Клімат

Кліматычныя пасы Зямлі.

Клі́мат (па-грэцку: Κλίμα, літаральна «нахіл») — шматгадовы рэжым надвор’я, які вызначаецца геаграфічнымі ўмовамі ў тым ці іншым рэгіёне. Клімат зьяўляецца вынікам фізычных (кліматаўтваральных) працэсаў, якія адбываюцца ў атмасфэры Зямлі і падысподняй паверхні, такіх, як прыток, ператварэньне і аддача і перанос цеплавой, кінэтычнай і іншых формаў энэргіі, выпарэньне, кандэнсацыя і перанос вільгаці і г. д., і якія знаходзяцца пад уплывам геаграфічных фактараў.

Фармаваньне розных тыпаў клімату адбываецца пад уплывам шматлікіх фактараў. Усю іхную разнастайнасьць можна зьвесьці да трох групаў:

• колькасьць сонечнай цеплыні, якая паступае на зямную паверхню (у залежнасьці ад геаграфічнай шыраты);
• цыркуляцыя атмасфэры;
• характар зямной паверхні (падсьцілаючая паверхня, рэльеф).

У залежнасьці ад тэмпэратурных умоваў, пераважных паветраных масаў і вятроў зямная паверхня падзяляецца на кліматычныя пасы. Кліматы могуць быць клясыфікаваны ў адпаведнасьці зь сярэднім і тыповым дыяпазонам розных зьменных парамэтраў, найбольш часта тэмпэратуры і ападкаў. Найбольш часта выкарыстоўваюцца схемы клясыфікацыі, якая была першапачаткова распрацаваная Ўладзімерам Кёпэнам. Сыстэма Торнтўэйта, якая выкарыстоўваецца з 1948 году, уключае ў сябе сумарная выпарэньне разам з тэмпэратурай, а таксама ўлічвае зьвесткі па ападкам і выкарыстоўваецца пры вывучэньні відавай разнастайнасьці жывёлаў і патэнцыйных наступстваў зьмены клімату. Сыстэмы Бэржэрону і тэрытарыяльная сынаптычная клясыфікацыя засяроджваюцца на паходжаньні паветраных масаў, якія вызначаюць клімат у рэгіёне.

Вучэньне, згодна зь якім клімат разам зь іншымі прыроднымі ўмовамі гуляе вызначальную ролю ў гісторыі народаў, то бок фармуе нацыянальны характар​​, асаблівасьці грамадзкага ладу і іншыя характарыстыкі, мае назоў геаграфічны дэтэрмінізм.

Фактары ўтварэньня

Астранамічныя і геаграфічныя фактары

Да астранамічных фактараў стасуюць сонечную сьвяцільнасьць, становішча і рух плянэты адносна Сонца, кут нахілу восі абарачэньня Зямлі да плоскасьці ейнай арбіты, хуткасьць абарачэньня Зямлі, шчыльнасьць матэрыі ў навакольнай касьмічнай прасторы. Абарачэньне нашай плянэты вакол сваёй восі абумоўлівае зьмены надвор’я цягам содняў, а рух Зямлі вакол Сонца і нахіл восі абарачэньня да плоскасьці арбіты выклікаюць сэзонныя і шыротныя адрозьненьні ва ўмовах надвор’я. Эксцэнтрысытэт арбіты Зямлі ўплывае на разьмеркаваньне цяпла паміж Паўночным і Паўднёвым паўшар’ем, а таксама на велічыню сэзонных зьменаў. Хуткасьць абарачэньня Зямлі практычна не зьмяняецца, што робіць гэтую зьяву стала дзейсным фактарам.

Да геаграфічных фактараў залічваюць памеры і масу Зямлі, велічыню сілы цяжару, склад паветра і масы атмасфэры, геаграфічную шырыню, вышыню над узроўнем мора, тып паверхні, араграфію, акіянічныя плыні, характар падсьцілаючай паверхні.

Уплыў сонечнага выпраменьваньня

На экватары, дзе сонечныя прамяні трапляюць пэрпэндыкулярна зямной паверхні, адна і тая ж сонечная энэргія разьмяркоўваецца на меншую плошчу, адпаведна кожны вучастак атрымлівае больш прамянёвай энэргіі за іншыя шыроты.

Найважнейшым элемэнтам клімату, які ўплывае на астатнія ягоныя характарыстыкі, перадусім на тэмпэратуру, ёсьць прамянёвая энэргія Сонца. Велічэзная энэргія, якая вызваляецца ў час ядзернага сынтэзу на Сонцы, выпраменьваецца ў касьмічную прастору. Магутнасьць сонечнага выпраменьваньня, якое атрымлівае плянэта, залежыць ад ейных памераў і адлегласьці ад Сонца. У верхняй частцы зямной атмасфэры кожны квадратны мэтар, пэрпэндыкулярны сонечным прамяням, атрымлівае 1365 Вт ± 3,4% сонечнай энэргіі. Колькасьць энэргіі вагаецца цягам году з прычыны эліптычнасьці зямной арбіты, а найбольшая магутнасьць паглынаецца Зямлёю ў студзені. Не зважаючы на тое, што блізу 31% атрыманага выпраменьваньня адбіваецца і трапляе назад, пакінутай часткі дастаткова дзеля падтрыманьня атмасфэрных і акіянічных плыняў, і дзеля забесьпячэньня энэргіяй амаль усіх біялягічных працэсаў на Зямлі.

Энэргія, атрыманая зямной паверхняй, залежыць ад кута падзеньня сонечных прамянёў, то бок яна ёсьць найбольшай, калі гэты кут просты, аднак большая частка зямной паверхні не пэрпэндыкулярная да сонечных прамянёў. Нахіл прамянёў залежыць ад шыраты мясцовасьці, пары году і содняў, найбольшым ён ёсьць апоўдні 22 чэрвеня на поўнач ад тропіку Рака і 22 сьнежня на поўдзень ад тропіку Казярога, у тропіках максымум, калі прамяні трапляюць пад простым кутам, назіраецца двойчы на год.

Іншым найважнейшым фактарам, які вызначае шыротны кліматычны рэжым, ёсьць працягласьць сьветлавога дня. За палярнымі кругамі, гэта значыць на поўнач ад 66,5° пн. ш. і на поўдзень ад 66,5° пд. ш. працягласьць сьветлавога дня зьмяняецца ад нуля (узімку) да 24 гадзінаў улетку, а на экватары ўвесь год назіраецца 12-гадзінны сьветлавы дзень. З улікам, што сэзонныя зьмены кута нахілу і працягласьці сьветлавога дня больш прыкметныя ў больш высокіх шыротах, амплітуда ваганьняў тэмпэратуры цягам году зьніжаецца ад палюсоў да нізкіх шыротаў. Трапленьне і разьмеркаваньне па паверхні зямной паверхні сонечнага выпраменьваньня без уліку кліматаўтваральных фактараў канкрэтнай мясцовасьці называецца салярным кліматам.

Дзель сонечнай энэргіі, паглынальная зямной паверхняй, прыкметна вар’іруе ў залежнасьці ад воблачнасьці, тыпу паверхні і вышыні мясцовасьці, складаючы ў сярэднім 46% ад той колькасьці, якая трапіла ў верхнія плясты атмасфэры. Стала прысутная воблачнасьць, як, напрыклад, на экватары, спрыяе адбіцьцю большай часткі паступанай энэргіі. Водная паверхня паглынае сонечныя прамяні, акрамя тых, якія вельмі нахільныя, лепш за іншыя паверхні, адбіваючы ўсяго 4—10%. Дзель паглынутай энэргіі вышэй сярэдняга паказьніка ў пустэльнях, разьмешчаных высока па-над узроўнем мора, празь меншую таўшчыню атмасфэры, якая расьсейвае сонечныя прамяні.

Цыркуляцыя атмасфэры

У трапасфэры назіраюцца моцныя паветраныя плыні, як то пасаты, мусоны, а таксама пераносы паветраных масаў, павязаныя з цыклёнамі і антыцыклёнамі. Цыркуляцыя атмасфэры існуе празь нераўнамернае разьмеркаваньне атмасфэрнага ціску, выкліканага тым, што на розных шыротах Зямлі ейная паверхня па-рознаму награваецца Сонцам і зямная паверхня мае розныя фізычныя ўласьцівасьці, асабліва празь ейны падзел на сухазем’е і водныя паверхні. У выніку абмену цяплом паміж зямной паверхняй і атмасфэрай празь нераўнамернае разьмеркаваньне цяпла, існуе сталая цыркуляцыя атмасфэры. Энэргія гэтай цыркуляцыі ўвесь час страчваецца на церце, але бесьперапынна папаўняецца за кошт сонечнага выпраменьваньня.

Мапа пераважных вятроў на Зямлі.

У найбольш награваных месцах зацепленае паветра мае меншую шчыльнасьць і ўздымаецца ўгару, у выніку чаго ўтвараецца зона зьніжанага атмасфэрнага ціску. Такім жа чынам утвараецца зона падвышанага ціску ў халаднейшых месцах. Рух паветра пачынаецца ад зоны высокага атмасфэрнага ціску ў зону нізкага атмасфэрнага ціску. Бо чым бліжэй да экватару і далей ад палюсоў разьмешчаная мясцовасьць, тым лепш яна награваецца, у ніжніх плястах атмасфэры маецца пераважны рух паветра ад палюсоў да экватару.

Аднак, Зямля таксама абарочваецца вакол сваёй восі, таму на рухомае паветра ўзьдзейнічае сіла Карыяліса, якая адхіляе гэты рух на захад. У верхніх плястах трапасфэры ўтвараецца зваротны рух паветраных масаў, такім чынам ён мае кірунак ад экватару да канцавосьсяў. Ягоная сіла Карыяліса ўвесь час адхіляе рух на ўсход, і чым далей, тым больш. У рэгіёнах ля 30 градусаў паўночнай і паўднёвай шыраты рух робіцца скіраваным з захаду на ўсход паралельна экватару. У выніку паветру, якое трапляе ў гэтыя шыроты, няма куды падзецца на такой вышыні, у выніку чаго яно апускаецца ўніз да зямлі. Гэтак утвараецца вобласьць найболей высокага ціску. Такім чынам утвараюцца пасаты, то бок сталыя вятры, якія дзьмуць у напрамку да экватару і на захад, і паколькі сіла, якая захіляе напрамак, дзеіць на сталай аснове, пры набліжэньні да экватару пасаты дзьмуць амаль паралельна яму. Паветраныя плыні верхніх плястоў, скіраваныя ад экватару да тропікаў, завуцца антыпасатамі.

Пасаты і антыпасаты ўтвараюць паветранае кола, па якім падтрымліваецца бесьперапынны кругазварот паветра паміж экватарам і тропікамі. Паміж пасатамі Паўночнага і Паўднёвага паўшар’яў маецца ўнутрытрапічная зона канвэргенцыі. Цягам году гэтая зона ссоўваецца ад экватару ў больш нагрэтае летняе паўшар’е. У выніку ў некаторых месцах, асабліва ў басэйне Індыйскага акіяна, дзе асноўны напрамак пераносу паветра зімою — з захаду на ўсход, летам яно замяняецца на супрацьлеглы. Такія пераносы паветра называюцца трапічнымі мусонамі. Цыклянічная дзейнасьць зьвязвае зону трапічнай цыркуляцыі з цыркуляцыяй у мерных шыротах і паміж імі адбываецца абмен цёплым і халодным паветрам. У выніку міжшыротнага абмену паветрам адбываецца перанос цяпла зь нізкіх шыротаў у высокія і халады з высокіх шырот трапляюць у нізкія, што прыводзіць да захаваньня цеплавой раўнавагі на Зямлі.

Насамрэч цыркуляцыя атмасфэры бесьперапынна зьмяняецца, як праз сэзонныя зьмены ў разьмеркаваньні цяпла на зямной паверхні і ў атмасфэры, гэтак і праз стварэньне і перасоўваньне ў атмасфэры цыклёнаў і антыцыклёнаў. Агулам які ссоўваюць у кірунак усходу, пры гэтым цыклёны адхіляюцца ў бок палюсоў, а антыцыклёны — у бок ад палюсоў.

Гісторыя вывучэньня

Кліматалёгія, як тэрмін, вядомы даўно. Першыя запісы пра надвор’е датуюцца 3000 годам да н. э. Да нашых дзён таксама захаваўся трактат Арыстотэля «Мэтэаралёгія», які быў складзены на тэму атмасфэрных зьяваў, як то дождж, сьнег, град, вецер, маланкі, вясёлкі ды іншыя. Вялікі ўнёсак у вывучэньне клімату зрабіла вынаходзтва анэмомэтру, то бок прылады дзеля вымярэньня хуткасьці і напрамку ветру. Найранейшае вядомае апісаньне гэтай прылады пакінуў італьянскі архітэктар і пісьменьнік Леон Батыста Альбэрці ў 1450 годзе.

Сярэдняя штомесячная тэмпэратура паверхні Зямлі з 1961 па 1990 гады. Гэта прыклад таго, як клімат зьмяняецца ў залежнасьці ад месцазнаходжаньня і пары году.

Штуршком да ўзьнікненьня навуковага падыходу да вывучэньня клімату стала гібель ангельска-францускага флёту ў лістападзе 1854 году пад Балаклавай падчас Крымскай вайны. Напалеон III зьвярнуўся да прэзыдэнта Парыскай акадэміі навук Урбэна Левэр’е з просьбай растлумачыць прычыну Балаклаўскай буры. Левэр’е склаў першую ў сьвеце сынаптычную мапу, выкарыстоўваючы зьвесткі з 29 мэтэаралягічных станцыяў, і прыйшоў да высновы, што шторм можна было прадказаць. З гэтага часу пачалося разьвіцьцё сеткі мэтэаралягічных станцыяў. У Ангельшчыне за арганізацыю службы адказваў кіраўнік мэтэаралягічнага аддзела Бюро гандлю Робэрт Фіцрой. Нацыянальныя сеткі мэтэаралягічных станцыяў пачалі стварацца ў XIX стагодзьдзі пасьля вынаходзтва тэлеграфа.

Адною з найстарэйшых міжнародных мэтэаралягічнай арганізацыяў уважаецца Сусьветная мэтэаралягічная арганізацыя (СМА). Ейны статут быў зацьверджаны 23 сакавіка 1873 году ў Ляйпцыгу на першай Міжнароднай мэтэаралягічнай канфэрэнцыі. Па Другой сусьветнай вайне арганізацыя аднавіла сваю працу пад новым статусам, стаўшы Сусьветная мэтэаралягічная арганізацыяй пры Арганізацыі Аб’яднаных Нацыяў. Сусьветныя кангрэсы СМА ладзяцца раз на чатыры гады. На іх абіраюцца выканаўчы камітэт і прэзыдэнт арганізацыі. Рэгулярна працуюць тэхнічныя камісіі і рабочыя групы. Сакратарыят СМА засядае ў Жэнэве. СМА ачольвала калектыўную працу мэтэаролягаў усяго сьвету па праграме вывучэньня глябальных атмасфэрных працэсаў. Першы экспэрымэнт быў праведзены ў 1974 годзе. Вывучэньне законаў агульнай цыркуляцыі пачалося зь міжнароднага Атлянтычнага трапічнага экспэрымэнту, у якім бралі ўдзел навукоўцы з 70 дзяржаваў.

У 1884 годзе нямецкі мэтэароляг Уладзімер Кёпэн апублікаваў клясыфікацыю клімату Зямлі, якая зь невялікімі праўкамі шырока выкарыстоўваецца і дасюль. Дзеля назіраньняў у свабоднай атмасфэры ў 1894 годзе ў абсэрваторыі Блу-Гіл у Мілтане (ЗША), а з 1897 году ў Паўлаўскай абсэрваторыі ля Санкт-Пецярбургу пачалі выкарыстоўвацца ўдасканаленыя паветраныя зьмеі. Пазьней іх замянілі аэрастатамі, а з часам зьявіліся аэразонды. Восеньню 1893 году на вышыні 12—13 км была зафіксаваная значна больш высокая тэмпэратура паветра, чым на вышыні 8—10 км. Гэта прывяло да адкрыцьця стратасфэры. У пачатку XX стагодзьдзя на дапамогу дасьледнікам прыйшла авіяцыя. У 1929 годзе францускі навуковец Рабэр Бюро сканструяваў першы ў сьвеце радыёзонд.

Сучасныя лябараторныя самалёты ўздымаюцца на вышыню ў 5—8 км. Радыёзонды здольныя ўзьняцца яшчэ вышэй, то бок на 20—30 км. Звышгукавыя самалёты і касьмічныя прылады мажліва запусьціць на вышыню 30—300 км. Мэтэаралягічныя спадарожнікі Зямлі вывучаюць стан атмасфэры на вышыні 300—1500 км. Апошнім часам складаныя атмасфэрныя працэсы пачалі вывучацца з дапамогай лазэраў.

Вонкавыя спасылкі

• NOAA Climate Services Portal  (анг.)
• IGBP Climate-change Index  (анг.)
• WorldClimate  (анг.)