Голоцен: післяльодовикові, історичні і сучасні тенденції клімату.

 

Зміни клімату в голоцені

У голоценi дуже сильно змiнювалась вулканiчна дiяльнiсть, що понижувало прозорiсть атм., пiсля якого здiйснювалось пониження Т нижнього шару атмосфери Землi; при збагаченнi атм. вугiльною кислотою, розвивається потеплiння. Початок голоцену хар-ся значими виверженнями вулканiв. Середина хар-сь послабленням i в наш час їх активнiсть знову зросла. Це могло привести до зростання чи пониження Т навіть протягом року.

Клімат – кінця зледенінь

Останнi слiди зледенiння в Скандiнавiї i Баранцевому морi бiля 1.5 тис рокiв. У 1 пол. голоцену атм. та океанiчна циркуляцiя не була аналогiчна сучаснiй. Помiрні широти - орбiтальнi умови у цей перiод були найкращi (бiля 10 тис. рокiв). Після - орбiтальнi умови погiршуються, але дiя впливу iнших факторiв компенсували це до сер.голоцену, пiсля чого настало поступове похолодання. Т повiтря понизилась у високих i сер. широтах пн пiвкулi на 2-4°С.Хiд зволоження набагато складніший: в помiрних широтах бiльш волого було при високих (або низьких Т) i сухо при помiрних. При низьких Т краще розвивалась циклонiчна дiяльнiсть, а при високих конвективнi процеси.

Схеми розподiлу температур i зволоження потягом голоцену. Схема Блiтта-Сернандера На основi палеоботанiчних даних (на матерiалах по Захiднiй Європi) голоцен подiляється на перiоди: субарктичний (передбореальний) - холодний; бореальний - теплий i сухий; атлантичний - найбiльш теплий вологий; субатлантичний -бiльш холодний i вологий до нашого часу. За деякими даними у наш час наступила бiльш тепла епоха. За цiєю схемою найбiльш сухо було у промiжнi перiоди.

Схема розподілу А.В.Шнитникова

На осн. даних про положення морен льодовикiв i коливань рiвня озер, льодовитостi полярних морiв тощо.

Фiксуються зимовi стани - А.В.Шитнiков видiляє 1850-рiчнi цикли. Вони співпадають з попередньою схемою, тiльки у нього кожний перiод попередньої схеми починався холодною i вологою епохою, що тривала декiлька столiть, чого не було у схемi Блiтта-Сернандера. Похолодання були розiрванi в часi i просторi, що можна пояснити коливанням усiєї клiматичної системи. Фінальна стадія потепління - зменшені амплітуди температури. Індикатори - кільця на стовбурах дерев. Біля 8000 р.тому - близькі до сучасних величини середньої Т. Середня річна Т вища від сучасної на 1 - 2°К. Європейський клімат був м’ягкий і вологіший. Новий час - Малий льодовиковий період – сер. ХVІ і до 2 пол. ХІХ століття.

Зміни клімату в історичний час

Мала льодовикова епоха призвела до загибелi поселень на Гренландiї. Лiси помiрних широт припинили прирiст деревини. Пн і сх межа лiсу, особливо для Сибiру вiдступила, на плато Путорана лiс просто загинув. Iндикатором клiматичних змiн є рослиннiст. Термiчний максимум у сер.голоцену для Прибалтики хар-ся:померанська фаза холодна пiсляльодовикова епоха -тут панували тундра, лiсотундра та рiдколiсся з сосни i берези (11 - 13 тис. рокiв); при потеплiннi i одночасному збiльшеннi сухостi (9 тис. р.) були поширенi сосна, коли вiдбулось збiльшення зволоження її змiнили дубовi та широколистянi лiси (бiля 5 тис. рокiв) на 300 м пiвнiчнiше сучасного положення.

У перiод вiд 5 до 3 тис. рокiв переважали ялиновi: за 500 р. до н.е. пройшла швидка змiна клiмату через перехiд до прохолодної i вологої фази субатлантичного перiоду (вiдклади торфу i бук), а тепер сосновi лiси.Також здiйснювались коливання Т. Зимовi Т вiдрiзнялись вiд средньої у пн пiвкулi помiрних широт до 2ºС, а в пiсляльодовиковий час навiть на 3°С. Середнiй перiод подiбних коливань бiля 11.00 р., а при клiматичному оптимумi вiд 550 до 940 р. Вони пов'язанi зi змiнами прозоростi атм. або з iще невiдомими факторами клiматоутворення.

 

Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага повітря. Фактична термічна стратифікація атмосфери і повітряних мас. Добовий хід стратифікації і конвекції.

Стратифіка́ція атмосфе́ри - розподіл температури в атмосфері з висотою.Вона може бути:

1)стійкою — вертикальний градієнт температури менший від адіабатичного,2)нестійкою — більше адіабатичного. 3) байдужою — дорівнює адіабатичному.Нестійка стратифікація підтримує розвиток конвекції і хмарності.

 

Стратифікація атмосфери хар-ся вертикальним градієнтом Т - G [1 ° / 100 м]. У тропосфері Т падає з висотою в середньому на 0,6 ° на кожні 100 м, т. е. G = 0,6 ° / 100 м. Але в кожний окремий момент вона може відхилятися від цієї середньої величини, по-різному над кожним місцем і в кожному шарі тропосфери, причому іноді досить значно. Так, у спекотний літній день у приземному шарі повітря над грунтом нагрівається і градієнт зростає сильно. Вночі грунт вихолоджують завдяки випромінюванню, Т повітря зменшується і іноді настільки, що падіння Т з висотою замінюється зростанням, тобто градієнт змінює знак. У вільній атм. також виявляються різні значення G - від 1 ° на 100 м або трохи вище до сильних інверсій в окремих шарах. У стратосфері значення р малі або негативні.

Від стратифікації атм. залежить стійкість по відношенню до вертикальних переміщень повітря. Повітря, піднімаючись вгору, охолодж. за певним законом: сухе чи ненасичений повітря - в макс. ступені - майже на 1 ° на кожні100 м підйому; насичене повітря - на меншу величину (кілька десятих часток градуса на 100 м).. Висхідне повітря буде підніматися за законом Архімеда до тих пір, поки навколишня атм. не залишиться холодніше нього, якщо воно потрапляє в шар атм. тепліший, ніж воно саме, висхідний рух припиняється. Спадне повітря опускається лише до тих пір, поки його Т, підвищуючись, не вирівняється з температурою навколишньої атм. Тобто, чим сильніше падіння Т в навколишній атм., тим інтенсивніше конвекція, турбулентний рух і ковзання теплого повітря на атмосферних фронтах.Якшо повітря буде рухатися вгору або вниз, то між ним і навколишнього атм. буде зберігатися різниця Т, що підтримує і посилює вертикальний рух. Стратифікація атмосфери в цьому випадку називається нестійкою. Навпаки, при малих вертикальних градієнтах або при інверсіях Т вертикально рухоме повітря швидко вирівнює свою Т з Т навколишньої атм. і вертикальні рухи загасають. Стратифікація атмосфери в цьому випадку називається стійкою.
Нестійка Стратифікація атмосфери - необхідна умова для розвитку хмар конвекції (купчастих і купчасто-дощових) і посилення фронтальної хмарності. При стійкій Стратифікації атм. переважає ясне небо або розвивається шарувата хмарність під шарами інверсій. У стратосфері при незмінності Т з висотою або при інверсіях Стратифікація атм. завжди дуже стійка, тому конвекція там відсутня, слабка а турбулентність.

 

Географічний розподіл опадів та характеристики зволоження. Географічний розподіл опадів. Характеристики зволоження території.

Ізогієти - ліній однакових місячних або річних сум опадів. Розподіл опадів зумовлений розподілом хмарності і температури, є зональним. Найбільше опадів – екваторіальна зона (2000-9000 мм.)

Мінімум в тропічній і субтропічній зоні між. Області високого тиску і нисхідні рухи повітря - перешкоджають утворенню хмар. Річна сума опадів - 100-250 мм.

Помірні широти - - пов'язані з західним переносом циклонів та фронтальною діяльністю. Пд півкуля - над океанами, більше. Пн півкуля найбільше - на західних окраїнах материків. (4000 мм,)

Від помірних широт до полюсів кількість опадів зменшується до 200-300 мм, падає вологість повітря, Антарктида антициклональна малохмарна погода опадів 50-100 мм.

Найбільша к-ть опадів на земній кулі - в передгір'ях Гімалаїв. Черапунджі, понад 11000 мм в рік,

Характеристики зволоження території.

Оцінка умов зволоження - скільки їх витрачається на випаровування.

К є меншим 0.45 - клімат надлишково-вологий. К від 0.45 до 1 - клімат вологий, К від 1 до 3 - недостатньо вологим. К більше 3 - сухий.

Коефіцієнт зволоження- відношення суми опадів (r) за певний період часу (рік, місяць, сезон) до випаровування (Е) за той же період,

-показує в якій мірі опади компенсують втрату вологи.

Турбулентність і конвекція.

Турбулентність -Форма руху рідини або газу, коли окремі елементи їх рухаються бурхливо, невпорядковано, по складних траєкторіях.

Конвекція і стійкість атмосфери. Для розвитку конвекції в сухому повітрі необхідно, щоб вертикальні градієнти Т були більші від сухоадіабатичних g>gа, такий стан в атм. називається нестійкою стратифікацією для сухого повітря. У випадку g<gа стратифікація атмосфери буде "сухостійкою", умови розвитку конвекції несприятливі.Стан атмосфери, коли gа = g, називають байдужою стратифікацією конвекція зберігається, але не розвивається.