2.2 Распределение основных элементов климата

Среди элементов климата прежде всего выделяются темпера­тура воздуха, его абсолютная и относительная влажность, атмос­ферные осадки, а также соотношение тепла и влаги. На одних и тех же метеостанциях показатели элементов климата в течение года могут изменяться в значительных пределах. Наблюдается также зависимость климата от местных особенностей ландшаф­тов, в частности, от своеобразия рельефа, растительности, почвы и т.д.

Температура воздуха. В приземном слое температура возду­ха изменяется по сезонам года. Зимой, когда в умеренных и по­лярных широтах устанавливается снежный покров, она определяется прежде всего особенностями циркуляции воздушных масс. Наиболее низкая средняя температура января наблюдается в меж­горных котловинах Оймяконского нагорья в Северо-Восточной Си­бири. В Оймяконе на высоте 660 м она составляет -50°С, при этом абсолютный минимум доходит до -70°С. Здесь находится полюс холода Северного полушария, чему способствует длительное за­стаивание и интенсивное выхолаживание континентального воз­духа в котловинах при местном максимуме атмосферного давле­ния. Отсюда во всех направлениях средняя температура января повышается в результате притока относительно более теплых воздушных масс. В частности, от Северо-Восточной Сибири на юго-запад средняя температура января повышается вследствие периодически повторяющихся вторжений с запада относительно теплого, в определенной мере трансфор­мированного морского атлантического воздуха умеренных широт.

Близ западного рубежа СНГ от побережья Балтийского моря к Украинским Карпатам в меридиональном направлении прохо­дит изотерма января -4°С. На Восточно-Европейской равнине и северной части Срединного региона изотермы этого месяца идут с северо-запада на юго-восток затем принимают широтное направление. Положительная средняя температура января отмеча­ется на юго-западе и юге Крыма, на равнинах Закавказья и юга Средней Азии. На юго-западе Туркменистана, на побережье Кас­пийского моря она приближается к 6°С. Положительная темпе­ратура воздуха в этих районах зимой связана с периодическими вхождениями тропического континентального воздуха.

На Дальнем Востоке тихоокеанские морские воздушные мас­сы умеренных широт зимой проникают в прибрежные районы поэтому здесь средняя температура января значительно выше, чем во внутренних частях Сибири, откуда в это время дуют хо­лодные ветры (зимний муссон). Так, на западных берегах Охотского моря она около -20°С, на юго-востоке Чукотского полуос­трова –16°С, а на берегах залива Петра Великого составляет около -10°С.

В Северный Ледовитый океан замой с циклонами выносится морской воздух умеренных широт со стороны Северной Атлантики и в меньшей мере Берингова моря. Поэтому средняя темпера-сура января лишь в приполюсном районе (140–180° в.д.) снижа­ется до –32°С. В то же время близ Берингова пролива она около –20°С, а на юго-западе Баренцева моря становится несколько выше -4°С.

В горах, особенно в районах с длительным холодным периодом, зимой нередко наблюдается инверсия температуры воздуха. В частности, в горах Северо-Восточной Сибири на. высоте 3000 м может быть на 15–20°С теплее, чем в прилегающих долинах.

Летом температура воздуха на территории СНГ в значительной мере определяется радиационными процессами. Средняя температура июля в целом на равнинах возрастает с севера на юг. Над льдами Арктики, лежащими севернее Земли Франца-Иосифа и Северной Земли, она около 0°С, а на юге равнин Средней Азии достигает 32°С. При этом абсолютный максимум темпера­туры воздуха доходит до 50°С (Термез, заповедник Репетек).

Изотермы июля на преобладающей части равнин СНГ идут в целом с запада на восток. Это связано в основном с усилением теплообмена между земной поверхностью и воздушными масса­ми по мере продвижения с севера на юг, что приводит к повыше­нию их температуры в этом направлении. Однако в ряде регионов изотермы июля под влиянием местных условий циркуляции воздушных масс заметно отклоняются от широтного направления. Так, на западе Восточно-Европейской равнины южнее 60° с.ш. они смещаются к югу вследствие частых вторжений морского атлантического воздуха умеренных широт. На Дальнем Востоке в результате мощного воздействия летнего муссона, с которым на материк поступает морской воздух умеренных широт с Тихого океана, изотермы июля идут нередко параллельно побережью материка. Изотерма июля 12°С следует вдоль западного берега Охотского моря от залива Шелихова до Удской губы, а затем вдоль восточного побережья Сахалина.

Ресурсы тепла ландшафта обычно определяются суммой тем­ператур воздуха за период со средней суточной температурой выше 10°С. В арктических пустынях и на большей части тундр устой­чивый период со средней суточной температурой выше 10°С не выражен. Но на юге тундровой зоны сумма температур этого пе­риода составляет 200–400°. При продвижении на юг она увели­чивается и на северном рубеже лесостепной зоны на западе Восточно-Европейской равнины достигает 2600°, а в Западной Сибири 1900°С. На юге пустынь Средней Азии (южнее 40° с.ш.) ее величина возрастает до 5000–5600°.

На территории СНГ годовая амплитуда температуры воздуха колеблется примерно от 17°С во влажных субтропиках Колхид­ской низменности и подтаежных ландшафтах южных Курильских островов до 64,5°С в горно-таежных ландшафтах Оймяконского нагорья. Средняя годовая температура воздуха на этой террито­рии изменяется от –16,6°С в Оймяконе до 17°С в Термезе. Нуле­вая годовая изотерма температуры воздуха проходит близ совре­менной южной границы распространения многолетней мерзлоты.

Атмосферные осадки. Выпадение атмосферных осадков на тер­ритории СНГ, по мнению С. И. Жакова (1982), находится в зависи­мости от трех факторов – влагосодержания, относительной влаж­ности воздуха и условий для восхождения воздушных масс.

Максимум влагосодержания воздуха обычно приходится на лето. При этом его относительная влажность с повышением тем­пературы, за исключением приморских районов, как правило, снижается, а высотный уровень конденсации водяных паров в атмосфере соответственно возрастает. В то же время летом резко усиливаются восходящие движения больших масс воздуха в ре­зультате развития атмосферных фронтов и циклонов, а также вследствие тепловой конвекции. Все это активизирует летом вы­падение осадков на большей части территории СНГ.

Напротив, зимой воздушные массы отличаются относительно небольшим влагосодержанием, а их восходящие движения осла­бевают, в результате интенсивность выпадения осадков снижает­ся. Однако в пустынях Средней Азии осадки выпадают преиму­щественно весной, осенью и зимой, когда наблюдается увеличе­ние относительной влажности воздушных масс и усиление цик­лонической деятельности.

На равнинах СНГ наиболее благоприятные условия для вы­падения осадков складываются в таежных, подтаежных и широколиственно-лесных ландшафтах. Здесь сравнительно высокое влагосодержание воздуха в теплое время года (в июле упругость водяного пара доходит до 14–20 гПа) сочетается со значительной его относительной влажностью (72–78%) при довольно частых прохождениях циклонов. В результате годовая сумма осадков в таежных, подтаежных и широколиственно-лесных ландшафтах Восточно-Европейской равнины на возвышенностях нередко пре­вышает 800 мм, в Западной Сибири и на западе Среднесибирско­го плоскогорья в тайге составляет 600–800 мм.

На севере, в тундрах Северо-Восточной Сибири, в связи с низким влагосодержанием воздуха за год выпадает менее 300 мм осад­ков, а в пустынях, южнее Аральского моря, в основном по причине низкой относительной влажности воздуха – около 100 мм.

Весьма благоприятные условия для выпадения осадков скла­дываются в Западном Закавказье. Здесь при высоких показате­лях влагосодержания воздуха и его относительной влажности интенсивно развиваются восходящие потоки воздушных масс, движущихся с запада на восток через горные хребты. В резуль­тате на Колхидской низменности за год выпадает 1600–2000 мм осадков, а на прилегающих отрогах Месхетского хребта на высо­те около 1200 м – более 4500 мм.

На наветренных склонах горных поднятий годовая сумма осад­ков заметно возрастает. Так, на западных склонах Урала, Куз­нецком Алатау и привершинных частях Сихотэ-Алиня за год выпадает до 1200 мм осадков, на западе Алтая и на юго-востоке Камчатки до 2000 мм. Даже на западных и юго-западных навет­ренных склонах хребтов западной части Тянь-Шаня и северо-запада Памира на высоте 3000–4000 м в ряде районов местами приходится за год 1200–1600 мм осадков. В то же время в высо­когорных котловинах Восточного Памира годовая сумма осадков не превышает 100 мм.

Преобладающая часть годовой суммы осадков в арктических пустынях выпадает в твердом виде. Но уже в материковых тундpax доля жидких осадков приближается к 50%. При дальней­шем продвижении к югу этот показатель увеличивается и в суб­тропических районах на равнинах достигает 85–95%.

Зимой на равнинах СНГ устанавливается снежный покров. Продолжительность его залегания в арктических пустынях пре­вышает 280 дней. При движении на юг период наличия снежно­го покрова постепенно сокращается вплоть до нуля в субтропи­ческих районах Закавказья и Средней Азии, а также в степях Забайкалья. В горах число дней со снежным покровом возраста­ет с высотой, а выше снеговой границы снег лежит круглый год.

Высота снежного покрова в конце зимы на побережье Север­ного Ледовитого океана составляет 40–50 см, в таежной зоне на Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равнинах доходит местами до 70–90 см. Южнее она постепенно снижается до нуля в субтропиках и степях Забайкалья. На западных склонах Север­ного Урала и приподнятой приенисейской части Среднесибирс­кого плоскогорья снега накапливается более 90 см, а в горах Камчатки до 100–120 см.

Соотношение тепла и влаги. В гумидных ландшафтных зонах, где выпадает относительно много осадков, годовой радиационный индекс сухости К меньше 1. В арктических пустынях и тундрах он в среднем составляет 0,3–0,5. По мере продвижения к югу значение К увеличивается, но на юге подтаежных ландшафтов обычно остается меньше 1, в широколиственных лесах и лесостепях составляет около 1, юж­нее, в аридных ландшафтных зонах (степи, полупустыни, пусты­ни), по мере нарастания засушливости становится существенно больше 1, достигая в отдельных районах пустынь Средней Азии 8-10. Во влажных субтропических ландшафтах К имеет пример­но такие же значения, как и в тундрах.

Нередко для определения соотношения тепла и влаги исполь­зуют коэффициент увлажнения К_у, равный отношению годовой суммы осадков г к испаряемости за тот же период Е_о, т.е. К_у = г/Е_о (где г и Е_о измеряются в мм слоя воды). Коэффициент увлажнения К_у в гумидных ландшафтах больше 1, а в аридных суще­ственно меньше этой величины. В частности, в тундровой зоне он в среднем равен 2–3, в широколиственных лесах и лесостепях приближается к 1, а в пустынях Средней Азии, южнее Аральс­кого моря, местами становится менее 0,1.