Den viktigste egenskapen til hav og hav er den nære forbindelsen mellom termiske fenomener i vann og luft.
Beboere i landsbyer og byer som ligger langt fra kysten glemmer ofte havet, glemmer hva de skylder havet. I mellomtiden er rollen til hav og hav i livet til enhver person enorm.
Den kraftige innflytelsen fra havene merkes ikke bare på kysten, men også i det indre av kontinentet, tusenvis av kilometer fra kysten.
Jordens klima avhenger av mange faktorer, men de viktigste er virkningen av solen og havet. Fordi land og hav er ujevnt fordelt, skjer kraftige overføringer av luftmasser over hele kloden og jevn vind blåser. Vann er et veldig godt lager av solvarme. Land - selv om det ikke er det samme - holder på varmen mye dårligere. Den mister raskt en betydelig del av den gunstige solvarmen gjennom refleksjon og tilbakestråling og dette skiller seg fra havet.
Sjøen tar tvert imot nesten all varmen og skjuler den i dypet. Den delen av solvarmen som holdes tilbake av land lagres kun i det øvre laget. Alle kan føle denne varmen på en fin solrik dag - bare ta på den glødende, nesten oppvarmede sanden. Men når solen går ned, kjøles landet raskt ned. Det er da varmen skjult av havet blir merkbar. Om natten viser det seg at vannet er varmere enn luften. Avhengig av hvor det er kaldere, blåser vinden enten fra land til hav (om natten) eller fra hav til land (om dagen). Vannet omrøres og blandes. Partikler som varmes opp av solen, erstattes av kalde, som igjen varmes opp og gir plass til andre. Som et resultat sprer varmen seg til en dybde på flere titalls meter. Det kan ikke raskt forsvinne fra en slik dybde når det blir kaldt, fordi vann har lav varmeledningsevne. Den spesifikke varmen til vann er omtrent det dobbelte av land og nesten fire ganger så mye som luft. Tar vi i tillegg hensyn til den lave tettheten av luft (nesten syv hundre og sytti ganger mindre enn tettheten til vann), finner vi at hver kubikkcentimeter vann, etter å ha avkjølt med 1°, vil varme opp mer enn 3100 kubikkcentimeter av luft i samme mengde. Dette er grunnen til at havet sakte og jevnt oppvarmer landet i kalde perioder.
Riktignok virker havets pust hard og kald om sommeren. Tunge skyer fylt med fuktighet stiger sakte opp fra horisonten. De nærmer seg kysten, dekker den lyse, muntre himmelen og går hundrevis og tusenvis av kilometer til land. Regn, ofte ledsaget av lyn og torden, faller ikke bare over kystområder, men også over tørre stepper og ørkener. Og hvert grønt blad som vokser frodig etter en velsignet dusj, vitner i hovedsak om den store rollen til havene og havene i utviklingen av livet på jorden. Om vinteren i Vest-Sibir er det bitter frost og røyk henger i late, grå søyler over skorsteinene på hus, og forhastede forbipasserende løper gjennom gatene og gnir seg på neser og kinn. Men så fort det blåser en bris fra vest, endrer alt seg. Temperaturen stiger kraftig, himmelen er dekket av et slør, hvorfra millioner av snøflak suser fra tid til annen. Nok en dag og oppvarmingen kan gå over til en tining. Du kan spille snøballer. Alt dette er resultatet av arbeidet med luftmasser brakt av syklonen fra vest og oppvarmet av varmen fra Atlanterhavet. Generelt "myker" hav og hav klimaet på kloden, det vil si at de gjør svingningene mindre skarpe. De fukter luften, stopper tørke, reduserer frost om vinteren og gir kjølighet på varme dager. Hav og hav regulerer klimaet. Og dette er deres største betydning i fenomenene som finner sted på planeten vår.
Evnen til å akkumulere varme og deretter gradvis frigjøre den til luften er en av de mest interessante egenskapene til havet. Studiet av denne funksjonen har gjort betydelige fremskritt de siste årene som et resultat av forskningen til akademiker V.V. Shuleikin.
Samtidig reagerer selve havene og havene, på overflaten og i deres dyp, raskt på fenomener som oppstår i atmosfæren. Hvis du vil kjenne havet, finn først ut hva som skjer over det.
Om det dannes is i havet, om fordampningen øker, om vannet er blandet fra topp til bunn, om havet er rørt, om det oppstår sterke strømmer – alt dette er et resultat av luftens innvirkning på vannet.
Varme strømmer er klodens vannvarmerør.
A. I. Voeikov
Verdenshavet, eller jordens hydrosfære, forener nesten alle hav- og havvann som har en enkelt overflate. Den okkuperer nesten tre fjerdedeler av jordklodens overflate - 361 millioner km 2, mens landet bare er 149 millioner (fig. 14).
Den gjennomsnittlige dybden er relativt liten - 3,8 km. En slik tynn hydrosfære kan sammenlignes med en 1 mm tykk film på en klode med en diameter på 3 m, men den spiller en enorm rolle i det organiske livet og klimaet på jorden.
Havet er livets vugge. I den fjerne fortiden, i varme og stille havlaguner, oppsto og utviklet de første levende cellene, og deretter de enkleste organismene. Hvis væskefilmen hadde fordampet, ville det på den uttørkede jorden ikke ha vært et eneste hjørne for den moderne høyt utviklede organiske verden. Og det termiske regimet ville være annerledes - i januar på Nordpolen, i stedet for den nåværende gjennomsnittstemperaturen på -30°, ville det bli -80°.
Av alle jordens naturlige overflater er havoverflaten den beste absorberen av solstråling. Men den samme overflaten i en annen aggregeringstilstand (is og snø) er den mest perfekte reflektoren. Selv om temperaturområdet til havoverflaten og overflatelaget til atmosfæren er lite, endrer vannet i dette smale området sin tilstand ganske ofte og raskt. Denne variasjonen har en dramatisk effekt på klimaet.
Havet er en enorm destilleri. Den fordamper 448 000 km 3 vann årlig, mens kontinentene bare 71 000 Jo varmere havet er, jo mer fuktighet fordamper det. Fuktig luft, som dekker planeten, reduserer lekkasje av varme til verdensrommet, vanner jorden bedre og gjør det lettere for bonden å dyrke rikelig med avlinger. Havet er en kraftig termoregulator av planeten. På grunn av den store vannmassen og dens høye varmekapasitet (3200 ganger større enn luftens), akkumulerer den solvarme om sommeren og bruker den om vinteren til å varme opp atmosfæren, og jevner ut klimavariasjoner mellom sesonger. I noen tilfeller jevner havet ut mellomårlige svingninger. Kontinenter er ikke i stand til å samle varme, så det kontinentale klimaet øker som regel med avstanden fra grensene til havet.
Vannet i havet er i konstant bevegelse. De absorberer solvarme mer enn land og er hovedleverandøren av energi til globale vindsystemer. Orkaner og stormvind blander og flytter vannmasser kraftig. Dermed transporterer strømmen av vestvindene på den sørlige halvkule årlig rundt 6 millioner km 3 vann rundt jorden, som tilsvarer to volumer av Middelhavet. Overflatelaget 100-200 meter er spesielt aktivt. Men undergrunnen og til og med bunnlagene i havet er i evig bevegelse. Sjøstrømmer gir store masser av varme og kulde. En vannpartikkel kan gjøre en hvilken som helst tur rundt i verden i verdenshavet, endre tilstanden, varmes opp under ekvator og bli til is i det polare vannet på begge halvkuler.
Havstrømmer, sammen med luftstrømmer, utjevner temperaturen mellom polare og tropiske breddegrader og oppfyller fullt ut rollen som er notert i epigrafen i ordene til A.I.
I tabellen Tabell 4 viser temperaturer etter breddegradssoner, beregnet og observert. Forskjellen er resultatet av varmeveksling bestemt av sirkulasjonsprosesser i atmosfæriske og hydrosfæreskall på jorden. Det er lett å se hvor sterkt interlatitudinell varmeveksling påvirker jordens temperaturfelt. Hvis det ikke var for det, ville temperaturen i ekvatorialsonen stige med 13°, og i breddegrader fra 60° nordlig breddegrad til polen ville temperaturen i gjennomsnitt falle med 22°. På breddegradene til Moskva og Leningrad ville klimaet i det moderne Sentralarktis dominere, det vil si helt uegnet for planteverdenen.
En kvantitativ idé om den interlatitudinelle varmeoverføringen ved sjø- og luftsirkulasjonsprosesser er gitt i tabell. 5.
Som det fremgår av tabellen, avtar ankomsten av kortbølget solstråling raskt fra ekvator til polen, noe som forklares av jordens sfærisitet. Tap gjennom langbølget stråling forblir tvert imot nesten uendret i alle breddegradssoner, siden jordens sfæriske overflate ikke spiller noen rolle her. Dette resulterer i et relativt varmeoverskudd på breddegrader under 40° og en mangel over denne grensen, noe som gir opphav til temperaturkontrastene gitt i tabell. 4. Under reelle forhold, som vi har sett, balanseres overskudd og mangel på varme på grunn av interlatitudinell varmeveksling utført gjennom vann- og luftutvekslingsmekanismer.
Av praktisk interesse er spørsmålet: hvem spiller den avgjørende rollen når det gjelder å transportere varme fra planetkjelen til planetkjøleskapet, det vil si fra ekvatoriale og tropiske breddegrader til polare? Sjø- eller luftadveksjon?
Til forskjellige tider er bidraget fra hver av disse adveksjonene forskjellig. Under moderne forhold og under kaldere forhold tidligere, når det arktiske bassenget stort sett er dekket av drivis hele året, er marin adveksjon relativt liten, men etter hvert som atlantisk vann tvinges inn i det arktiske bassenget, øker dens rolle. Det nåværende forholdet mellom sjø- og luftadveksjon defineres forskjellig av individuelle forskere: fra 1:2 til fordel for luftutveksling til 1:1,5 til fordel for havadveksjon. Vi vil ikke ta hensyn til luftadveksjon i våre beregninger, siden dens relative og absolutte betydning i akryogene forhold naturlig avtar. Vi vil reservere det relativt lille bidraget av varme som luftadveksjon gir som en "sikkerhetsmargin".
A.I. Voeikov, som kalte havstrømmer temperaturregulatorer, mente at "luftstrømmer ikke bidrar til utjevning av temperaturer mellom ekvator og polen i samme grad som sjøstrømmer, og når det gjelder deres direkte påvirkning i denne forbindelse, kan de ikke være like. til sistnevnte. Men deres indirekte innflytelse er veldig stor.»
P.P. Lazarev bygde i 1927 en modell av oseanisk og atmosfærisk sirkulasjon. Denne modellen viste at havstrømmer, som passerer gjennom Nordpolen og bringer store mengder varme til polområdet, oppvarmer den. I en hyllest til den sovjetiske eksperimentatoren bemerket engelskmannen Brooks: «Da modellen reflekterte den moderne fordelingen av land og hav, viste strømmene som oppsto i bassenget til minste detalj seg å være lik strømstrømmene... I modeller som reproduserte forholdene i varme perioder, havstrømmer gikk gjennom polen, mens i modeller av kalde perioder, ikke en eneste strøm krysset polene."
Brooks avviste den selvforsynte rollen til atmosfærisk sirkulasjon og mente at dens mulige endringer ikke er i stand til å forårsake store klimaendringer på egen hånd, uten involvering av andre faktorer. "Rollen til atmosfærisk sirkulasjon," skrev han, "bør betraktes som å regulere, noen ganger kanskje forsterke, men ikke generere store klimasvingninger." Hvis havstrømmer, i henhold til den passende definisjonen av A.I. Voeikov, fungerer som klima-termoregulatorer, kan det samme ikke sies om makrosirkulasjoner av atmosfæren. Av alle de klimadannende faktorene, som bemerket av B.L. Dzerdzeevsky, er de, til tross for deres dynamikk, den minst konstante faktoren.
Analyse av bunnsedimenter i det arktiske bassenget bekreftet også at det er havstrømmer, sammenlignet med luftstrømmer, som spiller en avgjørende rolle for klimadannelsen. I tilfeller der varmt atlantisk vann trengte svakt inn i det arktiske bassenget, falt temperaturene på de polare breddegrader. Lave temperaturer førte ikke bare til gjenoppretting av isdekket i bassenget, men også til gjenoppliving av isdekker på kontinentene.
A. I. Voeikov la stor vekt på retningene til havstrømmene i klimadannelsen, og skrev: "Har vi ikke rett til å si etter å ha veid hovedforholdene som påvirker klimaet: uten noen endring i massen av strømstrømmene, uten endringer i gjennomsnittlig lufttemperatur på kloden er temperaturen igjen mulig på Grønland, lik det som var der i miocen-perioden, og igjen er isbreer mulig i Brasil. Dette krever bare visse endringer som styrer strømmene på en annen måte enn nå.» Mange år senere påpekte akademiker E.K. Fedorov behovet for en grundig studie av mulige klimaendringer i forbindelse med avvik fra noen havstrømmer, og mente at det burde bli en av de viktigste retningene i vår forskning.
Derfor vil det være nyttig å huske korte kjennetegn ved moderne havstrømmer (fig. 15).
Den kraftigste varme strømmen i verdenshavet, som har en avgjørende innvirkning på klimaet på den nordlige halvkule, er systemet med nordatlantiske strømmer under det generelle navnet Golfstrømmen. Systemet dekker et stort område fra Mexicogulfen til kysten av Spitsbergen og Kolahalvøya. Faktisk er Golfstrømmen området fra sammenløpet av Florida-strømmen med Antillene (30° nordlig bredde) til øya Newfoundland. Ved breddegrad 38° når tykkelsen 82 millioner km 3 /sek, eller 2585 tusen km 3 /år.
I området Nova Scotia og den sørlige kanten av Newfoundland Bank kommer Golfstrømmen i kontakt med det kalde, avsaltede vannet i Cabot-strømmen, og deretter med vannet i den kalde Labrador-strømmen. Tykkelsen på Labrador er omtrent 4 millioner m 3 /sek. Den, sammen med kaldt vann, fører havis og isfjell til Big Bank-området.
Is av sjøopprinnelse forblir vanligvis over selve bredden, og når den faller ned i vannet i Golfstrømmen, smelter den raskt. Isfjell har lengre levetid. En gang i Golfstrømmens vann driver de mot nordøst og til og med nordover igjen, og foretar ofte en lang reise gjennom Nord-Atlanteren. I unntakstilfeller bæres de mot sør, nesten til 30° nordlig bredde, og mot øst nesten til Gibraltar.
En betydelig del av isfjellene sprer seg langs utkanten av den store bredden, spesielt langs de nordlige, hvor de går på grunn, til de smelter så mye at deres reduserte dyp gjør at de kan fortsette driften videre.
I tillegg til havis og isfjell, i området Newfoundland, så vel som utenfor kysten av Labrador, er det også bunnis, som flyter til overflaten når den dannes og deltar i den generelle isdriften. Siden temperaturforskjellen mellom Golfstrømmen og Labrador er veldig stor, er vannet i Golfstrømmen sterkt avkjølt.
Etter å ha passert Great Newfoundland Bank, beveger Golfstrømmen, kalt den nordatlantiske strømmen, seg østover med en gjennomsnittshastighet på 20-25 km/dag, og når den beveger seg mot kysten av Europa, tar den en nordøstlig retning. Bak Newfoundlands bredder skiller den grenhylser som går tapt i boblebadene. På omtrent 25° vestlig lengde går en stor gren av Kanaristrømmen fra dens sørlige kant til den iberiske halvøy.
Når man nærmer seg de britiske øyer, skiller en stor gren seg fra den nordatlantiske strømmen på venstre side – Irminger-strømmen, på vei nordover mot Island; hovedmassen, som krysser Whyville-Thomson-terskelen, passerer i sundet mellom Shetland og Færøyene og går inn i Norskehavet.
Linjen til Wyville-Thomson stryk, og deretter Grønland-Island stryk, danner en klar grense mellom Atlanterhavet og ishavet. På en dybde på 1000 m sør for Færøy-Shetland-terskelen, som er mindre enn 500 m dyp, er vanntemperaturen nesten 8° høyere enn mot nord. Saltholdigheten på samme dybde på sørsiden av terskelen er 0,3 ppm høyere. Forklaringen på denne eksepsjonelle kontrasten ligger i avbøyningen av dype lag med varmt vann mot vest på sørsiden, mens på nordsiden av terskelen avledes kaldt vann mot øst. Som et resultat, nord for terskelen, er hele dypvannsdelen av Grønland og Norskehavet fylt med veldig kaldt og tett vann. Dette systemet av terskler avgrenser også områder dominert av atlantiske og arktiske farvann på overflaten.
Den nordatlantiske strømmen, som går utenom sundet mellom Færøyene og Shetlandsøyene, kalt den norske varmestrømmen, går langs den vestlige kysten av den skandinaviske halvøy. I området der polarsirkelen skjærer seg, går en gren av en uavhengig strøm av varmt vann fra venstre side av den, som har en stabil retning mot nord i alle årstider.
Vest for Nordkapp, fra Norskestrømmen på høyre side, går Nordkappstrømmen østover inn i Barentshavet. Øst for 35. meridian, selv om den brytes opp i små jetfly, spiller den en merkbar rolle i begrepet Barentshavet. Dermed gjør den lille Murmansk-grenen Murmansk-havnen åpen hele året for fri navigering av skip av enhver type.
På grunn av den større tettheten er atlantisk vann i en betydelig del av Barentshavet nedsenket under lette lag med lokalt vann. En del av Atlanterhavsvannet trenger gjennom Karahavet. Samtidig kommer varmt atlanterhavsvann under et lag med lokalt polarvann også inn i Barentshavet fra nord, fra det arktiske bassenget langs dype skyttergraver vest og øst for Franz Josef Land, hvor det kommer inn som en gren fra det allerede dype Spitsbergen. Nåværende.
Den venstre grenen av den norske strømmen, etter at Nordkapp-grenen går fra den, går nordover under navnet Spitsbergenstrømmen. Dens hovedstrøm, når den kommer inn i Spitsbergen-Grønland-stredet, mister deler av sin kinetiske og termiske energi på grunn av at sundet reflekterer en del av vannmassene og på grunn av sideveis blanding med vannet i den motgående kalde Øst-Grønlandsstrømmen. De reflekterte vannmassene beveger seg først i vestlig og deretter i sørlig retning, kiler seg inn i de kalde strålene fra Øst-Grønlandsstrømmen og danner sirkulære strømmer i området ved nominell meridian og 74-78° nordlig breddegrad. .
Spitsbergen-strømmen passerer langs den vestlige bredden av Spitsbergen med en hastighet på ca. 6 km per dag, med en gjennomsnittlig vanntemperatur på 1,9° og en saltholdighet på 35 ppm. Nord for Spitsbergen synker den på grunn av tetthetsforskjellen under de arktiske farvannene og fortsetter sin bane i Sentralarktis i form av en dyp varm strøm. Men dette er ikke det eneste stedet hvor det varme vannet på Svalbard er nedsenket under de kalde arktiske. På Grønlands østlige grunne vann råder høye positive temperaturer overalt på dyp på mer enn 200 m. Disse varme vannet kan trenge dypt inn i bukter og fjorder. Selvfølgelig kan en slik dyp penetrasjon under det møtende avsaltede vannet, som raskt beveger seg sørover, og bærer med seg ikke bare pakkis med dyp trekk, men også isfjell, uten et stort tap av kinetisk energi og varme. Arbeidet til North Pole-1-stasjonen har etablert en veldig aktiv rolle for atlantiske farvann i oppvarmingen av det øvre kalde laget. Selv om vinteren, til tross for de lave vinterlufttemperaturene, svekker det atlantiske vannet, som virker på isen nedenfra, hele tiden. Dette gjelder både lokal is og is som transporteres fra Midt-arktis til Grønlandshavet.
Passasjen av Golfstrømvann fra Floridastredet til Thomsons terskel tar 11 måneder, og fra Thomsons terskel til Spitsbergen omtrent 13 måneder.
Irminger-strømmen, etter å ha skilt seg fra den nordatlantiske strømmen når den nærmer seg de nordlige kysten av De britiske øyer, tar en retning nordover mot Island. På omtrent 63° nordlig bredde deler strømmen seg. Dens høyre del går inn i Danmarkstredet og vasker med sitt varme vann ikke bare de vestlige kysten av Island, men også de nordlige. I dette området kommer den i kontakt med den islandske grenen av Øst-Grønlandsstrømmen og blander seg med vannet, avkjøles og beveger seg mot sørøst. Den venstre, kraftigere delen av Irminger, etter forgrening, svinger sørvest og deretter sørover, under en skrå del møter den strømmen av vann og is fra Øst-Grønlandsstrømmen. I krysset mellom vannet synker temperaturen i en avstand på 20 til 36 km fra 10 til 3°.
I området ved sørspissen av Grønland går Irminger- og Øst-Grønlandsstrømmene konsentrisk rundt Cape Farwell og hele den sørvestlige delen av øya og går under navnet Vestgrønlandsstrømmen gjennom Davisstredet til Baffinbukta.
Den østgrønlandske kalde strømmen, som fungerer som hovedruten for vannstrøm og isfjerning fra det arktiske bassenget, har sin opprinnelse på Asias kontinentalsokkel. Med en gradvis bevegelse fra fastlandet til nord deler strømmen i polregionen seg: en gren går til den amerikanske sektoren av Arktis, den andre - mot Grønlandshavet. Utenfor den nordøstlige kysten av Grønland slutter vannet i en kald strøm som strømmer fra vest langs den nordlige kysten av Grønland seg til Øst-Grønlandsstrømmen. Bredden på Øst-Grønlandsstrømmen ved 75-76° nordlig bredde er 175-220 km, hastigheten øker fra to miles per dag på en breddegrad på 80° til 8 miles ved 75°, opp til 9 miles ved 70° og oppover til 16-18 miles på 65 -66° nordlig bredde; Vanntemperaturen er under 0° overalt. Etter å ha passert Danmarksbukten kommer den i kontakt med den varme Irminger, og med den går den rundt Kapp Farvel. I dette området smelter havis og isfjell, som faller inn i strømmer av varmt vann, raskt. Ved Cape Farwell når bredden på beltet med flytende is i noen måneder 250-300 km, men takket være det varme vannet i Irminger, nord for Cape Desolation (62° nordlig bredde), danner isen aldri et lukket dekke her, og bredden på beltet deres overstiger ikke flere titalls kilometer.
Labrador-strømmen er en fortsettelse av den kalde Baffin-øystrømmen, som har sitt utspring ved Smith-stredet. Den går langs kysten av Labrador-halvøya og videre sørover langs østkysten av Newfoundland; dens kapasitet er omtrent 130 000 km 3 /år. Den bærer havis og isfjell og, som allerede nevnt, avkjøler vannet i Golfstrømmen kraftig. Vannet i Labrador forblir kaldt hele året, og avkjøler hele kysten det vasker. Tundravegetasjonen i Newfoundland skylder sin eksistens til det kalde vannet i Labrador. Det er bemerkelsesverdig at på nesten samme breddegrad, men på den andre siden av Atlanterhavet, i Frankrike, vokser de beste druesortene.
Når vi ser på strømbanene i Nord-Atlanteren, er vi overbevist om hvor rett A.I. Voeikov hadde da han sa at retningen til havstrømmene spiller en stor rolle i klimadannelsen. På samme meridian ligger den isfrie havnen Murmansk langt utenfor polarsirkelen, og havnene i Azov, som ligger 2500 km sør, fryser i flere måneder hvert år. Og til slutt kan det nordatlantiske bassenget sammenlignes med et badekar, der kaldt vann strømmer inn gjennom to kraner (Labrador- og Øst-Grønlandsstrømmer) og gjennom en - varmt vann fra Golfstrømmen. Ved å justere kranene kan vi endre temperaturen i Atlanterhavet, og med det klimaet på de omkringliggende kontinentene. Erkjennelsen av havstrømmenes store rolle i klimadannelsen har siden slutten av forrige århundre bestemt måter for regionale forbedringer i klimaregimet, og endret retningene til varme og kalde strømmer. Sammen med dette ble det utviklet prosjekter med store vanntekniske tiltak for å regulere og overføre elvestrøm. La oss dvele ved de viktigste hydrauliske prosjektene for gjenvinning av naturlige forhold.
Klima er et statistisk ensemble av stater som hav-land-atmosfære-systemet går gjennom over flere tiår. Et statistisk ensemble er navnet og definisjonen på et sett som består av kjente elementer, som indikerer hvor ofte hver av dem forekommer. I dette tilfellet, for enhver kvantitativ karakteristikk av elementene, kan gjennomsnittsverdien av hele settet bli funnet.
I det globale systemet under vurdering, hav - land - atmosfære og rom, kan klimadannende faktorer defineres som astronomiske, geofysiske og meteorologiske.
Den første gruppen - ytre, eller astronomiske klimadannende faktorer - er solens lysstyrke, posisjonen og bevegelsen til jorden i solsystemet, helningen til dens rotasjonsakse til baneplanet og rotasjonshastigheten. Disse faktorene bestemmer innvirkningen på jorden fra andre kropper i solsystemet, først og fremst dens isolasjon og gravitasjonseffekter av ytre kropper, og i tillegg svingninger i fordelingen av isolasjon langs atmosfærens ytre grense.
Den andre gruppen av klimadannende faktorer inkluderer de såkalte geofysiske faktorene. De er assosiert med egenskapene til jorden som en planet. Noen av dem påvirker klimasystemet som helhet (på hvert punkt), andre bestemmer forholdene (strømmer av egenskaper og stoffer) ved nedre grense. Disse faktorene inkluderer størrelsen og massen til planeten, rotasjonshastigheten rundt dens akse, dens eget gravitasjons- og magnetfelt, interne varmekilder og egenskapene til planetens overflate, som bestemmer dens interaksjon med atmosfæren.
En vesentlig klimadannende faktor for denne gruppen er hastigheten på jordens rotasjon rundt sin akse, som har en avgjørende innflytelse på naturen til hele den atmosfæriske sirkulasjonen. På grunn av jordens rotasjon opplever mange meteorologiske elementer daglige svingninger på grunn av endringer i solvarmetilskuddet. Hvis hastigheten på jordens egen rotasjon var svært liten eller sammenlignbar med perioden for jordens revolusjon rundt solen, ville de viktigste termiske kontrastene som skaper atmosfærisk sirkulasjon oppstå mellom de oppvarmede dag- og avkjølte natthalvdelene. Når rotasjonshastigheten øker, blir forskjellene mellom de polare og ekvatoriale områdene dominerende.
Mesteparten av den termiske energien som atmosfæren mottar kommer fra den underliggende overflaten, hvis termiske tilstand avhenger av slike fysiske egenskaper som reflektivitet, eller albedo, emissivitet, varmekapasitet og termisk ledningsevne og mobilitet.
En viktig rolle i klimadannelsen spilles av de såkalte termodynamiske aktive urenhetene, dvs. variable komponenter i atmosfæren. Disse inkluderer vanndamp, karbondioksid, aerosol osv. Hovedkilden til vanndamp i atmosfæren er havene. Innholdet i atmosfæren avhenger av overflatearealet til havene og temperaturen. Gitt konstansen til disse faktorene er fordelingen av hav og kontinenter på tvers av breddesoner av stor betydning. Samtidig tjener havet hovedsakelig som en vask for aerosoler, hvor hovedkilden er kontinentene.
Karbondioksid kommer inn i atmosfæren gjennom vulkanutbrudd, nedbryting av organisk materiale i det øverste jordlaget (såkalt jordrespirasjon), og gjennom respirasjon av landplanter. På 1900-tallet Tilstrømningen av karbondioksid til atmosfæren som følge av menneskeskapte aktiviteter har blitt spesielt merkbar. Den eneste forbrukeren av karbondioksid på land er vegetasjon, som assimilerer det hovedsakelig gjennom fotosyntese. Det er en konstant intens utveksling av karbondioksid mellom havet og atmosfæren. Løseligheten avhenger betydelig av havtemperaturen og forringes betydelig ettersom sistnevnte øker. Derfor kan et kaldt hav være en vask for karbondioksid, og et varmt hav, tvert imot, kan være dens kilde.
Forskjeller i egenskapene til overflaten av hav og land fører til et slikt fenomen som circumcontinentality, dvs. endring i klimatiske egenskaper i en retning på tvers av kontinentale grenser. Dette er spesielt uttalt over massive og isolerte landblokker. Når du beveger deg dypere inn på kontinentet, blir klimaet mer kontinentalt, d.v.s. årlige og daglige amplituder av lufttemperaturøkning, relativ fuktighet og overskyet om sommeren og på dagtid, samt nedbørsmengden avtar, og deres forekomst blir uregelmessig, etc.
I enkelte områder oppstår såkalte monsuneffekter, som består av en kraftig sesongmessig endring i atmosfærisk sirkulasjon og tilhørende vær. Dette observeres vanligvis når en termisk antisyklon dannes over land om vinteren og en syklon om sommeren.
I mange tilfeller forsterkes monsuneffektene av sesongmessige migrasjoner av planetariske frontsoner. De fleste av dem er begrenset til grensesonene til land og hav.
De viktigste meteorologiske klimadannende faktorene er atmosfærens masse og kjemiske sammensetning.
Atmosfærens masse er 5,3-1021 g Den bestemmer dens mekaniske og termiske treghet, dens evner som kjølevæske som kan overføre varme fra oppvarmede områder til avkjølte.
Atmosfærisk luft er en blanding av gasser, hvorav noen har en nesten konstant konsentrasjon, andre har en variabel konsentrasjon. I tillegg inneholder atmosfæren ulike flytende og faste aerosoler, som også har en betydelig påvirkning og er viktige for å forme klimaet.
Havet, som er en integrert del av klimasystemet, spiller en ekstremt viktig rolle i det. Den primære egenskapen til havet er massen. Det er imidlertid også viktig for klimaet på hvilken del av jordoverflaten denne massen befinner seg.
Gjennomsnittlig atmosfærisk trykk ved havnivå er tatt til å være 1013,25 mbar (hPa). Den atmosfæriske temperaturen er ganske lav. Normalisert til havnivå er den gjennomsnittlige klimatiske lufttemperaturen ved jordoverflaten på den nordlige halvkule i gjennomsnitt 15,2°C per år, på den sørlige halvkule er den 13,3°C. Temperaturforskjellen mellom ekvator og Nordpolen i januar er 59,7 °C, i juli - 28,2 °C. Mellom henholdsvis ekvator og Sydpolen i januar 40,2 °C og i juli 74,2 °C.
Temperaturfeltet i Verdenshavet er slik at gjennomsnittlig overflatetemperatur er 17,82 °C. Gjennomsnittstemperaturen i hele vannsøylen, unntatt det arktiske bassenget, er 5,7 °C.
Gjennomsnittlig saltholdighet i hele vannsøylen i verdenshavet (unntatt det arktiske bassenget) er 34,71 %0.
Havene, atmosfæren og kontinentene, som har forskjellige egenskaper og egenskaper i geosfærene, danner klimaet på jorden og verdenshavet.
Av spesiell betydning for dannelsen og endringen av klima er samspillet mellom havet og atmosfæren, manifestert i utveksling av varme, fuktighet og momentum. Havet er i kontinuerlig interaksjon med atmosfæren og jordskorpen. Det er en enorm akkumulator av solvarme og fuktighet, jevner ut skarpe temperatursvingninger og fukter fjerntliggende landområder (gjennom luftstrømmer).
Den omvendte effekten av atmosfæren på havet manifesteres hovedsakelig gjennom vannsirkulasjon, ved å svekke eller forsterke overflate- (og indirekte dype) strømmer gjennom vindregimet. Den ujevne tilførselen av solvarme til havoverflaten og variasjonen i atmosfæriske prosesser har en direkte innvirkning på temperatur, saltholdighet og andre egenskaper ved verdenshavet.
Av spesiell interesse er verdenshavets belte, hvor en enorm mengde solstråling absorberes (sonen mellom 30° N og 30° S). Varmen som akkumuleres der overføres til høyere breddegrader, og blir en viktig faktor for å moderere klimaet på tempererte og polare breddegrader i den kalde halvdelen av året. Som følge av fordampning og turbulent varmeveksling overføres ca. 2 ganger mer varme fra havet til atmosfæren per år enn fra landoverflaten. Det følger at verdenshavet er en av hovedfaktorene for å forme klima og vær på jorden.
De klimatisk betydningsfulle parametrene til verdenshavet er følgende: havoverflatetemperatur, saltholdighet og egenskaper til vannsøylen, varmeinnholdet i det aktive laget av havet, havstrømmer og is.
En betydelig innvirkning på klimaet utøves av havstrømmer, som representerer den fremadgående bevegelsen av vannmasser i hav og hav, på overflaten som de sprer seg i en bred stripe, og fanger et lag med vann med varierende dybder. Havstrømmer er forårsaket av friksjonskraften mellom vann og luft som beveger seg over havoverflaten, trykkgradienter som oppstår i vannet, samt tidevannskreftene til Månen og Solen. Strømretningen er sterkt påvirket av kraften til jordens rotasjon, under påvirkning av hvilken vannstrømmer avbøyes til høyre på den nordlige halvkule, og til venstre på den sørlige halvkule.
Sjøstrømmer (hav) spiller en viktig rolle i prosessen med interlatitudinell varmeoverføring. Det er fastslått at omtrent halvparten av den advektive varmeoverføringen fra lave til høye breddegrader skjer med havstrømmer, og den resterende halvparten gjennom atmosfærisk sirkulasjon. Følgelig oppstår kald adveksjon i motsatt retning med kalde strømmer. Derfor påvirker havstrømmene først og fremst lufttemperaturen og dens fordeling.
Strømmenes stabilitet betyr at deres innflytelse på atmosfæren har klimatisk betydning. Isotermryggen på gjennomsnittstemperaturkart viser tydelig oppvarmingseffekten Golfstrømmen om klimaet i den østlige delen av Nord-Atlanteren og Vest-Europa.
Vannet i Golfstrømsystemet trenger gjennom 10 tusen km - fra Florida til Spitsbergen og Novaya Zemlya. Denne strømmen transporterer enorme vannmasser med varierende saltholdighet og tetthet. Med en maksimal strømningsbredde på opptil 120 km og en tykkelse på 2 km, fører Golfstrømmen 22 ganger mer vann enn alle elvene på kloden. Golfstrømmen krysser Atlanterhavet og går nordøstover (i deltaet deler den seg i flere bekker). Her er det riktigere å kalle den Nordatlanterhavsstrømmen; den utvider seg betydelig og hastigheten reduseres til 0,26–0,32 m/s. Golfstrømmen bringer en enorm mengde varme til kysten av Vest-Europa, hvor den har en temperatur på 13–15 °C om sommeren og 8 °C om vinteren. Ved å vaske Norges kyster trenger den nordatlantiske strømmen videre inn i Barentshavet til Spitsbergen og delvis til og med inn i Karahavet, og varmer opp klimaet i den vestlige delen av Arktis. Mot øst, på grunn av den høye tettheten av vann, går denne strømmen ned i dypere lag av havet.