Вплив підстильної поверхні на формування клімату

Размещено на http://www.allbest.ru/

Міністерство освіти і науки України

Київський національний університет імені Т.Г. Шевченка

Географічний факультет

Кафедра країнознавства та туризму

Реферат

На тему:

Вплив підстильної поверхні на формування клімату

З навчальної дисципліни "Рекреаційна кліматологія"

клімат погода рельєф водний

Київ-2016



Зміст

Вступ

Розділ І

1.1 Клімат. Загальна інформація

1.2 Різноманітність типів клімату

1.3 Кліматотвірні процеси та чинники формування клімату

Розділ ІІ

2.1 Підстильна поверхня. Загальна інформація

2.2 Вплив грунту та рельєфу на кліматоутворення

2.3 Вплив водного простору на кліматоутворення

2.4 Вплив снігового покриву на клімат

2.5 Вплив рослинного покриву на клімат

Висновок

Список використаних джерел



Вступ

Тема роботи: у цій роботі я підніматиму тему кліматотвірних чинників та впливу підстильної поверхні на клімат зокрема.

Мета роботи: поглибити знання про клімат, атмосферу та зрозуміти принципи творення клімату, вивчивши та дослідивши вплив підстильної поверхні на багаторічний режим погоди.

Завдання роботи:

1) Зрозуміти поняття «Клімат».

2)Повторити типи клімату.

3)Звернути увагу на всю сукупність кліматотвірних чинників.

4) Вивчити та дослідити вплив підстильної поверхні на клімат.

5)Поглибити знання про природні процеси на Землі.

Актуальність даної роботи: цей реферат містить інформацію, яка є важливою для формування повноцінного уявлення про природу та природні явища нашої планети. Думаю, для кожного географа буде цікаво дізнатися про кліматотвірні чинники більше, оскільки сьогодні проблема зміни клімату є досить серйозною та болючою.

Розділ І

1.1 Клімат. Загальна інформація

Клімат - це стійкий режим метеорологічних процесів та показників на певній території. Поняття «клімат» увів давньогрецький астроном Гіппарх з Нікеї у ІІ ст. до н.е. Дослівно «клімат» означає «нахил». Основою для вивчення клімату є багаторічні спостереження за метеорологічними величинами:сонячною радіацією, температурою повітря та грунту, атмосферним тиском, вологістю,хмарністю сніговим покривом тощо. Перш ніж розглядати чинники формування клімату та його особливості, необхідно вказати на те, що атмосфера, як одна із оболонок Землі як планети, не ізольована від інших. Взаємодію всіх оболонок планети розглядають у кліматичній системі. Кліматична система - це атмосфера, гідросфера, літосфера, кріосфера та біосфера. Ці ланки кліматичної системи мають різні фізичні властивості. Клімат досить тривалий режим погоди-він встановлюється на 25-30 років. Отже, розуміння поняття «клімат» є важливим для вивчення процесів, які відбуваються в атмосфері. [ 1 ]

1.2 Різноманітність типів клімату

Класифікація кліматів - це поділ кліматів Землі за різними ознаками, умовами виникнення або зв'язками з іншими географічними явищами на кліматичні зони (та області), що мають однотипні кліматичні умови. Кліматична зона - це найбільша одиниця кліматичного районування, що має широтну протяжність та виділена за визначеними об'єктивними кліматологічними показниками. Кліматична область - це частинна кліматичної зони, що характеризується визначеними типом клімату. Тип клімату - це клімат з характерними властивостями, що відповідає визначеній кліматичній зоні. У зв'язку з цим існує таке поняття як кліматична межа. Це досить чітко виражена межа між регіонами з різним кліматом.

Класифікація кліматів проводиться для виділення типів кліматів, за допомогою яких можна об'єктивно встановити подібність чи відміни кліматичних умов на всій території земної кулі чи її частині. Це має велике практичне значення, тому що з кліматом пов'язане життя рослин та тварин, характер ґрунтового та рослинного покривів, гідрологічний режим, життя та господарська діяльність людини.

Вчені одразу помітили явний зв'язок розподілу рослинності на земній кулі з кліматичними умовами. Отже, перші класифікації клімату грунтовались на ботанічних ознаках. Це сталось в кінці XIX століття. Перше ройоонування провів Грізебах в 1872 р. Найтиповішою була класифікація кліматів - класифікація Зупана (1884 р.), він виділив 35 кліматичних провінцій. Хульт в 1892 р. кількість провінцій збільшив до 103. Це так звані описові класифікації кліматів. Основним завданням цих класифікацій було виділення кліматичних провінцій, тобто більш-менш однорідних за кліматом географічних районів без їх зв'язку з аналогічними в інших місцях. Назву провінціям давали за назвою даної місцевості та особливістю рослинності.

Уже в 1874 р. де Кандоль помітив природну географічну зональність рослинності і спробував виділити п'ять географічних зон. Великий вклад у розвиток теорії класифікації кліматів вніс В. Кеппен (Кйоппен). Він різко критикував описові класифікації і висунув зовсім новий принцип класифікації кліматів і назвав його принципом кліматичних аналогів. Він старався об'єднати суттєво подібні клімати в далеко розташованих місцевостях земної кулі. Для класифікації кліматів він використав середні річні та місячні температури повітря та річні атмосферні опади.

В. Кеппен удосконалював свою класифікацію у ряді публікацій з 1900 до 1936 рр. У кінцевому вигляді вона одержала широке розповсюдження у багатьох країнах як така, що не погано відповідає ландшафтним зонам. Кеппен виділив п'ять кліматичних зон, у яких виділив 11 типів кліматів:

Клімат тропічних лісів.

Клімат саван.

Клімат степів.

Клімат пустель.

Клімат помірно теплий з сухою зимою (мусонний).

Клімат помірно теплий з сухим літом (середземноморський).

Клімат помірно теплий з рівномірним зволоженням.

Клімат бореальний з сухою зимою (мусонний).

Клімат бореальний з рівномірним зволоженням.

Клімат тундри.

Клімат вічного морозу.

Бореальний клімат за Кеппеном спостерігається лише у північній півкулі. Це помірно холодний клімат середніх широт з чітко вираженими порами року. Характерним є утворення стійкого снігового покриву взимку.

Цінність класифікації Кеппена у її географічності. Зараз вона не використовується, оскільки в основі лежить штучний критерій посушливості клімату, а саме співвідношення між середньою кількістю опадів і середньою річною температурою. Насправді однозначної залежності посушливості клімату від цього співвідношення немає навіть в середньому. Тому сухі пояси Кеппена в одних випадках розташовані південніше помірно теплих, а в інших -північніше. Крім того, у групі сухих поясів об'єднуються такі різні за широтою місцевості, як Хартум (Африка) та Омськ (Західний Сибір).

У різний час були створені класифікації кліматів, які ґрунтувались на ландшафтно-географічних зонах (В.В. Докучаєв, Л.С. Берг), на класифікації річок (О.І. Воєйков, А. Пенк, М.І. Львович), на врахуванні ступеня зволоження території (О.О. Камінський, М.М. Іванов, М.І. Будико) та інші.[2]

1.3 Кліматотвірні процеси та чинники формування клімату

Кліматотворчі процеси -- атмосферні процеси, що визначають характер клімату в межах тієї чи іншої області чи всієї Землі (теплообіг, вологообіг, загальна циркуляція атмосфери).Вони проходять в конкретних географічних умовах земної кулі. В низьких і високих широтах, над сушею і над морем, над рівнинами і над горами кліматотвірні процеси протікають по-різному, тобто мають свою географічну специфіку. Головні особливості клімату визначаються кліматотвірними чинниками:

1)Кількістю сонячної радіації, тобто клімат залежить від широти місцевості;

2)Процесами циркуляції атмосфери;

3)Характером підстильної поверхні.

Також клімат залежить від географічних чинників, що впливають на клімат окремих регіонів Землі:

1)Висота місцевості;

2)Близькість до моря;

3)Особливість рельєфу;

4)Рослинний покрив;

5)Сніговий, льодовий покрив;

6)Ступінь забруднення атмосфери ;

7) Розподіл суходолу і водних просторів;

8) Океанічні течії;

9) Діяльність людини тощо.

Першим і дуже важливим фактором клімату є географічна широта. Від неї залежить зональність в розподілі елементів клімату та надходження сонячної радіації на поверхню.Сонячна радіація-кількість теплової та світлової енергії, що надходить до Землі від Сонця. Вимірюють її в кілокалоріях на одиницю площі за рік . Однак основною характеристикою радіаційного режиму є радіаційний баланс земної поверхні, оскільки він враховує усі надходження та втрати радіаційного тепла. Радіаційний баланс земної поверхні визначає запаси тепла в атмосфері. Сонячна радіація поступає на верхню межу атмосфери в прямій залежності від географічної широти, яка визначає полуденну висоту Сонця і тривалість випромінювання за сезонами року. З тієї самої причини зональність лежить в основі розподілу температури повітря,яка зменшується від екватора до полюсів. Але цей розподіл залежить також і від циркуляційних умов. Водночас, і в загальній циркуляції має місце певна зональність (яка, в свою чергу, викликана зональністю у розподілі температури),але вона може порушуватися. Причини такого азонального розподілу:ступінь прозорості атмосфери, абсолютна висота місцевості, тривалість світлового дня. Можна згадати, що такий суто кінематичний фактор загальної циркуляції атмосфери, як сила Коріоліса, залежить від географічної широти.

Отже, надходження сонячного тепла залежить у першу чергу від широти місцевості. Тому радіаційні чинники клімату лежать в основі кліматичної поясності Землі.

Повітряні течії загальної циркуляції атмосфери сприяють міжширотному обміну повітряних мас, тому на формування клімату будь-якої території впливає атмосферна циркуляція-система горизонтальних та вертикальних переміщень повітряних мас у тропосфері. Вона визначає розподіл опадів поверхнею Землі. Повітряні течії різного масштабу виникають і підтримуються різним нагріванням і охолодженням водної поверхні та суходолу, а також поверхні Землі і повітря на різних широтах. Тому екватор і полюси, водна поверхня та суходіл є різними полюсами теплової системи Землі, яка змушує рухатись повітряну оболонку. Виключно велика роль циркуляції атмосфери у зволоженні материків. Вона зумовлює перенесення водяної пари з океанів на материки і з одних широтних зон у інші. Як правило, це відбувається у процесі циклонічної діяльності, особливо у помірних та високих широтах.

Повітряні маси бувають теплі та холодні, сухі та вологі. Вони набувають певних властивостей залежно від того,над якими територіями вона формується. Тому виділяють п'ять типів повітряних мас: екваторіальну, тропічну, помірну, арктичну, антарктичну. Відповідно до цього повітряні маси приносять опади або засухи чи інші атмосферні явища. Під час руху й зустрічі повітряних мас із різними властивостями між ними виникають перехідні зони-теплі або холодні атмосферні фронти, які суттєво впливають на погодні умови території. Виділяють також області повітря зі зниженим чи підвищеним тиском (циклони та антициклони відповідно). Завдяки особливостям циркуляції на одній і тій же широті на західних і східних берегах континентів формуються зовсім різні кліматичні умови. Наприклад, тепла зима південної Франції і сувора зима Приамур'я, сухе літо Сицилії і дощове літо Японії. Те ж саме стосується території в середині тропічного поясу. Тут зональні кліматичні відміни зумовлені також циркуляцією атмосфери. Різне зволоження екваторіальної Африки й Сахари обумовлено не широтними відмінами надходження сонячної радіації, а циркуляцією атмосфери.Особливу роль у системі циркуляції повітря відіграють пасатна,мусонна циркуляції, вітри помірних широт та стокові. Також переміщення повітря суттєво впливає на температурний режим планети та регулює його, охолоджуючи та приносячи опади чи засухи тощо.

Від характеру підстильної поверхні залежить здатність земної поверхні відбивати сонячну радіацію (альбедо). Альбедо - відношення кількості відбитої сонячної радіації до сумарної, що надійшла на дану поверхню, вимірюється у відсотках. Альбедо підстильної поверхні залежить від її кольору, вологості, прозорості, шорсткості тощо. Вплив підстильної поверхні на клімат я розгляну в наступних розділах реферату.

Висота над рівнем моря також є географічним фактором, що визначає клімат. Атмосферний тиск з висотою падає, сонячна радіація і ефективне випромінювання збільшуються, температура, як правило, знижується, масова частка водяної пари також зменшується. Висота змінює вертикальний розподіл практично всіх метеорологічних величин, тому дуже суттєво впливає на клімат і закономірності його розподілу на земній кулі, викливаючи явище висотної кліматичної зональності.

Розподіл суходолу та океанів на поверхні планети є ефективним кліматотвірним фактором. Саме з ним пов'язаний поділ кліматичних типів на морські та континентальні. На зональність розподілу температури та опадів, а також інших метеорологічних величин впливає розподіл суші та моря. З ним же пов'язане утворення та позиціонування баричних центрів дії атмосфери: субтропічні зони високого тиску розвиваються над материками влітку, в помірних широтах над материками чітко виражене переважання високого тиску взимку та низького влітку. Це ускладнює систему загальної циркуляції атмосфери, а отже, і кліматичні умови на Землі.

На кліматичні умови у горах впливає не лише висота місцевості над рівнем моря, але й орографічні фактори - висота і напрям гірських хребтів, експозиція схилів відносно розподілу світла і переважаючих вітрів, ширина долин і кривизна поверхні тощо. Затримуючи перенос мас холодного чи теплого повітря, гори створюють більш чи менш різкі розподіли температури та опадів у великому географічному масштабі. Над горами виникають рухи повітряних течій і особливі форми хмар. Над нагрітими схилами гір також посилюється конвекція і як наслідок - хмароутворення.

Океанічні течії створюють особливо різкі відмінності в температурному режимі поверхні моря і тим самим впливають на розподіл температури повітря та на атмосферну циркуляцію. Стійкість океанічних течій призводить до того, що їх вплив на атмосферу має кліматичне значення. Відзначу, зокрема, вплив Гольфстріму на клімат Півночі Європи, Перуанської та Бенгельської течій - на утворення пустель Атакама та Наміб відповідно, вплив теплої течії Ель-Ніньо на клімат і господарство Південної Америки тощо. Над районами холодних течій збільшується повторюваність туманів (особливо проявляється біля Ньюфаундленда).

Людина впливає на клімат через свою господарську діяльність. Спостерігається її вплив як на мікроклімат (смоги, зміни у водному режимі, вирубка лісів), так і на макрокліматичні умови (викиди парникових газів, опустелювання, порушення озонового шару атмосфери тощо). Цей кліматотвірний чинник, на відміну від інших, несе лише негативні наслідки. Якщо його не усунути, або хоча б не зменшити його вплив, то ми ризикуємо втратити природні властивості та саму планету Земля.

Отже, фомування клімату- це складний процес із багатьма складовими, які взаємодіють та пов'язані один з одним. Кліматотвірні чинники безпосередньо впливають на господарство, економіку держави . Вони визначають стиль життя людей певної місцевості.



Розділ ІІ

2.1 Підстильна поверхня. Загальна інформація

Підстильна поверхня -- сукупність природних і перетворених (змінених та створених людиною) ландшафтів на земній поверхні, що знаходяться у взаємодії з атмосферою в процесі обміну теплом і вологою. При вивченні ролі підстильної поверхні у формуванні клімату у першу чергу мають на увазі два зовсім різні види земної поверхні: це водна поверхня та суходіл, які значно різняться. Водна поверхня та суходіл мають різну теплоємність: теплоємність води у 3-4 рази більша, ніж теплоємність грунту. Ці поверхні також неоднаково засвоюють сонячну радіацію. На Земній кулі переважає водна поверхня (71% її площі), яка справляє значний вплив на формування клімату Землі. Під впливом водної поверхні та суходолу в усіх зонах земної кулі формуються два зовсім різних типи клімату - морський та континентальний. На суходолі підстилаюча поверхня представлена рівнинами та горами різних розмірів та різної морфоскульптури. Взагалі вода засвоює сонячного тепла більше, ніж суходіл, оскільки альбедо води менше. Середнє альбедо води змінюється від кількох відсотків у тропічних широтах до 20 % на межі плаваючої криги. У північних широтах альбедо більше через меншу висоту Сонця. Отже, альбедо води на 10-20 % менше від альбедо суходолу без снігового покриву. Ефективне випромінювання води значно менше, ніж суходолу через нижчу температуру водної поверхні та більший вміст водяної пари в атмосфері. Через це на одній і тій широті радіаційний баланс на океанах більший, ніж на суходолі. Особливо велика ця різниця в тропічних широтах, де вона досягає 30-35 % від величини радіаційного балансу океанів. Складові теплового балансу води й суходолу також різні. На суходолі витрати тепла на випаровування найбільші в екваторіальній зоні і різко зменшуються в тропічних і субтропічних пустелях. У помірних широтах збільшується кількість опадів, але у високих широтах континентів витрати тепла на випаровування знову зменшуються через нестачу тепла. На океанах найбільше витрачається тепла на випаровування в субтропічних областях високого тиску. Звідси витрати тепла зменшуються у бік екватора і до полюсів. У субполярних широтах (60-70⁰) радіаційний баланс океанів і суходолу вирівнюється, але витрати тепла на випаровування з океанів значно більші за рахунок тепла, яке переноситься морськими течіями.

Турбулентний потік тепла в атмосферу над океанами закономірно збільшується від 150 МДж/м² в районі екватора до 400-650 МДж/м² в субполярних широтах. На суходолі цей потік найбільший в субтропічних і тропічних пустелях і перевищує 2560 МДж/м² . Звідси він зменшується в бік екватора і до високих широт. Такі відміни складових теплового балансу на океанах і суходолі визначають процес трансформації повітряних мас над цими поверхнями. Над океаном повітряні маси переважно зволожуються, оскільки близько 90 % радіаційного балансу витрачається на випаровування води. Над суходолом повітря в основному втрачає вологу і нагрівається влітку та вихолоджується зимою.

Нарешті, водна поверхня гладенька у порівнянні з суходолом, на якому виділяються будинки, ліси та підвищення рельєфу різного масштабу. Тому у відкритому океані середня швидкість вітру у 2-3 рази більша, ніж на суходолі.

На кліматичні умови також впливають розвинена річкова мережа, великі заболочені масиви, характер рослинного покриву, зокрема лісові масиви, сніговий покрив тощо. Стан підстилаючої поверхні змінюється протягом року внаслідок чергування періодів вегетації рослин, перетворення вологи в атмосфері, викликаних зміною тривалості дня і ночі та пір року, нагрівання та охолодження, а також ступеня зволоження земної поверхні і атмосфери. Різниця в поглинанні-відбитті (альбедо), витратах та накопиченні променистої енергії Сонця між різними ділянками підстилаючої поверхні впливає на фізичний стан атмосфери, тобто на погоду та клімат. Підстилаюча поверхня відіграє важливу роль у формуванні різних типів повітряних мас, зумовлюючи їхню трансформацію при переміщенні над певною територією. У менших масштабах вона зумовлює місцеві атмосферні циркуляції (бриз, мусони, гірсько-долинні вітри). Вивчення властивостей підстилаючої поверхні (кліматоутворюючого фактору) дає можливість визначити зміни з метою оцінки впливу на стан атмосфери та окремі погодні процеси в ній. Температурний режим підстилаючої поверхні залежить від її теплофізичних властивостей. [ 2 ]

Отже, підстильна поверхня є одним з основних кліматотвірних чинників. Земна кора та її покрив взаємодіє із сонячною радіацією, повітряними масами тощо. Від властивостей підстильної поверхні залежать властивості клімату певної території.

клімат погода рельєф водній

2.2 Вплив грунту та рельєфу на кліматоутворення

На суходолі тепло вглиб передається внаслідок молекулярної теплопровідності. У товщі води тепло передається значно ефективнішим методом, а саме завдяки турбулентній теплопровідності, тобто поверхневі шари води перемішуються і одержане тепло розподіляється на велику товщу води. У ґрунт сонячне випромінювання проникає на глибину менше міліметра, перетворюючись у тепло, яке передається глибше за допомогою теплопровідності.

Добові амплітуди температури ґрунту (різниця між добовими максимумом і мінімумом) залежить від географічної широти точки спостереження і пори року, а також від хмарності на момент спостереження, бо хмари затримують теплообмін земної поверхні з атмосферою.

Вплив суходолу на своєрідний добовий та річний хід метеорологічних величин називається континентальністю клімату. Континентальний клімат - це клімат, характерний для внутрішньої частини материка та прибережної частини океану, де переважають повітряні маси континентального походження. Про ступінь континентальності клімату свідчить усе вищенаведене, а саме величина добової та річної амплітуди температури, особливості режиму опадів тощо. Однак ще немає єдиного показника кількісної оцінки ступеня континентальності клімату, хоч спроб було багато.

Природньо, що суходіл неоднорідний, адже рельф - це сукупність усіх нерівностей земної поверхні. Проаналізувавши фізичну карту світу,можна побачити, що величезні площі суходолу мають гірський клімат, який формується під впливом зростання висоти місцевості над рівнем моря, різноманітності форм гірського рельєфу, крутизни схилів та їх орієнтації відносно частин світу та повітряних течій.

Гори впливають на всі метеорологічні величини. Тому це є наслідком формування особливого гірського клімату. Це можна побачити у вертикальній поясності грунтів та рослинності гірських регіонів і, отже, у вертикальній кліматичній поясності. Підвищення рельєфу також визначають клімат прилеглих територій. Спостерігається зменшення кількості атмосферних опадів, хмарності, туманів на підвітряному боці гір на відстані до сотень кілометрів. Часто гірські хребти є навіть межами кліматичних зон Землі. Прикладом можуть слугувати субтропіки на південному березі Криму. До того ж навіть незначні за висотою підвищення спричиняють неоднорідність у розподілі атмосферних опадів та атмосферних явищ.

Так як на висоті в атмосфері менше різних домішків і коротший шлях сонячних променів до гір, кількість прямої сонячної радіації на одиницю площі в горах збільшується. У зв'язку з цим у горах змінюється дещо і спектральний склад сонячної радіації, а саме збільшується доля ультрафіолетових променів. Так, в Альпах на висоті 2000 м зимою її в 4 рази більше, а влітку - вдвічі. Таке явище характерне для всіх високогірних хребтів. Сума розсіяної радіації у горах збільшується через велику хмарність влітку та тривале зберігання снігового покриву взимку, яке зумовлює багаторазове відбивання радіації. Отже, при зростанні висоти в горах збільшується і сумарна сонячна радіація. Одночасно збільшується величина відбитої радіації через тривале залягання снігового покриву. Ефективне випромінювання тут також збільшується через зменшення вмісту водяної пари в атмосфері, а отже, через зменшення зустрічного випромінювання атмосфери. Через великі втрати променистої енергії радіаційний баланс земної поверхні в горах поступово зменшується, особливо вище снігової лінії.

Також на мікроклімат впливають так звані місцеві вітри, наприклад, вітри схилів, гірсько-долині, льодовикові вітри та інші, які характерні лише для гірських районів. Вони виникають через різницю температур і тиску у різних ділянках, а також через різницю цих показників біля схилів гір і у вільній атмосфері на цій же висоті. Ці вітри також беруть участь у формуванні гірського клімату, впливаючи на зміни температури повітря, вологості, хмарності, опадів. У горах можна спостерігати велику різноманітність температур грунту й повітря. Особливо велика вона при сонячній погоді. На південних схилах температура грунту на 10⁰ вища, ніж на північних. Коли погода хмарна температура грунту не залежить від розташування схилів.

Температура грунту з висотою також знижується, Оскільки радіаційний баланс у горах зменшується. При безхмарній погоді це зниження відносно мале, вертикальний температурний градієнт становить усього близько 0,4⁰ на 100 м підвищення місцевості. Зниження температури грунту з висотою виражене лише влітку. Узимку, навпаки, на нижніх схилах гір спостерігається підвищення температури з висотою. Це відбувається через стікання холодного повітря вздовж схилів гір, а також вторгнення холодного повітря з півночі, яке займає передгір'я та нижні схили гір. Ці інверсії чітко виражені на північних схилах гір до рівня близько одного кілометра і добре виражені в горах широтного простягання.

На південних схилах гірських пасом прямого вторгнення холодного повітря не буває. Тому тут найбільші вертикальні градієнти температури грунту. Взагалі при хмарній погоді температура поверхні грунту наближається до температури повітря і не залежить від розташування схилів, як було сказано вище.

Температура повітря у гірській місцевості з висотою падає на температурний градієнт, середнє значення якого дорівнює 0,6⁰ на 100 м висоти, тобто знижується повільніше, ніж у вільній атмосфері, де вертикальний градієнт становить 0,65⁰С. Але й температура повітря в горах взимку збільшується з висотою, оскільки холодне повітря переходить в долини та передгір'я. Добре відомі інверсії температури повітря в Якутії. Ясної тихої погоди на схилах хребтів на висоті 1,5-2 км температура повітря на 15-20⁰С вища, ніж на дні долин. Інверсії температури повітря в горах спостерігаються і влітку, але лише вночі.Слід зазначити, що річні коливання температури повітря в горах зменшуються. Крім того, мінімальні та максимальні значення температури повітря запізнюються на один місяць. Тобто можна сказати, що гірський клімат дуже схожий на морський. Тому через падіння температури з висотою в горах зменшується тривалість безморозного та вегетаційного періоду.

Зміни вологи в атмосфері гірських країн також своєрідні. Абсолютна вологість повітря в горах з підняттям зменшується, тому що знижується температура повітря і відповідно встановлюється низький рівень випаровуваності. Але незважаючи на це в горах абсолютна вологість на 10% більша, ніж у вільній атмосфері на цьому ж рівні. Ця додаткова волога випаровується з навколишніх схилів гір. Відносна вологість повітря влітку в горах з підняттям підвищується і досягає максимального значення на рівні утворення хмар. Це явище пояснюється висхідними течіями вдень і перенесенням водяної пари вверх і згодом конденсацією. Цікавим є добовий хід відносної вологості повітря. Вдень вона найбільша, а найменша вночі та вранці.

На нижньому поясі гір рівень конденсації спостерігається взимку, тому тут і найбільша відносна вологість. З висотою вона знижується. Внутрішні гірські території, нагір'я та долини гір залишаються сухими, особливо влітку, оскільки волога конденсується на навітряних схилах гір.

Кількість хмар у горах,а відповідно і кількість опадів, так само залежить від сезону. Взимку хмари утворюються на нижньому поясі гір, а їхні вершини піднімаються над хмарами. Влітку все відбувається навпаки. Ось чому в горах з висотою збільшується кількість днів з туманами. Справа в тому, що хмари, які утворюються біля поверхні схилів внаслідок висхідних рухів повітря, для тутешнього спостерігача вважаються туманом. У той же час у гірських долинах, захищених хребтами, тумани бувають надзвичайно рідко.

Усе вищенаведене свідчить про те, що зимою в горах переважає суха сонячна погода з великою кількістю ультрафіолетової радіації. Тому давно у Європі діє багато гірських зимових курортів. Зараз вони уже є в багатьох горах земної кулі.

Від впливу гір залежить також кількість опадів. Це визначається, перш за все, положенням гір по відношенню до повітряних потоків та їх рухом, їх висотою та формами рельєфу. Гори, звичайно, є перешкодою для повітряних течій. Тому тут виникають висхідні течії безпосередньо на схилах гір і перед схилами. Відбувається загострення і активізація атмосферних фронтів при натіканні повітря на підвищення. Це призводить до того, що на звернутих до вітрів схилах і у відкритих долинах при зростанні висоти місцевості кількість опадів збільшується.

Кількість опадів на схилах гір підвищується не постійно. Це спостерігається до певної точки. Вище цього рівня їх кількість поступово зменшується через пониження вмісту водяної пари та зміни географічних умов, географічної широти місцевості. Так, у тропічних широтах висота максимальної кількості опадів близько 1000 м, на південних схилах Гімалаїв 1300 м, в Альпах 2000 м, на Кавказі 2500 м, на зовнішніх схилах Алайського хребта в Середній Азії 3000 м, а на Центральному Памірі 4500-5000 м. Отже, при більшій континентальності клімату висота рівня максимальної кількості опадів у горах збільшується, особливо влітку.

Різко зменшується кількість опадів і на підвітряних схилах гір, оскільки тут виникає феновий ефект в результаті стікання повітря донизу. Так, на півдні Чилі на західних схилах Анд випадає понад 3000 мм, а на відстані близько 200 км на схід - місцями менше 300 мм. Така ж “дощова тінь„ Уральських гір прослідковується на схід на відстань понад 300 км, причому влітку вона менша, а зимою - більша.

Таке ж явище тіні спостерігається і в межах самої гірської країни. Аномально мало опадів випадає в міжгірних котловинах, долинах і глибоких ущелинах. Повітря, яке сюди надходить, вимушено перетікає через навколишні хребти, на яких втрачає вологу.[ 3 ]

Отже, нерівності земної поверхні у певній мірі визначають мікроклімат гірських країн та прилеглих до неї територій.

2.3 Вплив водного простору на кліматоутворення

Взагалі вода засвоює сонячного тепла більше, ніж суходіл, оскільки альбедо води менше. Середнє альбедо води змінюється від кількох відсотків у тропічних широтах до 20 % на межі плаваючої криги. У північних широтах альбедо більше через меншу висоту Сонця. Отже, альбедо води на 10-20 % менше від альбедо суходолу без снігового покриву. Ефективне випромінювання води значно менше, ніж суходолу через нижчу температуру водної поверхні та більший вміст водяної пари в атмосфері. Через це на одній і тій широті радіаційний баланс на океанах більший, ніж на суходолі. Особливо велика ця різниця в тропічних широтах, де вона досягає 30-35 % від величини радіаційного балансу океанів.

На океанах найбільше витрачається тепла на випаровування в субтропічних областях високого тиску. Звідси витрати тепла зменшуються у бік екватора і до полюсів. У субполярних широтах (60-70⁰) радіаційний баланс океанів і суходолу вирівнюється, але витрати тепла на випаровування з океанів значно більші за рахунок тепла, яке переноситься морськими течіями. Ґрунт нагрівається і охолоджується швидко, вода -- більш повільно, тому добові і річні коливання на поверхні води набагато менші. Океан -- тепловий обігрівач планети.

Морські течії також мають значний вплив на кліматоутворення. Вони виникають переважно під дією циркуляції атмосфери, особливо це помітно в середині тропічних широт, де на східній периферії субтропічних антициклонів (біля західних берегів материків) існують потужні холодні течії у бік екватора, а на західній периферії антициклонів (біля східних берегів материків) - теплі течії від екватора. Це потужні механізми двентивніго обміну теплом. Близько половини адвекції тепла з низьких широт у високі відбувається завдяки морським течіям, а решта тепла переноситься завдяки циркуляції атмосфери. В оберненому напрямку відбувається така ж потужна адвекція холоду. Тому усі течії впливають на температуру повітря та його стратифікацію.

Завдяки напрямку повітряних та морських течій в середині тропічних широт у східній частині океанів північної та південної півкуль ізотерми різко зігнуті у бік до екватора. Це видно на території Канарської та Бенгельської течій Атлантичного океану, Каліфорнійської та Перуанської течій Тихого океану. Найпотужніша із холодних течій Перуанська досягає екватора. На широті 30⁰ пд. ш. поблизу берегів Південної Америки температура води цієї течії протягом року на 10⁰ нижча, ніж у відкритому океані на цій же широті. Середня температура води Каліфорнійської течії на широті 40⁰пн. ш. на 6-8⁰ нижча і становить 12-13⁰С. Температура повітря над холодними течіями на 3-4⁰ нижча ніж у відкритому океані. Вздовж Перуанської течії на узбережжі Південної Америки на широті від 10 до 26⁰ пд. ш. температура повітря влітку становить всього 20⁰С, а взимку вона знижується до 12⁰С.

Навпаки, у низьких широтах на заході океанів де добре виражені теплі океанічні течії, такі як Бразильська та Гольфстрім, ізотерми віддаляються від екватора, відображаючи позитивну аномалію температури повітря до 3⁰С.У помірних і високих широтах холодні течії омивають східні береги материків, а теплі - західні. Отже, теплі та холодні морські течії формують температурні відміни між західними та східними районами океанів. На східних берегах континентів у низьких широтах та на західних берегах у помірних широтах під впливом повітряних та океанічних течій формуються теплі і вологі клімати. Особливо помітна роль теплої течії зимою на західному узбережжі Європи. Тут ізотерма 0⁰ піднімається до 70⁰пн. ш.

Морські течії впливають на стратифікацію атмосфери. Над холодними течіями температура повітря у нижньому шарі знижується від холодної підстильної поверхні і посилюється вертикальна стійкість стратифікації атмосфери. Це виключає перенесення повітря та водяної пари догори. Тому над холодними течіями та на прилеглих узбережжях спостерігається мала кількість атмосферних опадів. Під впливом холодних течій формуються такі берегові пустелі як Атакама, Наміб, Каліфорнійська. Найсухішою частиною Південної Америки є Тихоокеанське узбережжя між 5 та 28⁰ пд. ш. - це пустеля Атакама. Тут в Антофагасті випадає в середньому щороку 9 мм опадів, місцями опади не випадають кілька років підряд. Ці берегові пустелі дуже сухі та аномально холодні. У той же час над холодними течіями та прилеглими берегами спостерігається висока відносна вологість повітря та часто бувають двентивні тумани - понад 80 днів щороку. За рахунок крапельок туману тут існує своєрідна рослинність.

Над теплими течіями повітря нагрівається у нижньому шарі і цим вони сприяють розвитку конвекції, тобто розвитку потужних вертикальних рухів повітря. Ось чому над теплими течіями випадає більше атмосферних опадів. Особливо велика енергія нестійкості стратифікації атмосфери над цими течіями спостерігається зимою. Тому взимку над теплими течіями часто бувають грози навіть у північних районах узбережжя Норвегії.

Останнім часом багато уваги приділяється вивченню впливу теплої течії Ель-Ніньо, що в перекладі звучить як „маля”, „хлопчик” або „Христос-дитя”. Це літня (грудень-січень) екваторіальна тепла течія на сході Тихого океану вздовж західного узбережжя Південної Америки до 5-7⁰пд. ш.. В окремі роки Ель-Ніньо посилюється і досягає 15⁰пд. ш., відтісняючи від материка холодну воду Перуанської течії. Такі посилення бувають через кожні 2-10 років. В результаті цього процесу у східній частині Тихого океану позитивна аномалія температури води може перевищувати 6⁰С і випадає багато опадів на великій території. В результаті інтенсивних дощів виникають катастрофічні повені в досить сухих тропічних широтах та інших районах Перу. Посилення Ель-Ніньо має й екологічні та економічні наслідки. У теплих водах цієї течії різко зменшується вміст кисню і це згубно діє на океанічну фауну та флору в результаті чого риба залишає перуанський продуктивний район. Явище Ель-Ніньо мало вивчене і тому часто не оправдано на його дію відносять багато аномалій опадів та температури у досить віддалених районах земної кулі. [ 4 ]

Отже, морські течії дуже впливають на основні характеристики клімату в районі відповідних течій, на прилеглих територіях, а через циркуляцію атмосфери і на досить віддалені території.

2.4 Вплив снігового покриву на клімат

Сніговий покрив утворюється лише у певних кліматичних умовах, тобто він є продуктом клімату. Але в той й же час сніговий покрив впливає на клімат. При таненні снігового покриву збільшуються запаси вологи в грунті, які поступово використовуються рослинами протягом літа. Сніг відіграє велику роль у тепловому режимі грунту й повітря. Теплопровідність снігу дуже мала за рахунок наявності у ньому повітря, теплопровідність якого в 100 разів менша за теплопровідність грунту і становить усього (5,79+0,19t)?10^-5 кал/с?⁰С), де t - температура повітря ⁰С. Отже, чим пухкіший сніговий покрив, тим менша його теплопровідність. Тому він добре захищає грунт від проникнення в нього низьких температур.

Якщо утворився сніговий покрив висотою 20-30 см, то добові коливання температури затухають уже на глибині 20 см, а якщо снігу немає, то вони помітні до глибини 80-100 см. За товщини снігового покриву 40-50 см температура поверхні грунту під ним на 6-7 ⁰С вища за температуру оголеної ділянки грунту і на 10 ⁰С вища за температуру поверхні самого снігу. Глибина промерзання грунту також зменшується. При висоті снігового покриву близько 30 см грунт промерзає до 25-30 см, а без снігу - до 100 см і більше. В окремі періоди глибина промерзання грунту під снігом у 4-5 разів менша, ніж на оголеній ділянці. Отже, сніговий покрив є надійним захисником озимих та плодових культур від вимерзання навіть при великих морозах.

На температуру повітря сніг діє протилежно, тобто він сприяє вихолоджуванню повітря. Основними причинами такої його дії є те, що альбедо снігу становить 70-80 %, а також те, що випромінювальна здатність снігу дуже велика, яка наближається до випромінювальної здатності абсолютно чорного тіла за рахунок різкого збільшення площі поверхні снігу по відношенню до поверхні грунту. Крім того, сніг не пропускає тепла із поверхневих шарів грунту в повітря.

У результаті дії цих чинників поверхня снігу дуже вихолоджується, а від неї вихолоджується і прилеглі шари повітря. Тому взимку часто спостерігаються радіаційні інверсії температури повітря. Про це свідчить те, що над рівнинами Східної Європи середній вертикальний градієнт температури становить лише 0,12-0,15 ⁰С на 100 м висоти замість середнього 0,65 ⁰С.

У помірних широтах сніговий покрив триває кілька місяців, а в полярних сніговий та крижаний покрив зберігається постійно. Він є своєрідним холодильником і формує на Землі цілі ландшафтні зони вічного морозу. При дуже низьких температурах повітря висушується внаслідок утворення інею на поверхні снігу. Цей процес має велике значення для зростання товщини снігового покриву. Тому клімат полярних районів не лише суворий, а й сухий. Так, в Антарктиді на висоті понад 2000 м середня температура найтеплішого місяця близько -30⁰С, а найхолоднішого - 70 ⁰С. У серпні 1960 р. на станції Восток було зафіксовано -88,3 ⁰С, а в липні 1983 р. -89,2 ⁰С, а на поверхні снігу -90,4 ⁰С. На станції Піонерська навіть середній річний тиск водяної пари становить усього 0,15 гПа.[ 5 ]

2.5 Вплив рослинного покриву на клімат

Через те, що Земля має форму геоїда та отримує різну кількість сонячної радіації на різних широтах, через нерівність рельєфу на нашій планеті встановилися різні температурний режим та режим розподілу опадів. Також у зв'язку з цими факторами утворюються різні грунти, у поширенні яких проявляється зональність. Як наслідок, встановлюється різний рослинний покрив і тому поширюється відповідна фауна. Перш за все, слід згадати, що рослинність має безпосередній вплив на газовий склад атмосфери, який теж певною мірою змінює довготривалий режим погоди в тропосфері. Отже, можна із впевненістю сказати, що рослини також мають значний вплив на формування клімату.

Рослинність ,перш за все, перетворює поверхню у діяльний шар. На територіях без рослинності усі потоки променистої енергії засвоюються та випромінюються дуже тонким шаром грунту. Поверхня, вкрита рослинністю, засвоює та випромінює радіацію товстим шаром, який, залежно від характеру рослинності, змінюється від десятків сантиметрів до десятків метрів.

Якщо рослинний покрив наявний, більшість сонячної радіації засвоюється рослинами. Найбільше сонячна радіація в рослинному покриві засвоюється на висоті ѕ висоти рослини, де розташовано найбільше листя та гілок. Якраз тут відбувається засвоєння та випромінювання радіації. Ось чому вдень температура грунту й повітря серед рослин нижча, ніж над оголеним грунтом. Максимальна температура спостерігається на висоті найбільшого засвоєння радіації, тобто близько ѕ висоти рослин. Вночі велика сумарна поверхня рослин збільшує ефективне випромінювання, тому мінімальна температура також спостерігається на цій висоті. У приземному шарі повітря та на поверхні грунту, захищеному рослинами, нічна температура вища, ніж на оголеній ділянці.У зв'язку із вказаними процесами добова амплітуда температури грунту в лісі на 30-40 % менша, ніж на відкритому місці. Добова амплітуда температури повітря в лісі на 3⁰С менша, ніж за межами лісу. Таке зменшення амплітуди відбувається в основному за рахунок зниження максимальної температури вдень. Річна амплітуда температури в лісі також зменшується за тієї ж причини.

Випаровування води безпосередньо з поверхні грунту при наявності рослинності менше, ніж з відкритого грунту. Сумарне випаровування води з грунту та транспірація води рослинами навіть перевищує випаровування з поверхні великих мілких водойм. Ліс мабуть випаровує вологи більше, ніж інші рослини, оскільки з його території стоку майже немає, а прогресивного заболочення лісів не зафіксовано. Рослинний покрив різко зменшує швидкість вітру, а отже зменшує турбулентне перемішування повітря серед рослин. Тому відносна вологість повітря на полі серед злакових культур на 10-20% більша, ніж на оголеній ділянці. У лісі ця різниця ще більша.

Ліс значною мірою впливає на кількість атмосферних опадів. За даними С.І. Костіна у Воронежській області на території з лісом опади за літні місяці збільшуються на 10-15 %. За даними Г.П. Калініна та О.О. Дроздова в Московській області річна сума опадів під впливом лісу збільшується на 7-8 % (на 40-50 мм). Головним механізмом впливу лісу на збільшення опадів є збільшення шорсткості місцевості. Висхідні рухи повітря при перетіканні через ліс, передаються до висоти 1,5-2 км, що й посилює процеси конденсації водяної пари. Раніше вважалось, що кількість опадів збільшується через збільшення вологості повітря при більшому випаровуванні вологи лісом.[ 3 ]



Висновок

Отже, підстильна поверхня і дійсно є одним із визначальних чинників кліматоутворення. Ми узагальнили знання про кліматотвірні чинники та процеси, повторили типи клімату, висвітлили вплив підстилаючої поверхні на формування клімату та дослідили відмінності типів клімату відносно виду підстильної поверхні. Різноманітність природних комплексів, взаємопов'язані природні явища та географічно-фізичні закони створюють сукупність кліматотвірних чинників, які встановлюють температурний режим, поширення областей високого та низького тисків, розподіл опадів на Землі. Різні види підстильної поверхі по різному впливають на творення клімату, його зміну та характеристики. Є багато факторів, які визначають цей вплив та які я розглянув вище. Тому поняття підстильної поверхні та клімату є взаємопов'язаними та важливими для розуміння повноцінної картини природи та навколишнього світу.



Список використаних джерел

1.Географія. Практичний довідник. ТОВ «Видавничий дім Весна».-Х. 2013

2.Метеостанція Рівне. Класифікація кліматів. [Електронний ресурс]. - Режим доступу: http://pogoda.rovno.ua/node/218

3. Проценко Г.Д. Метеорологія та кліматологія: Навчальний посібник. - К. 2007

4. Метеостанція Рівне. Вплив морських течій на клімат.[Електронний ресурс]. - Режим доступу: http://pogoda.rovno.ua/node/214

5. Метеостанція Рівне. Вплив снігового покриву на клімат [Електронний ресурс]. - Режим доступу: http://pogoda.rovno.ua/node/216

Размещено на Allbest.ru