Файл: Неклюкова.pdf

ных берегов. Кроме того, в связи с условиями рельефа могут быть 

выделены горные климаты соответствующей зоны. 

В классификации несколько переоценивается значение воз­

душных масс как обособленных типов, обладающих каждый 

только ему присущими свойствами. Принимаемое за границы 

климатических зон положение главных фронтов не может счи­

таться четкой границей. 

Вместе с тем классификация Алисова не только дает систему 

климатов, но и показывает их возникновение, формирование. 

Классификации климатов совершенствуются, создаются но­

вые. Примером может служить классификация климатов СССР 

по суммам среднесуточных температур и показателям увлажне­

ния, предложенная А. А. Григорьевым и М. И. Будыко. 

Классификации климатов позволяют составлять карты рас­

пространенности того или иного климата для любой территории 

и для всей Земли. 

Климатическими называются также карты распространения 

различных метеорологических элементов, вычисленных по мно­

голетним данным, характеризующих климат (температуры, дав­

ление, ветер и т. д.). 

Пользуясь в основном классификацией Алисова (применя­

емой физико-географами) и картой климатов, составленной на 

основании этой классификации, рассмотрим очень кратко клима­

тические пояса и области Земли. 

/.

 Климаты экваториального пояса.

 Количество суммарной 

солнечной радиации 140—150 ккал/см

2

 в год. Радиационный ба­

ланс на материке 80 ккал/см

2

 в год, на Океане 100—120 ккал/см

2 

в год. 

Преобладают пониженное давление, слабые неустойчивые 

ветры, благоприятствующие развитию термической конвекции. 

Испарение одинаково велико над Океаном и над материком, 

покрытым густой растительностью. Абсолютная влажность воз­
духа более 30 г/м

3

 над сушей, относительная влажность 70 % да­

же в наиболее сухих местах. Среднемесячная температура воз­
духа колеблется от 24 до 28°, максимальная — до 35°, минималь­

ная редко ниже + 20°. Годовая амплитуда температуры воздуха 
редко превышает 1°. Суточные амплитуды 10—15°. Количество 

осадков почти всюду превышает возможное испарение и в сред­
нем достигает 2000 мм в год. Осадки имеют ливневый характер 

и часто сопровождаются грозами. Наибольшее количество осадков 
в общем приходится на периоды равноденствия, но эта законо­
мерность не везде выдерживается. 

Материковый и океанический типы экваториального климата 

различаются очень мало. 

В горах в экваториальном климате температура несколько ни­

же, количество осадков меньше (в связи с уменьшением влагосо-

держания с высотой). На высоте 4500 м лежит граница пояса 

вечных снегов. 

Ж 

П. Климаты субэкваториального пояса (тропических или 

экваториальных муссонов).

 Тропический муссон возникает в ре­

зультате смещения экваториальной депрессии в летнее полуша­
рие. Летний муссон приносит экваториальный воздух, зимний — 

тропический. 

Материковый субэкваториальный климат формируется на 

всех континентах. Граница экваториальных муссонов во внутрен­

них частях континентов лежит в среднем около 18° с. ш. Особен­
но далеко от экватора заходит она в Азии (Индия, Индокитай). 

Материковый субэкваториальный климат

 характеризуется 

влажным летом, сухой зимой и засушливой жаркой весной. 

На равнинах по мере удаления от экватора количество осадков 
уменьшается. Температура воздуха так же высока, как и в эк­
ваториальном поясе. Годовой ход температуры имеет 2 миниму­

ма — зимой и летом и 2 максимума — весной и осенью. Некото­

рое понижение температуры летом вызывается воздействием 

экваториального воздуха, который в это время холоднее тропиче­
ского на несколько градусов (до 5°). Годовые амплитуды над 
сушей побольше, чем над Океаном. Количество осадков редко пре­

вышает 2000 мм в год. 

В горных районах температура с высотой снижается, но ха­

рактер годового хода метеорологических элементов сохраняется. 

На склонах, принимающих экваториальные муссоны, количест­
во осадков очень резко увеличивается, достигая предельного ко­

личества 11 270 мм в год (Черрапунджи). 

Океанический субэкваториальный климат

 наблюдается в се­

верном полушарии на всех океанах, в южном — только над Ин­
дийским и западной частью Тихого океана. Граница его распро­

странения лежит около 12° широты. Вблизи этой границы чаще 

всего возникают тропические циклоны. 

Лето в океаническом субэкваториальном климате более влаж­

ное и теплое (на 2—3°), чем зима. От континентальной разно­

видности этого климата он отличается большей влажностью воз­

духа и менее высокой температурой. 

/77.

 Климаты тропического пояса.

 Годовое количество сум­

марной радиации вследствие малой облачности в тропическом 
поясе больше, чем в экваториальном: на материке 180 — 
200 ккал/см

2

 в год, на Океане 160 ккал/см

2

 в год. Однако в связи 

с тем, что эффективное излучение тоже очень велико, радиацион­
ный баланс всего 60 ккал/см

2

 в год на материке и 80— 

100 ккал/см

2

 в год на Океане. 

В антициклонах над океанами и в барических депрессиях 

термического происхождения на материках формируется тропи­
ческий воздух, отличающийся от воздуха на экваторе меньшей 

влажностью. Для континентального тропического воздуха это 
объясняется очень малым испарением, для морского — устойчи­
вой стратификацией пассатов (пассатной инверсией), мешающей 

7 Н. П. Неклюкова 

193 

вертикальному обмену и переносу влаги в более высокие слой 
тропосферы. 

Материковый тропический климат

 очень сухой и жаркий, 

с большими суточными амплитудами колебаний температуры 
воздуха (до 40°). Средняя годовая амплитуда температуры 

воздуха около 20° С. Относительная влажность летом в среднем 

около 30 % • 

Этот климат характерен для виутриматериковых пустынь 

тропического пояса. 

С высотой температура воздуха падает. Количество осадков 

возрастает. Снеговая линия располагается в среднем на высоте 
5300 м, в особенно защищенных областях поднимается до 
6000 м. 

Океанический тропический климат

 сходен с экваториальным, 

так как суточные и годовые амплитуды колебаний температуры 
над Океаном сравнительно невелики. Отличается от экватори­
ального меньшей облачностью и устойчивыми ветрами. 

Тропический климат западных побережий

 континентов очень 

своебразеп. Характеризуется он сравнительно низкой темпера­

турой воздуха (18—20°), малым количеством осадков (менее 

100 мм в год) при большой влажности воздуха (80—90%)- Это 
климат прибрежных пустынь (Западная Сахара, Намиб, Атака­
ма, Калифорнийская). 

На формирование климата западного побережья материков 

в тропическом поясе оказывают влияние холодные течения и при­

ток воздуха в восточной части субтропического максимума (ан­
тициклона) со стороны умеренных широт, усиливающие инвер­

сию, существующую в пассатах. В результате граница темпера­
турной инверсии располагается ниже границы конденсаций и кон­

векция не развивается, а следовательно, не образуются облака 

и не выпадают осадки. Годовой ход температуры такой же, как 
в океаническом типе. Очень часты туманы, развиты бризы. С вы­
сотой температура воздуха сначала несколько возрастает (умень­
шается влияние холодного течения), затем понижается, коли­
чество осадков не увеличивается. 

Тропический климат восточных побережий

 континентов от­

личается от климата западных побережий более высокой темпе­
ратурой и большим количеством осадков. Благодаря влиянию 
теплого течения и воздуха, приносимого в западной части анти­

циклона от экватора, пассатная инверсия ослаблена и не препят­
ствует конвекции. 

На наветренных склонах гор осадков больше, но с высотой 

их количество не возрастает, так как пассаты влажны только в 
нижнем слое. На подветренных склонах осадков мало. 

IV. К шматы субтропического пояса.

 Зимой радиационный 

режим и характер циркуляции складываются почти так же, как 
в умеренном поясе, летом так же, как в тропическом поясе. По 
сравнению с тропическим поясом уменьшается (примерно на 20 %) 

194 

годовое количество солнечной радиации, заметнее ее сезонные 

колебания. 

Летом над океанами хорошо выражены антициклоны, над ма­

териками — области пониженного давления. Зимой в субтропи­
ческом поясе преобладает циклоническая деятельность. 

Материковый субтропический климат.

 Лето жаркое, сухое. 

Средняя температура летних месяцев 30° и выше, максимальная 
более 50°. Зима относительно холодная, с осадками. Годовое 

количество осадков около 500 мм, а на наветренных склонах гор 

в

 4—5 раз больше. Зимой выпадает снег, но устойчивого снежного 

покрова не образует. 

С высотой количество осадков увеличивается. Температура 

оздуха понижается, и выше 2000 м над уровнем моря зимой ко­

роткое время сохраняется снежный покров. 

Океанический субтропический климат

 отличается от конти­

нентального субтропического более равномерным годовым ходом 
температуры воздуха. Средняя температура наиболее теплого ме­
сяца около 20°, наиболее холодного — около 12°. 

Субтропический климат западных побережий материков 

(средиземноморский).

 Лето нежаркое, сухое. Зима относительно 

теплая, дождливая. Летом побережье попадает под влияние во­

сточной периферии субтропического антициклона (см. климат 

западных побережий тропической зоны). Зимой здесь господ­
ствует циклоническая деятельность. 

Субтропический климат восточных побережий

 имеет муссон-

ный характер. Зима, сравнительно с другими климатами этого 

пояса, холодная и сухая, лето жаркое и влажное. Этот климат 
хорошо выражен только в северном полушарии и особенно на 

восточном побережье Азии. 

V.

 Климаты

 умеренного пояса.

 Радиационный баланс в 

среднем годовом в два раза меньше, чем в тропическом поясе, 
что в значительной степени зависит от облачности. При этом 
летом он немногим отличается от радиационного баланса тропи­

ческого пояса, зимой же на материке радиационный баланс отри­
цательный. Развитие циклонической деятельности обеспечивает 

меридианный перенос воздуха. Осадки связаны в основном с про­
хождением циклонов. 

Континентальный умеренный климат

 — климат материков се­

верного полушария. Лето теплое (может быть жарким), зима хо­

лодная, с устойчивым снежным покровом. 

Радиационный баланс в среднем за год 20—30 ккал/см

2

, в лет­

ние месяцы он мало отличается от тропического (6 ккал/см

2 

в месяц), а в зимние — составляет отрицательную величину 

(— 1 ккал/см

2

 в месяц). 

Летом над материками происходит интенсивная трансформа­

ция воздушных масс, приходящих с'океанов и с севера. Воздух 
нагревается, дополнительно увлажняется за счет влаги, испарив­
шейся с поверхности материка. Зимой воздух охлаждается 

в антициклонах. Температура падает ниже —30°. Осадков боль­
ше летом, но длительная трансформация воздуха может приве­
сти к засухе. 

В горах значительно холоднее, чем на равнине, а зимой часто 

на равнине (в результате вхождения холодных масс воздуха) хо­
лоднее, чем в горах. На склонах гор, особенно на западных, обра­
щенных навстречу господствующим ветрам, осадков больше, чем 
на равнине. 

Океанический умеренный климат.

 Радиационный баланс по­

верхности океанов в-среднем за год в 1—1,2 раза больше, чем на 
материках. Теплые течения приносят в умеренные широты почти 

столько же тепла, сколько обеспечивает радиационный баланс. 
Около

 2

/з тепла тратится на испарение, остальное идет на нагре­

вание атмосферы (турбулентный теплообмен) зимой. 

Зима над океаном значительно теплее, чем над материками, 

лето прохладное. Весь год развита циклоническая деятельность. 

Умеренный климат западных побережий материков

 формиру­

ется под воздействием западного переноса воздуха с океана на 
материк. Отличается от континентального меньшими годовыми 
колебаниями температуры. Осадки выпадают довольно равномер­
но во все сезоны. 

Умеренный климат восточных побережий материков

 обуслов­

лен перемещением воздуха летом с океана на материк, зимой — 

с материка на океан. Лето дождливое, зима сухая, холодная. 

Холодные течения понижают летнюю температуру воздуха, вес­

ной и в начале лета они способствуют образованию туманов. 

VI. Климаты субполярного пояса.

 Материковый субаркти­

ческий климат формируется только в северном полушарии. Ра­

диационный баланс 10—12 ккал/см

2

 в год. Лето относительно" 

теплое, короткое, зима суровая. Годовая амплитуда колебаний 
температуры очень велика. Осадков мало (менее 200 мм в год). 
Летом преобладают ветры северных направлений. Приходящий 
с севера и трансформирующийся над материком воздух приобре­
тает свойства умеренной воздушной массы. Зимой ветры преиму­
щественно южные; трансформируясь, воздух приближается по 
своим качествам к арктическому. 

В горах зимой наблюдается мощная инверсия. Очень велики 

различия между летней и зимней температурами в понижениях 
рельефа, где ослаблен обмен воздуха. ' 

Океанический субарктический и субантарктический климат 

не имеет резких различий в температурах зимы и лета. Годовая 

амплитуда температур не больше 20°. Весь год развита циклони­

ческая деятельность. 

VII. Климаты полярных областей.

 Радиационный баланс 

в среднем за год близок к 0. Снежный покров не стаивает весь год. 

Большая отражательная способность снега приводит к тому, что 
даже летом радиационный баланс очень мал. Так, на станции 

Пионерская (70° ю. ш.) при суммарной радиации в декабре 

т 

24 ккал/см

2

 в месяц радиационный баланс на поверхности снега 

меньше 2 ккал. 

Преобладание антициклонической погоды способствует по­

стоянному охлаждению воздуха в центральных районах Арктики 
и Антарктики. Осадков мало. Однако осадки и конденсация вла­

ги на холодной поверхности снега в сумме превосходят испа­

рение. 

Материковый полярный климат

 хорошо выражен в южном 

полушарии. Характеризуется очень суровой зимой и холодным 

летом. Отрицательную среднюю температуру имеют все месяцы. 

Минимальная отмеченная температура — 88,3°С (Антарктида). 

Океанический полярный климат

 — климат северных полярных 

областей, формирующийся над поверхностью Океана, покрытого 

льдом. В приходе тепла зимой заметную роль играет тепло оке­

анских вод, проникающее через лед. С октября по апрель ради­

ационный баланс отрицательный, с мая по сентябрь — положи­
тельный. 

Средняя температура января в центре Арктики — 40°. Летом 

в результате потери большого количества тепла на таяние снега 
и льда и на испарение температура около 0°. Погода летом пре­
имущественно пасмурная. Осадков мало (около 100 мм в год). 

Изменения климата. Климат пе может не изменяться, так как 

не могут оставаться неизменными во времени факторы его фор­
мирования. 

0 том, каким был климат Земли в ее далеком прошлом, мож­

но судить только по косвенным данным, полученным при изуче­

нии ископаемых остатков организмов, следов гидрологических 

процессов, литогенеза и т.  п .

1

. Эти данные нельзя считать безус­

ловно достоверными, но, чем больше их, тем вероятнее правиль­

ность выводов. Вероятность восстановления климатов прошло­

го увеличивается с развитием знаний о современном климате 
Земли, а также с применением новых методов изучения косвен­
ных признаков

2

. 

У исследователей есть основания предполагать, что в тече­

ние последнего миллиарда лет климат на Земле отличался от 

современного значительно меньшими контрастами температуры 
между низкими и высокими широтами. Причем в тропических 

широтах температура была близка к современной, а в умерен­
ных и высоких широтах значительно превышала современную. 
Климатическая зональность не была выражена так четко, как 
теперь. Но на общем фоне теплого климата неоднократно проис-

1

 Изучением климатов прошлого занимается палеоклиматология. 

а

 Например, изотопный метод позволяет определить температуру воды 

древних водоемов. Изотопы кислорода 016, 018 и 014 входят в состав оса­

дочных пород обычно в пропорции: 3000 : 5:1, нарушающейся в зависимо­

сти от температуры той воды, в которой образовывались отложения. 

197 

ходили сравнительно кратковременные (на сотни тысяч, может 
быть, миллионы лет) похолодания, во время которых могли разви­

ваться оледенения в высоких широтах. Последний — четвертич­

ный — период, начавшийся 600—700 тыс. лет назад, относится 

как раз к таким холодным периодам. За это время оледенение 
не раз разрасталось и сокращалось, ледниковые эпохи сменялись 

межледниковыми. Последнее оледенение закончилось около 

10 тыс. лет назад. Оледенение в высоких широтах сократилось, 

по не исчезло. Современный климат холоднее «нормального» 

климата Земли. На основании этого делается предположение 
о том, что современная эпоха — часть ледниковой. 

Об изменениях климата в историческое время, конечно,, луч­

ше всего судить по данным инструментальных метеорологических 

наблюдений. Но они ведутся немногим более 200 лет, а массовые 

с помощью приборов и того меньше — всего 100 лет. Поэтому 

важны археологические, фольклорные, литературные (особенно 

летописи) материалы. Используются естественные свидетельства 

изменений климата: колебания ледников, озер, рек, рост деревьев 

и т. д. Сведенные вместе, эти данные позволяют считать, что 

в историческое время резких изменений климата не происходило, 
но медленные колебания, около среднего состояния, происходят 

постоянно, причем отмечается их определенная ритмичность. Не 
вызывают сомнения колебания климата с периодом в среднем 

И лет; выявляются периоды в 80—90 лет. Кроме внутривековых 

периодов, намечаются периоды продолжительностью в несколько 
сотен лет — сверхвековые. 

Анализируя огромный фактический материал, свидетельству­

ющий об изменениях увлажненности материков северного полу­

шария, А. В. Шнитников пришел к выводу об изменениях кли­
мата периодичностью в 1800 лет. Каждый период делится на 2 

фазы — менее продолжительную фазу прохладно-влажного кли­
мата (300—500 лет) и более продолжительную фазу теплого 
и сухого климата (свыше 1000 лет). Между фазами предполага­
ются переходные периоды продолжительностью 100—300 лет. 

В XX в. в течение трех первых десятилетий наблюдалось по­

тепление климата. Особепно заметно оно было в высоких и уме­

ренных широтах северного полушария (в Северной Европе темпе­
ратура трех зимних месяцев повысилась на 2,8°). 

Незначительные изменения температуры, вызванные этим по­

теплением, отразились на многих явлениях природы и даже успели 

оказать некоторое влияние на хозяйственную деятельность лю­

дей. Потепление проявилось в несколько более раннем вскрытии 

рек (Западной Двины — на 17 дней, Невы — на 3 недели и т.д.), 
в некоторой тенденции к отступлению ледников Альп, Гренлан­

дии, Скандинавии, Аляски, Памира, Килиманджаро, Антаркти­
ды и др. Например, ледник Федченко на Памире отступил 
с 1933 по 1957 г. на 280—300 м, шельфовый ледник Росса (Ан-

198 

тарктида) за 30 лет сократился на 300 м. В Канаде граница зем­

леделия продвинулась на север, в Лапландии отмечено смещение 

к северу границы тундры и леса, в Исландии освободилась от льда 

поверхность, возделывавшаяся 600 лет назад, а затем покрытая 
льдом. Никогда в истории суда не проходили так далеко на се­

вер в Арктике, гавани на Шпицбергене стали доступны для 
судов не 3, как в 1900 г., а 7 месяцев в году. Сельдь, предпочитаю­
щая холодную воду, продвинулась от берегов Норвегии к северу. 

На всех континентах северного полушария отмечено некоторое 
расширение засушливых районов. 

В начале 40-х годов потепление сменилось продолжающимся 

и сейчас похолоданием, но пока оно еще не свело на нет резуль­

тат предшествующего потепления. Этот процесс также более за­
метен в северном полушарии, особенно в высоких широтах. По­

нижение средней годовой температуры всего на 1° С вызвало 

сокращение вегетационного периода в Англии на 2 недели, по­
низилась температура воды в Северной Атлантике, несколько 

сдвинулся к югу Гольфстрим. 

Причины изменений климата надо искать прежде всего в из­

менениях климатообразующих факторов — солнечной радиации 
и характера земной поверхности, хотя нельзя исключать косми­

ческих влияний, особенно когда речь идет об изменении климата 

в масштабах геологического времени '. Так, например, возможно, 

что Земля испытывает какие-то космические влияния, меняю­
щиеся в течение галактического года (период<200 млн. лет), а 

если это так, то должен изменяться и климат. Влиянием на Зем­
лю Луны и Солнца при особом их взаиморасположении (на од­
ной прямой и в одной плоскости), возникающем раз в 1800—1900 

лет, объясняют усиление приливообразующих сил, способных 

вызвать интенсивный меридиональный перенос воздуха. 

Неизвестно, изменилось ли количество излучаемой Солнцем 

энергии за время существования Земли, и если изменилось, то 
как именно. Однако независимо от этого количество солнечной 

радиации, поступающей на Землю, и ее распределение по земной 

поверхности не могло оставаться постоянным. Известно, что экс­

центриситет земной орбиты колеблется с периодом в 92 000 лет 

и соответственно изменяется расстояние от Земли и Солнца. С пе­

риодом 40 000 лет изменяется наклон земной оси к эклиптике: 
чем меньше этот наклон, тем меньше солнечного тепла получают 
полярные области. Влияет на распределение солнечного тепла на 

Земле прецессия (стр. 49). 

Изменения в количестве тепла, получаемого поверхностью 

Земли под влиянием перечисленных причин, проявляются на раз­

ных широтах неодинаково. Эти изменения сказываются в высоких 
широтах в большей степени, чем в низких. Например, при увели-

1

 Следует отметить, что согласованного мнения о причинах изменения 

климата нет. 

№ 

чении наклона оси в эклиптике на 1° годовая величина солнечной 

радиации на 80° ш. возрастет на 4,02%, а на 0° ш. уменьшится 

всего на 0,35%.

 Колебания солнечной активности

 также отра­

жаются на климате. При усилении активности Солнца увеличи­
вается ультрафиолетовое излучение. Непосредственно изменений 

теплового состояния тропосферы оно не вызывает, но воздействует 

на климат посредством промежуточных процессов. Молекулы кис­

лорода в высоких слоях атмосферы, получая ультрафиолетовое 

излучение Солнца, расщепляются, образуются молекулы озона, 
поглощающие тепловое излучение Земли. Таким образом, увели­
чение ультрафиолетового излучения Солнца приводит к повыше­

нию температуры у земной поверхности. Ультрафиолетовое излу­

чение способствует образованию в верхних слоях тропосферы ядер 
конденсации — гигроскопичных молекул азотного ангидрита. Кон­
денсация водяного пара сопровождается выделением тепла; водя­
ной пар задерживает тепловое излучение Земли. Таким образом, 

коротковолновая радиация Солнца переводит потенциальную энер­

гию атмосферы в кинетическую. С этим связано усиление цирку­

ляции атмосферы, причем усиливается меридиональный перенос, 
что должно приводить к некоторому понижению температуры в 
низких широтах и повышению в высоких. При ослаблении солнеч­
ной активности меридиональный перенос сменяется преобладани­
ем широтного; температура в низких широтах понижается, в вы­
соких возрастает. Возможно, изменение солнечной активности 

имеет значительно более продолжительные циклы, чем сейчас 
замечено, и они вызывают колебания климата на больших проме­

жутках времени. «Наложение» циклов солнечной активности ус­
ложняет изменение климата. 

Количество солнечной радиации, приходящей к земной поверх­

ности, зависит от

 состояния атмосферы.

 По мнению многих уче­

ных, очень велико значение вулканической пыли, поднимающейся 

в воздух после взрывных извержений, а затем медленно (в тече­

ние нескольких лет) оседающей. Доказано, что мелкая пыль в ат­

мосфере слабо задерживает длинноволновое излучение Земли, но 

заметно усиливает рассеяние солнечных лучей, в результате чего 

возрастает альбедо Земли и уменьшается количество радиации, 
доходящей до поверхности. При изменении солнечной радиации 
на 1 % средняя температура у земной поверхности, при постоянном 
альбедо, изменяется на 1,2—1,5°. Рассеивание радиации в пыльной 
атмосфере тем больше, чем больше длина пути солнечного луча; 

поэтому потери солнечной радиации в высоких широтах больше, 

чем в низких, а зимой больше, чем летом. Допускается, что изме­

нение содержания вулканической пыли в атмосфере объясняет 

похолодания климата на общем его «нормальном» фоне, а значит, 
и оледенения. 

Безусловно, может влиять на климат содержание в атмосфере 

углекислого газа, увеличивающегося в связи с деятельностью 

людей. 

200 

Рассматривая влияние

 подстилающей поверхности

 па климат, 

нельзя не обратить внимания на распространение льдов на мате­

риках и на океанах. Образование льдов, с одной стороны, связано 
с климатом, с другой — оно имеет большое влияние на климат. 
В областях, куда проникает, расширяясь, ледяной покров, проис­
ходит значительное снижение температуры; это в свою очередь 

способствует росту ледников. Ледяной покров «охлаждает» климат. 

Изменения характера подстилающей поверхности могут быть 

разного масштаба, и степень их влияния на климат неодинакова. 
Большое влияние на климат в планетарном масштабе должны 

оказать изменение площади, занятой сушей и Океаном, измене­

ния расположения материков. Так, увеличение площади суши 
в высоких широтах должно вызвать понижение температуры воз­

духа на Земле, и наоборот. Возникающие зимой над сушей в уме­

ренных и высоких широтах антициклоны усиливают выхолажи­
вание воздуха. 

Влияние изменений рельефа тоже очень велико, так как над 

горами атмосфера разрежена, бедна водяными парами и пылью, 

потери тепла там велики. Чем больше гор на Земле и чем они 

выше, тем ниже температура воздуха. Полное выравнивание со­
временного рельефа привело бы к повышению температуры воз­

духа на 0,7°. В эпохи горообразований температура воздуха 
должна понижаться. 

Выявление действительной роли тех или иных причин на из­

менения климата очень сложно вследствие взаимного «наложения» 

результатов их влияний. 

Микроклимат. До сих пор мы рассматривали особенности 

климата в планетарном масштабе и климат больших пространств, 

т. е. так называемый макроклимат. Существует понятие «мезо-
климат», или «местный климат»,— климат менее значительного 

пространства: леса, поля, долины, города. 

Понятие «микроклимат» имеет два значения: климат неболь­

шого пространства, например двора, склона возвышенности, оврага 

и т. д., и климат приземного слоя воздуха, точнее — особенности 
климата приземного слоя воздуха. Оба значения не противоречат 

друг другу, потому что состояние приземного слоя тропосферы 

изменяется заметно даже на очень небольших расстояниях. 

Изучение микроклимата имеет огромное значение, так как 

в этом слое атмосферы живут и трудятся люди. Результаты взаи­

модействия атмосферы с подстилающей поверхностью прежде 

всего и больше всего оказываются именно в нижнем слое тропо­
сферы. Режим метеорологических элементов в этом слое всегда 

имеет некоторые особенности, быстро сменяющиеся от места 

к месту. 

Изменения количественных значений метеорологических эле­

ментов в разных частях приземного елся воздуха под влиянием 
неоднородного характера поверхности не вызывают изменений 

401