2.1 Климатообразующие процессы

Формирование климатических условий территории СНГ на­ходится в зависимости от ее размещения в основном в умерен­ных и полярных широтах, а также от устройства поверхности, при котором обширный массив равнин открыт для воздушных масс, поступающих с севера и запада, т.е. с Северного Ледовито­го и Атлантического океанов. В то же время горные поднятия на юге и востоке практически исключают проникновение воздуш­ных масс со стороны Индийского океана и в значительной мере ограничивают их вхождение с Тихого океана.

К основным климатообразующим процессам на территории СНГ относятся радиационные процессы, циркуляция воз­душных масс и атмосферный влагооборот.

Радиационные процессы. Климатические условия террито­рии тесно связаны с величиной суммарной солнечной радиации, поступающей к земной поверхности в течение года, и ее пре­вращениями. На равнинах ее показатель возрастает с севера на юг от 2500 МДж/м² в год на Земле Франца-Иосифа до 6700 МДж/м² в год на юге Средней Азии. В горах по сравнению с прилегающи­ми равнинами эта величина обычно становится несколько боль­ше. В то же время на Дальнем Востоке в результате усиления облачности отмечается ее снижение относительно внутриматериковых регионов.

Преобладающая часть поступающей к земной поверхности за год солнечной радиации отражается или расходуется на эффек­тивное излучение. При этом величина годового радиационного баланса земной поверхности на территории СНГ в целом с севера на юг увеличивается.

На льдах арктических морей она отрицательная и составляет около –100 МДж/м² в год. Но на тех же широтах в местах, где земная поверхность летом освобождается от снега и льда, со­ставляет 300-400 МДж/м² в год. Постепенно возрастая к югу, она приближается во влажных субтропиках Закавказья к 2500 МДж/м² в год.

Однако во внутренних районах пустынь Средней Азии отме­чается некоторое снижение величины годового радиационного баланса по сравнению с лежащими севернее полупустынями. Это в основном связано со значительным увеличением эффективного излучения в пустынях.

Энергия годового радиационного баланса земной поверхности гумидных ландшафтов, а также лесостепей и степей идет пре­имущественно на испарение, а в резко аридных ландшафтах – полупустынях и пустынях – главным образом на теплообмен с атмосферой.

Поле атмосферного давления и циркуляция воздушных масс. На территории СНГ поле атмосферного давления представ­ляет собой изменяющуюся по сезонам года систему областей вы­сокого и низкого давления (центров действия атмосферы), которые характеризуются преобладанием циклонической или антициклонической деятельности.

Зимой на большей части, пространства от арктических морей, омывающих северное побережье Евразии, до южных рубежей Закавказья и Средней Азии устанавливается высокое атмосфер­ное давление. Зимой здесь хорошо развит азиатский максимум атмосферного давления, центр которого лежит в Туве и сопредельных районах Монголии. Среднее давление воздуха в январе на уровне моря составляет более 1040 гПа. Отсюда широкий от­рог высокого давления направляется в сторону Северо-Восточной Сибири, причем в районе Оймяконского нагорья выделяется ме­стный максимум. Другой отрог высокого давления отходит от азиатского максимума на запад в полосе 45 – 50° с.ш., образуя на юге Восточно-Европейской равнины "большую ось" высокого давления и одновременно ветрораздел (по А. И. Воейкову).

Формированию, азиатского максимума благоприятствует уст­ройство земной поверхности. Обширные котловины и долины Тувы и северной части Монголии лежат среди высоких хребтов, что способствует застаиванию и охлаждению воздуха зимой.

Ложбина низкого давления (1003–1012 гПа), идущая от ис­ландского минимума, в январе охватывает Баренцево и Карское моря, но восточнее постепенно выклинивается.

Северо-восточная окраина Азии, прилегающая к Берингову и Охотскому морям, зимой находится в пределах краевой части алеутской депрессии. В связи с этим среднее давление воздуха в январе на юге Камчатки и на севере Курильских островов пада­ет ниже 1003 гПа.

Зимой севернее азиатского максимума и его отрогов домини­руют южные и юго-западные ветры, а на Восточно-Европейской равнине, южнее оси Воейкова, господствуют восточные.

Летом, в июле, атмосферное давление на побережье Северно­го Ледовитого океана составляет около 1009 гПа на всем протя­жении от Ямала до Чукотки. Отсюда по направлению к южным районам Средней Азии и Сибири оно снижается до 1006–1003, а на юге Памира до 1000 гПа. В то же время от Балтийского моря до Черного, западнее линии Вильнюс–Херсон, давление стано­вится более 1012 гПа. Поступающие периодически со стороны азорского максимума антициклоны летом образуют на юге Вос­точно-Европейской равнины полосу слабо выраженного повышен­ного давления, прослеживающуюся по линии Кишинев – Уральск.

В летнее время на севере СНГ, на большей части Сибири, Ка­захстана и Средней Азии доминируют северные, на Дальнем Вос­токе – юго-восточные и восточные ветры, а на Восточно-Европейс­кой равнине южнее 60° с.ш. – западные и северо-западные.

На территории СНГ в течение года циркулируют шесть ос­новных типов воздушных масс.

Континентальный воздух умеренных широт господствует на большей части СНГ. Некоторое исключение составляют районы Средней Азии, Закавказья и Дальнего Востока. Этот воздух обра­зуется преимущественно в результате трансформации воздушных масс, поступающих с Атлантического, Северного Ледовитого, в меньшей мере Тихого океана, а также отчасти со стороны Иран­ского нагорья и Центральной Азии. Для него характерна сравни­тельно низкая температура зимой (средняя месячная температу­ра в январе в зависимости от местных условий колеблется при­мерно от –10 до –50°С) и довольно высокая летом (средняя темпе­ратура июля от 13 до 25°С). Парциальное давление водяного пара (абсолютная влажность) воздуха в январе увеличивается по мере возрастания температуры в среднем в пределах от 1,5 до 5 гПа, а относительная влажность достигает 75–85%. В июле эти показатели соответственно составляют 11-16 гПа и 60 – 72 %.

Морской воздух умеренных широт поступает на западе с Ат­лантического, а на востоке с Тихого океана. Зимой это относи­тельно теплый воздух, отличающийся от континентального уме­ренного воздуха более высокими показателями влагосодержания и относительной влажности. Напротив, летом он обладает срав­нительно низкой температурой и высокой относительной влаж­ностью при значительном влагосодержании. При продвиже­нии в глубь континента морской воздух постепенно нагрева­ется и дополнительно увлажняется, трансформируясь в кон­тинентальный.

Континентальный арктический воздух формируется над ледяными полями Арктики. Обладая большой мощностью по вертикали (до 2000 м), он может в отдельных случаях распрост­раняться зимой над поверхностью снежного покрова на юг до Большого Кавказа и гор Средней Азии. При этом его трансфор­мация протекает слабо. Этот воздух отличается низкой темпера­турой (зимой около -30°С), высокой относительной влажностью (85–90%) и малым влагосодержанием. В теплое время года он трансформируется (прогревается и дополнительно увлажняется) в континентальный воздух умеренных широт в тундре и лесотун­дре.

Морской арктический воздух формируется над свободными от льда акваториями Арктики. Он обладает отрицательной (но более высокой, чем континентальный арктический воздух) тем­пературой и большой относительной влажностью. Однако влагосодержание его невелико. Этот воздух наиболее часто вторгается в северные районы Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равнин в переходные сезоны года в циклонах, сопровождающих­ся свежими ветрами и снегопадами.

Континентальный тропический воздух вторгается в южные районы СНГ со стороны Иранского нагорья, Малой Азии, Ара­вии и Северной Африки, летом – с Балкан. Кроме того, он обра­зуется в летнее время на территории пустынь Средней Азии, осо­бенно южнее Аральского моря, и отчасти на юге Восточно-Евро­пейской равнины в результате трансформации континентально­го воздуха умеренных широт. Для него характерны высокая тем­пература и значительное влагосодержание при низкой отно­сительной влажности, а также нередко значительная запылен­ность. Летом он иногда проникает в пределы Восточно-Европей­ской и Западно-Сибирской равнин до 55° с.ш.

На юге Дальнего Востока этот тип воздушной массы летом заходит из Центрального Китая и Монголии.

Морской тропический воздух проникает зимой и летом в юго-западные и западные районы Украины из области азорского мак­симума, проходя при этом через Средиземное море. Он обладает высокими показателями температуры, влагосодержания и отно­сительной влажности. Этот тип воздуха проникает иногда летом в южные районы Дальнего Востока со стороны Тихого океана.

Взаимодействие воздушных масс, существенно различающихся по температуре и влагосодержанию, приводит к образованию циклонов и атмосферных фронтов. На севере Евразии, где аркти­ческие воздушные массы соприкасаются с воздухом умеренных широт, прослеживается арктический фронт, а южнее в результа­те взаимодействия тропических воздушных масс с воздухом уме­ренных широт выражен полярный фронт. При этом арктический фронт зимой может смещаться от окраинных морей Северного Ледовитого океана до северных предгорий Кавказа и гор Средней Азии. Летом же в связи с интенсивной трансформацией аркти­ческого воздуха над сушей этот фронт лишь в редких случаях смещается на юг до подтаежных лесов, например на Восточно-Европейской равнине. Полярный фронт зимой обычно находит­ся близ южных рубежей Закавказья и Средней Азии. Летом он на значительном протяжении размыт, но на Восточно-Европейс­кой и Западно-Сибирской равнинах местами фиксируется, сме­щаясь на север до 55° с.ш. В то же время на Дальнем Востоке этот фронт иногда может располагаться несколько северо-запад­нее низовья Амура (около 50° с.ш.).

Циклоническая деятельность проявляется как на атмосфер­ных фронтах, так и вне их. Так, в частности, циклоны развива­ются в зонах взаимодействия морского умеренного воздуха с кон­тинентальным умеренным на Восточно-Европейской равнине ле­том, а на Дальнем Востоке летом и зимой.

Антициклоны зимой идут в основном от Баренцева и Карско­го морей на юго-восток до Казахского мелкосопочника и Байка­ла, летом преимущественно с Атлантики на восток.

Атмосферный влагооборот. Над территорией СНГ в гигант­ских масштабах происходит обмен атмосферной влагой между регионами посредством горизонтального и вертикального ее пе­реноса.

При господствующем перемещении воздушных масс с запада на восток атлантическая влага, поступающая через Восточно-Европейскую равнину и Кавказ, участвует во внутреннем влагообороте, причем часть ее неоднократно выпадает в виде осадков и вновь испаряется с поверхности суши. В сущности, осадки вы­падают как из пара адвективного (т.е. принесенного извне), так и местного.

Влагосодержание атмосферы находится в прямой зависимос­ти от температуры воздуха. Зимой, в январе, когда суша в уме­ренных и полярных широтах покрыта снегом, испарение с зем­ной поверхности резко снижается. В это время Атлантический океан выступает практически единственным источником влаги.

В Северо-Восточной Сибири (бассейны рек Индигирки, Яны и частично Лены) влагосодержание атмосферы в январе снижается до крайне малых значений и составляет около 2 мм слоя воды. Оно увеличивается при следовании на юго-запад и во влажных субтропиках Закавказья и юго-восточной части Туркменистана достигает 11 мм слоя воды. На Дальнем Востоке от Чукотки до залива Петра Великого влагосодержание не превышает 3–5 мм слоя воды.

Летом влагосодержание атмосферы определяется поступлением влаги с притекающими воздушными массами, особенно с Атлан­тического океана, а также в результате довольно интенсивного испарения с поверхности суши. Влагосодержание атмосферы в июле на арктических островах (Земля Франца-Иосифа, Северная Земля и др.) составляет около 14 мм, по направлению к югу оно постепенно увеличивается до 26–28 мм в лесостепях и степях, в пустынях местами снижается до 20 мм, но во влажных субтро­пиках Закавказья, на юго-западе Туркменистана (на побережье Каспия) и на юге Дальнего Востока возрастает до 34-38 мм слоя воды.

Интенсивность переноса атмосферной влаги зависит от двух переменных – скорости перемещения воздушных масс и их влаго­содержания. Она определяется количеством водяного пара, переносимого за единицу времени в атмосфере через сечение еди­ничной ширины (килограмм на метр в секунду).

Величина средней годовой интенсивности переноса атмосфер­ной влаги в Северо-Восточной Сибири (бассейн Индигирки и вер­хней части бассейна Яны) обычно не превышает 50 кг • м/с. При следовании отсюда в юго-западном направлении этот показатель увеличивается и западнее линии Финский залив – Аральское море – западная часть Копетдага становится более 120 кг • м/с в Предкавказье и в ряде районов западного и восточного побере­жий Каспия достигает 140 кг • м/с. Примерно такие же значения интенсивности переноса влаги в атмосфере на юге Сихотэ-Алиня и Курильских островов. Однако она резко снижается в высоко­горных районах, в частности, на юге Памира составляет менее 40 кг • м/с.

Зимой интенсивность переноса влаги в атмосфере сильно сни­жается. Средняя январская ее величина восточнее линии Онежс­кое озеро – Алтай не превышает 20–50 кг • м/с, западнее стано­вится больше и в Предкавказье доходит до 100 кг • м/с. Летом, напротив, она сильно возрастает и в Северо-Восточной Сибири держится не ниже 100–120, на берегах Каспия около 200, а на юге Сихотэ-Алиня достигает 300 кг • м/с.

Атмосферный влагооборот тесно связан с такими составляю­щими водного баланса суши, как речной сток и испарение. Для замкнутого речного бассейна в среднем за многолетний период баланс горизонтального влагопереноса за год равен величине сум­марного речного стока или разности атмосферных осадков и ис­парения.

Соотношение между количеством влаги, циркулирующей в атмосфере, и суммарным речным стоком в среднем за год на тер­ритории СНГ существенно изменяется с запада на восток. По расчетам Л.П. Кузнецовой (1983), на Восточно-Европейской рав­нине и Кавказе в целом суммарный речной сток составляет око­ло 12% от объема влаги, переносимой в атмосфере. В сточной части Срединного региона (Западно-Сибирская равнина, Казах­стан и Средняя Азия) этот показатель снижается до 8%, а в Восточном регионе (Средняя и Северо-Восточная Сибирь и Даль­ний Восток), где влагосодержание атмосферы мало и атмосфер­ный влагоперенос ослаблен, достигает 49%.

В среднем за год на территории СНГ переносится с запада на восток 11 000–12 000 км³ атмосферной влаги. При этом суммар­ный речной сток, равный в среднем 4300 км³ за год, составляет 36% от общей величины атмосферного влагопереноса. Восточно-Европейская равнина, Урал, Кавказ и Срединный регион в це­лом за год обладают положительным балансом влаги, поступаю­щей главным образом со стороны Атлантического океана. Ее из­быток сбрасывается в пределы Восточного региона. На побере­жье Северного Ледовитого океана восточнее мыса Челюскин, на берегах морей Тихого океана и на южных рубежах Дальнего Востока и гор Южной Сибири сток атмосферной влаги превыша­ет ее приток. Исключение составляют территория, лежащая меж­ду северными отрогами Большого Хингана и Буреинским хреб­том, побережье залива Петра Великого и западная окраина Кам­чатки, где преобладает приток атмосферной влаги.