется гигантский антициклон (Антарктический антициклон), который обеспечивает в регионе сухую холодную погоду с низкими температурами.

В июле тропическая область низкого давления смещается к Евразии из-за нагревания материка, образуя Азиатскую депрессию над Афганистаном.

Благодаря прогреванию материков северного полушария, над ними в целом устанавливается низкое атмосферное давление, а области высокого давления смещаются в Атлантический и Тихий океаны (Азорский и Северо-Тихоокеанский антициклоны).

В южном полушарии в июле устанавливаются зимние антициклоны, принося холодные массы воздуха от океанских максимумов к материкам.

Минимальное давление приурочено к Субантарктической депрессии, а над Антарктидой также без изменения остается антициклон.

Центры действия атмосферы - обширные области атмосферы с преобладанием антициклонов или циклонов; области высокого и низкого давления над океанами и материками, выявляемые на картах среднего многолетнего атмосферного давления в виде участков с повышенным или пониженным давлением воздуха.

Климатологические фронты— многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны. Их можно выявить на многолетних средних картах, подобно центрам действия атмосферы.

Воздушные массы — большие объёмы воздуха в нижней части земной атмосферы — тропосфере, имеющие горизонтальные размеры во много сотен или несколько тысяч километров и вертикальные размеры в несколько километров, характеризующиеся примерной однородностью температуры и влагосодержания по горизонтали.

Внетропический циклон -циклон, возникший и развивающийся во внетропических широтах — умеренных или полярных. Большинство циклонов в земной атмосфере являются именно внетропическими. Эти циклоны, как правило, развиваются в наиболее бароклинных зонах тропосферы, именно на полярных и арктических фронтах, захватывая разделенные ими воздушные массы.

Возникновение и эволюция - жизнь циклона продолжается несколько суток. В первой половине своего существования циклон углубляется, во второй — заполняется и, наконец, исчезает вовсе (затухает). В некоторых случаях существование циклона оказывается длительным, особенно если он объединяется с другими циклонами, образуя одну общую глубокую, обширную и малоподвижную область низкого давления, так называемый центральный циклон.

Климатообразующие процессы - процессы в атмосфере, формирующие климат Земли, природной зоны или отдельного региона. Они происходят по трем направлениям: 1 — прогрев Земли солнечными лучами (радиацией) и обмен теплом ее поверхности с атмосферой; 2 — общая циркуляция атмосферы; 3 — влагооборот между атмосферой и земной поверхностью.

Географические факторы климата - географические условия, определяющие протекание климатообразующих процессов, следовательно, и климат данной местности. К ним относятся: географическая широта местности, высота над уровнем моря, распределение подстилающей поверхности на сушу и море, орография, удаленность от океанов и морей, рельеф местности различных градаций, океанические течения, характер поверхности почвы, распределение водоемов на суше, растительный, снежный и ледяной покров.

Основные принципы классификации климатов земного шара Б.П. Алисова - Б. П. Алисов предложил выделять климатические зоны и области исходя из условий общей циркуляции атмосферы. Семь основных климатических зон: экваториальную, две тропические, две умеренные и две полярные (по одной в каждом полушарии) – он выделяет как такие зоны, в которых климатообразование круглый год происходит под преобладающим воздействием воздушных масс только одного типа: экваториального, тропического, умеренного (полярного) и арктического (в южном полушарии антарктического) воздуха.

Между ними Алисов различает шесть переходных зон, по три в каждом полушарии, характеризирующийся сезонной сменой преобладающих воздушных масс. Это две субэкваториальные зоны, или зоны тропических муссонов, в которых летом преобладает экваториальный, а зимой тропический воздух; две субтропические зоны, в которых летом господствует тропический воздух, а зимой - умеренный; субарктическая и субантарктическая, в которых летом преобладает умеренный, а зимой арктический или антарктический воздух.

Особенности климата Калининградской области - климат Калининградской области является переходным между морским климатом Западной Европы и континентальным климатом Восточной Европы. Он характеризуется очень мягкой зимой, часто без устойчивого снегового покрова, теплой и дождливой осенью, умеренно теплым летом, высокой влажностью воздуха в течение всего года. Основные черты климата формируются под воздействием морского и континентального воздуха умеренных широт. Пространственные климатические различия в большой мере зависят от близости к побережью Балтийского моря и рельефа.

Основные черты климата в субэкваториальном поясе -всубэкваториальном поясе летом царит экваториальное распределение воздуха - наступает влажный сезон года, зимой поступает тропический воздух - наступает сухой сезон. Поэтому климат субэкваториального пояса летом подобен климату экваториального пояса, а зимой - тропического.

Климат в экваториальном поясе — климат влажных лесов экваториального пояса со слабыми ветрами, очень малыми годовыми колебаниями температур (24-28 °С на уровне моря) и обильными осадками (от 1,5 тыс. до 5 тыс. мм в год), выпадающими более или менее равномерно в течение всего года. Наблюдается по обе стороны от экватора между субэкваториальными поясами (максимум примерно в 10 градусах по обе стороны от экватора). Пониженное давление, обильные тропические дожди, высокая температура, но без засушливых периодов.

Основные черты климата в тропической зоне -в тропических поясах воздух более сухой, т.к. на суше дли испарения не хватает воды, а над океаном в областях высокого давления воздух опускается и препятствует поступлению влаги вверх. В тропическом поясе меньше облаков, гораздо меньше и осадков. Материковые тропические климаты отличаются исключительно жарким летом. Океанический тропический климат отличается необыкновенно устойчивыми восточными ветрами – пассатами.

Субтропический пояс -климатическая зона Земли. Субтропики расположены между находящимися у экватора тропиками и умеренными широтами, то есть примерно между 30° и 45° северной и южной широты. В этих регионах, как правило, наблюдаются тропическое лето и нетропическая зима. Субтропики часто делят на аридные (средиземноморский климат), влажные и полувлажные. Летом-тропические, зимой-умеренные воздушные массы. Значительные сезонные различия температуры и осадков. Возможны снегопады. Средняя месячная температура летом выше 23 °C, зимой от 3 °C и выше, в результате вторжений полярного воздуха возможны заморозки до −1 … −5 °C, небольшие, а изредка и большие (до −15 … −20 °C) морозы. В пределах субтропической суши количество атмосферных осадков и их режим испытывают значительные изменения от приокеанических районов к внутриматериковым, что в сочетании с увеличением в этом же направлении континентальности климата определяет существенные ландшафтные различия в формировании природных зон..

Умеренная зона -вбольшинстве районов, лежащих между холодными полярными зонами и жаркими тропическими, климат умеренный - не слишком жаркий и не слишком холодный. Существует два типа умеренного климата. В районах, расположенных ближе к тропикам, климат умеренный теплый, а в тех, что ближе к полюсам, - климат умеренный прохладный. В умеренных зонах ярко выражены четыре времени года; весна, лето, осень, и зима. В прохладных умеренных зонах могут быть морозные зимы, но лето обычно мягкое. Теплые умеренные зоны расположены ближе к экватору, поэтому во все времена года там на несколько градусов теплее. Средняя температура в этих районах равна 27 С, так что климат вполне благоприятный. В большинстве районов умеренных зон почти каждый месяц выпадает некоторое количество осадков. Зимой в прохладных умеренных зонах осадки обычно выпадают в виде снега.

Климат Антарктиды -самый суровый по климатическим условиям материк Земли. На практически всей площади материка температура воздуха не поднимается выше нуля градусов. Всему виной расположение Антарктической плиты на Южном полюсе планеты. Антарктида не всегда была такой, как сейчас. В Мезозойскую эру, когда Пангея еще только начала раскалываться на части, климат всей Земли был значительно более влажным и тёплым. Антарктида в те времена находилась значительно севернее и была ближе к экватору, а на её территории произрастали тропические леса. Однако, прошли миллионы лет, и Антарктика оказалась в приполярной области Земли. Это привело к оледенению всей поверхности материка.

Гумидный климат — климат избыточного увлажнения, при котором атмосферных осадков больше, чем может испариться и просочиться в почвогрунты. Это формирует обильный поверхностный сток, энергичную эрозию, густую гидрографическую сеть и процветание влаголюбивой растительности.

Аридный климат -сухой, когда количество атмосферных осадков за год в несколько раз меньше испаряемости. Это вызывается недостатком влаги в тропических поясах, расположением территорий внутри крупных континентов, во впадинах, изолированных горами от проникновения циклонов, и в прибрежных районах субтропиков и тропиков, к которым прижимаются холодные океанические течения.

Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентами увлажнения. Существует более 20 способов его выражения. Наиболее распространенными являются следующие показатели увлажнения:

Гидротермический коэффициент Г.Т. Селянинова.

ГТК=10R/Σt

где R – месячное количество осадков;

Σt – сумма температур за месяц (близка к показателю испаряемости).

Коэффициент увлажнения Высоцкого-Иванова.

K=R/Ep

где R – сумма осадков за месяц;

Ep – месячная испаряемость.

Коэффициент увлажнения около 1 – увлажнение нормальное, менее 1 – недостаточное, более 1 – избыточное.

Радиационный индекс сухости М.И. Будыко.

Ri=R/Lr

где Ri – радиационный индекс сухости, он показывает отношение величины радиационного баланса R к сумме тепла Lr, необходимого для испарения осадков за год (L – скрытая теплота парообразования).

Мик роклимат как явление приземного слоя -микроклиматические различия зависят от неоднородности подстилающей поверхности на сравнительно небольших расстояниях. Нижний слой воздуха особенно интересен в том отношении, что именно в нем обитают полевые, огородные и многие садовые культуры. Даже под термином «приземный слой» понимают именно слой в несколько десятков метров над земной поверхностью.

Микроклимат города – это искусственно созданныйклимат на небольшой территории, характеризующийся комплексом физических факторов, влияющих на теплообмен.

Изменение климата — колебания климата Земли в целом или отдельных её регионов с течением времени, выражающиеся в статистически достоверных отклонениях параметров погоды от многолетних значений за период времени от десятилетий до миллионов лет.

Возможные причины изменений климата -динамические процессы на Земле (перемещение воздушных масс, направление ветра, подстилающая поверхность земли), внешние воздействия (такие как колебания интенсивности солнечного излучение), и, по одной из версий, с недавних пор, деятельность человека.

Методы исследования -для выявления особенностей климата, как типичных, так и редко наблюдаемых, необходимы многолетние ряды метеорологических наблюдений. В умеренных широтах используются 25—50-летние ряды; в тропиках их длительность может быть меньше.

На историческое время приходится три крупных климатических периода, слагающих на геологической шкале поздний, или верхний голоцен:

Атлантический (8000-5000 лет назад) – с тёплым и влажным климатом, в середине – конце периода выделяется климатический оптимум голоцена.

Суббореальный (5000-2500 лет назад) – с похолоданием и иссушением климата;

Субатлантический (2500 лет назад – наше время) – с ростом влажности климата и общей слабой тенденцией к продолжению похолодания. Последний период по понятным причинам известен лучше предшествовавших, и его можно разделить на сравнительно мелкие отрезки:

-период потепления 2500-1600 лет назад, когда климатические условия приблизились к современным;

-период сухого и тёплого климата 1600-1200 л.н. (IV-VIII вв. н.э.);

-период мягкого и тёплого климата, малый климатический оптимум 1200-800 л.н. (VIII-XIV вв. н.э.)

-похолодание климата, малый ледниковый период 800-150 л.н. (XIV-XIX вв. н.э.);

-потепление климата с середины – конца XIX века по наше время