Как образуется климат

 Питает и определяет климат Земли солнечная энергия. На 1 м2 горизонтальной (т.е. парал­лельной поверхности Земли) площадки в среднем приходит 342 Вт/м2, если её поместить на внеш­нюю границу атмосферы.
Часть солнечной энергии (примерно 30%) отражается атмосферой, главным образом обла­ками и поверхностью Земли. Поток солнечных лучей существенно меняется в течение года и по широте. Это определяет разницу температуры, влажности, давления и ветра на Земле, т.е. климатическую зональность.
В атмосфере солнечные лучи сильно рассеи­ваются, но поглощаются слабо (около 10%). Там, где есть облака, они отражают примерно 36% солнечных лучей. Оставшиеся бб% энергии, попадая на Землю, частично отражаются, а остальная часть расходуется на испарение влаги, таяние снега (льда) и нагрев поверхности. Тепло в глубь грунта проникает всего на несколько метров, в океане вода прогревается на десятки, а иногда на сотни метров. От нагретой Земли в атмосферу отправляется поток тепла и водяного пара (скры­того тепла). Помимо этого тепло теряется за счёт длинноволнового излучения.
Свойства атмосферы таковы, что она почти непрозрачна для длинноволновой радиации, ко­торую испускает тёплая Земля (главным образом за счёт водяного пара и облачности, в меньшей степени из-за углекислого газа, метана, озона и других газов). В то же время атмосфера сама испускает длинноволновую радиацию (которая вместе с прошедшим сквозь атмосферу земным излучением и формирует уходящую длинно­волновую радиацию иа верхней границе атмо­сферы). Часть радиации, пробившаяся сквозь воздушные слои, смешивается с той, которую испускает сама атмосфера. Однако этот поток излучения, уходящий в космос, существенно меньше того потока, что стартует от Земли. Таким образом, атмосфера обладает своеобразной "мем­бранной" способностью пропускать солнечную энергию вниз больше, чем вверх, и удерживать тепло за счёт своей непрозрачности в длинноволновой области спектра. При отсутствии этого эффекта (так называемого парникового эффекта) температура у поверхности была бы в среднем примерно 35' С и равнялась бы в среднем примерно -20' С, что сделало бы жизнь на Земле пойти невозможной.
Таким образом, атмосфера нагревается снизу, и это приводит к перегреву приповерхностного слоя воздуха. Лёгкий теплый воздух стремится подняться над холодным. Атмосфера переме­шивается по вертикали до больших высот (в пределах тропосферы, т.е. в пределах 60% массы всей атмосферы)
В отличие от атмосферы океан нагревается сверху. В тропиках и средних широтах слой теплой легкой воды так и остается сверху не смешиваясь с холодными водами глубин океана.
По-иному живет океан и высоких широтах.
Дело в том, что плотность холодных морских вод в значительной степени определяется солёностью. Поэтому в полярных акваториях при низких но температурах самыми лёгкими оказываются не самые тёплые, а наименее солёные воды. Именно повышенная солёность позволяет тёплой воде "тонуть" в холодной до тех пор, пока не попадёт на уровень, соответствующий её плотности.
Поступившее тепло перераспределяется между атмосферой, океаном и сушей. При этом больше всего его запасается в океане — содержание тепла в нескольких десятках кубических метров воды в 100 раз больше, чем у атмосферы и деятельного, т.е. прогреваемого, слоя грунта на суше. Медленно запасая и медленно отдавая тепло, Мировой океан уменьшает колебания температуры во всей геогра­фической оболочке.
В тропиках Земля приобретает тепло, а в высоких широты - теряет. Ясно, что на Земле должен существовать перенос энергии из низких широт в высокие. Этим занимаются течении в атмосфере и океане.
Чтобы понять, как это происходит, необходимо рассмотреть общую циркуляцию атмосферы и океана.
Нагретый воздух расширяется, и начинает действовать сила, приложенная в направлении от тёплых к холодным областям. При этом в нижних слоях в холодных областях возникают области повышенного давлении.
На вращающейся Земле динамика атмосферы определяется не только названной причиной — в формировании циркуляции принимают участие и силы инерции.
В средних широтах в атмосфере появляются в волны и вихри с характерным размером в с 1 тыс км. Вихри с низким давлением в центре и вращением воздуха (в Северном полушарии) против часовой стрелки (циклоны) поднимают вверх воздух, который поступает со стороны. Вихри с высоким давлением воздуха а центре и вращением (в Северном полушарии) по часовой стрелки {антициклоны) делают обратное — опускают воздух, который затем растекается к периферии. Так как сила Кориолоса (по имени французского о учёного Г. Кориолиса; заключается в том, что свободно падающие тела отклоняются от вертикали к Восточному полушарию, а тела, дви­жущиеся горизонтально, отклоняются в Северном полушарии вправо, а в Южном — влево от направлены их движения) отклоняют антициклоны направо, а циклоны налево, в субтропических поясах усиливается высокое давление во появляются пояса низкого давления в субполярных широтах. Сильные меридиональные потоки и обеспечивают необходимый перенос энергии в атмосфере. Вклад средних циркуляций в меридиональный обмен имеет значение лишь в низких
широтах. В результате в атмосфере возникает широтная чересполосица в направлениях ветров в среднем переносе воздушных масс. Это приводят к пассатам - восточным ветрам в тропическом поясе. В районе экватора пассатные потоки также встречаются, избыточные воздушные массы вытесняются вверх.
При этом подъем масс происходит в виде множества отдельных узких струй, существующих около часа. Они наглядно проявляются в виде башен кучево-дождевых облаков, нередко достигающих вершинами высоты 15—17 км.
По широтам чередуются пояса высокого и низкого давления, западного и восточного переноса. Вся система этих поясов смещается по сезонам в широтном направлении от 5' до 20' широты, следуя за солнцем, на север в июле и на юг в январе. "Метеорологический экватор" также смещается по сезонам, но в среднем он ресположен на 5' севернее географического. Разница вызвана большей континентальностью Северного полу­шария по сравнению с Южным.
Циркуляция атмосферы осложняется снижением давления воздуха над континентами летом и обратным процессом зимой. При этом возникает муссонная циркуляция, т.е. система сезонных ветров — от океана к суше летом и от суши к океану зимой. Муссоны наиболее сильны на юге и востоке Азии, в Австралии и в Гвинейском заливе.
Движение океана определяется плотностью вод, силами инерции и ветрами. Так же, как и атмосфере, океану свойственны ярко выраженные струйные потоки — течения. Из-за неустойчивости они порождают океанские вихри с характерным масштабом порядка 100 км. И сами течения, в вихри переносят громадное количество тепла.
Помимо движения воздуха в формировании климата важнейшую роль играет гидрологический цикл — динамика влаги в атмосфере. Часто водяной пар конденсируется и выделяет тепло вдали от мест своего испарения. В результате возникают облака, и влага возвращается в океан или с реками, или в виде осадков. Тепло конденсации способствует подъему воздушных масс. Без него кучевые облака не могли бы подниматься так высоко — до верхней Гранины тропосферы. Важным является также нагрев иди охлаждение воздуха о поверхность суши. Пустыни — наиболее сильный источник нагрева воздуха: ледники, морские льды, снег охлаждают воздух. Роль растительности зависит от интенсивности испарения влаги. Чем оно сильнее, тем слабее нагрев воздуха, иногда сменяющийся и охлаждением за счёт потерь тепла на испарение.