Клімат (від греч.(грецький) klíma, родовий відмінок klímatos, буквально — нахил; мається на увазі нахил земної поверхні до сонячних променів), багатолітній режим погоди, властивий тій або іншій місцевості на Землі і що є одній з її географічних характеристик. При цьому під багатолітнім режимом розуміється сукупність всіх умов погоди в даній місцевості за період в декілька десятків років; типова річна зміна цих умов і можливі відхилення від неї в окремі роки; поєднання умов погода, характерна для різних її аномалій (засухи, дощові періоди, похолодання і інше). Біля середини 20 ст поняття До., що відносилося раніше лише до умов в земної поверхні, було поширено і на високі шари атмосфери.
Умови формування і еволюція клімату. Основні характеристики К. Для виявлення особливостей клімату, як типових, так і рідко спостережуваних, необхідні багатолітні ряди метеорологічних спостережень. У помірних широтах використовуються 25—50-річні ряди; у тропіках їх тривалість може бути менше; інколи (наприклад, для Антарктиди, високих шарів атмосфери) доводиться обмежуватися менш тривалими спостереженнями, враховуючи, що подальший досвід може внести уточнення до попередніх вистав.
При вивченні До. океанів, окрім спостережень на островах, використовують відомості, отримані в різний час на судах в тій або іншій ділянці акваторії, і регулярні спостереження на кораблях погоди.
Кліматичними характеристиками є статистичні виводи з багатолітніх лав спостережень, перш за все над наступними основними метеорологічними елементами: атмосферним тиском, швидкістю і напрямом вітру, температурою і вологістю повітря, хмарністю і атмосферними осіданнями. Враховують також тривалість сонячної радіації, дальність видимості, температуру верхніх шарів грунту і водоймищ, випар води із земної поверхні в атмосферу, висоту і стан снігового покриву, різні атм.(атмосферний) явища і наземні гідрометеори (росу, ожеледь, тумани, грози, завірюхи і пр.). У 20 ст до числа кліматичних показників увійшли характеристики елементів теплового балансу земної поверхні, таких, як сумарна сонячна радіація радіаційний баланс, величини теплообміну між земною поверхнею і атмосферою, витрати тепла на випар.
Характеристики До. вільної атмосфери (див. Аерокліматологія ) відносяться переважно до атмосферного тиску, вітру, температури і вологості повітря; до них приєднуються і дані по радіації.
Багатолітні середні значення метеорологічних елементів (річні, сезонні, місячні, добові і т.д.) їх суми, повторюваності та інші носять назву кліматичних норм; відповідні величини для окремих днів, місяців, років і інше розглядаються як відхилення від цих норм. Для характеристики До. застосовуються також комплексні показники, тобто функції декількох елементів: різні коефіцієнти, чинники, індекси (наприклад, континентальності, посушливості, зволоження) і пр.
Спеціальні показники До. застосовуються в прикладних галузях кліматології (наприклад, суми температур вегетаційного періоду в агрокліматології, ефективні температури в біокліматології і технічній кліматології, градусо-дні в розрахунках опалювальних систем і пр.).
В 20 ст виникли уявлення про мікроклімат, До. приземного шару повітря, місцевому кліматі і ін., а також про макроклімат — До. територій планетарного масштабу. Існують також поняття «До. грунти» і «До. рослин» (фітоклімат), що характеризують місце існування рослин. Широку популярність отримав також термін «міський клімат», оскільки сучасне велике місто істотно впливає на свій До.
Основні процеси, формуючі умови К. Кліматічеськие на Землі створюються в результаті наступних основних взаємозв'язаних, циклів геофизичних процесів глобального масштабу: теплооборота, вологообороту і загальної циркуляції атмосфери.
Теплооборот складається з припливу до Землі електромагнітної сонячної радіації, промениста енергія якої при поглинанні радіації в атмосфері і на земній поверхні переходить в теплоту; з обміну теплотою між атмосферою і земною поверхнею шляхом довгохвильового випромінювання, теплопровідності і фазових перетворень води (витрати теплоти грунтом і водоймищами на випар води і звільнення прихованої теплоти випару при конденсації в атмосфері); з перерозподілу теплоти на Землі шляхом перенесення її повітряними і океанічними течіями; з віддачі як відбитої і розсіяної сонячної радіації, так і власного довгохвильового випромінювання Землі і атмосфери в космічний простір (див. також статті Теплообмін в атмосфері, Теплообмін в морі
Вологооборот полягає у випарі води в атмосферу з водоймищ і суші, включаючи і транспірування рослин; у перенесенні водяної пари у високі шари атмосфери (див. Конвекція ) , а також повітряним перебігом загальної циркуляції атмосфери; у конденсації водяної пари у вигляді хмар і туманів; у перенесенні хмар повітряними течіями і у випаданні з них опадів; у стоці випавших опадів і в новому їх випарі, і т.д. (див. Вологооборот ) .
Загальна циркуляція атмосфери створює в основному режим вітру. З перенесенням повітряних мас загальною циркуляцією пов'язано глобальне перенесення теплоти і вологи, Місцеві атмосферні циркуляції (брізи, гірничо-долинні вітри і пр.) створюють перенесення повітря лише над обмеженими районами земної поверхні, що накладається на загальну циркуляцію і впливає на кліматичні умови в цих районах (див. Циркуляція атмосфери ) .
Дія географічних чинників на К. Кліматообразующие процеси відбуваються при дії ряду географічних чинників, основними з яких є: 1) Географічна широта, що визначає зональність і сезонність в розподілі сонячної радіації, що приходить до Землі, а з нею і температури повітря, атмосферного тиску і пр.; широта впливає на умови вітру і безпосередньо, оскільки від неї залежить сила обертання Землі, що відхиляє. 2) Висота над рівнем морить. Кліматичні умови у вільній атмосфері і в горах міняються залежно від висоти. Порівняно малі відмінності у висоті, вимірювані сотнями і тисячами м-код, еквівалентні в своєму впливі на До. широтним відстаням в тисячі км. У зв'язку з цим в горах просліджуються висотні кліматичні пояси (див. Висотна поясна ). 3) Розподіл суші і моря. Унаслідок різних умов поширення тепла у верхніх шарах грунту і води і завдяки різній їх поглинальній здатності створюються відмінності між До. материків і океанів. Загальна циркуляція атмосфери приводить потім до того, що умови морського До. поширюються з повітряними течіями в глиб материків, а умови континентального До. — на сусідні частини океанів, 4) Орографія. Гірські хребти і масиви з різною експозицією схилів створюють крупні обурення в розподілі повітряних течій, температури повітря, хмарності, опадів і пр. 5) Океанічні течії. Теплі течії, потрапляючи у високі широти, віддають теплоту в атмосферу; холодні течії просуваючись до низьких широт, охолоджують атмосферу. Течії впливають і на вологооборот, сприяючи або перешкоджаючи утворенню хмар і туманів, і на атмосферну циркуляцію, оскільки остання залежить від температурних умов. 6) Характер грунту, особливо її відбивна здатність (альбедо) і вологість. 7) Рослинний покрив певною мірою впливає на поглинання і віддачу радіації, зволоження і вітер, 8) Сніговий і льодовий покрив. Сезонний сніговий покрив над сушею, морські льоди, постійний льодовий і сніговий покрив таких територій як Гренландія і Антарктида, фірновиє поля і льодовики в горах істотно впливають на температурний режим, умови вітру, хмарності, зволоження. 9) Склад повітря. Природним чином за короткі періоди він істотно не міняється, якщо не рахувати спорадичних впливів вулканічних вивержень або лісових пожеж. Проте в промислових районах наголошується підвищення вмісту вуглекислого газу від спалювання палива і забруднення повітря газовими і аерозольними відходами виробництва і транспорту.
Клімат і людина. Типи До. і їх розподіл по земній кулі, роблять найістотніший вплив на водний режим, грунт, рослинний покрив і тваринний світ, а також на поширення і врожайність з.-х.(сільськогосподарський) культур. До. певною мірою впливає на розселення, розміщення промисловості, умови життя і здоров'я населення. Тому правильний облік особливостей і впливів До. необхідний не лише в сільському господарстві, але і при розміщенні, планеруванні, будівництві і експлуатації гідроенергетичних і промислових об'єктів, в містобудуванні, в транспортній мережі, а також в охороні (курортна мережа, кліматолікування, боротьба з епідеміями, соціальна гігієна) здоров'я, туризмі, спорті. Вивчення кліматичних умов, як в цілому, так і з точки зору певних потреб народного господарства, узагальнення і поширення даних про До. в цілях їх практичного використання в СРСР здійснюються установами Гідрометеорологічної служби СРСР.
Людство поки що не може істотно впливати на До. шляхом безпосередньої зміни фізичних механізмів кліматообразующих процесів. Активна физико-хімічна дія людини на процеси утворення хмар і випадання опадів вже є реальністю, але кліматичного значення воно по своїй просторової обмеженості не має. Індустріальна діяльність людського суспільства приводить до зростання вмісту в повітрі вуглекислого газу, промислових газів і аерозольних домішок. Це впливає не лише на життєві умови і здоров'я людей, але і на поглинання радіації в атмосфері і тим самим на температуру повітря. Постійно зростає і приплив тепла в атмосферу за рахунок спалювання пального. Ці антропогенні зміни До. особливо помітні у великих містах; у глобальному масштабі вони ще незначні. Але в близькому майбутньому можна чекати їх значного зростання. Окрім цього, впливаючи на той або інший з географічних чинників До., тобто змінюючи середовище, в якому протікають кліматообразующие процеси, люди, самі того не знаючи або не враховуючи, з давніх пір погіршували До. нераціональним зведенням лісів, хижацьким відкриттям земель. Навпаки, проведення раціональних зрошувальних заходів і створення оазисів в пустелі покращувало До. відповідних районів. Завдання свідомого, направленого поліпшення До. поставлена головним чином відносно мікроклімату і місцевого К. Реальним і безпечним способом такого поліпшення представляється цілеспрямоване розширення дій на грунт і рослинний покрив (насадження лісових смуг, осушення і зрошування території).
Зміни клімату. Дослідження осадових відкладень, викопних залишків флори і фауни, радіоактивності гірських порід і ін. показують, що К. Землі в різні епохи істотно мінявся. Протягом останніх сотень мільйонів років (до антропогена) Земля, мабуть, була теплішою, ніж в даний час: температура в тропіках була близька до сучасної, а в помірних і високих широтах набагато вище сучасною. На початку палеогену (близько 70 млн. років назад) температурні контрасти між екваторіальними і приполярними областями почали зростати, проте до початку антропогена вони були менші що нині існують. У антропогене температура у високих широтах різко знизилася і виникли полярні заледеніння. Останнє скорочення льодовиків в Північній півкулі закінчилося, мабуть, близько 10 тис. років назад, після чого постійний льодовий покрив залишився головним чином в Північному Льодовитому океані, в Гренландії і на ін. арктичних островах, а в Південній півкулі — в Антарктиді.
Для характеристики До. декількох останніх тис. років є обширний матеріал, отриманий за допомогою палеографічних методів дослідження (дендрохронология, палінологичеський аналіз і пр.), на підставі вивчення археологічних даних, фольклорних і літературних пам'ятників, а в пізніший час — і літописних свідоцтв. Можна укласти, що за останніх 5 тис. років К. Европи і близьких до неї районів (а ймовірно, і всієї земної кулі) вагався в порівняно вузьких межах. Сухі і теплі періоди кілька разів змінялися вологішими і прохолоднішими. Приблизно за 500 років до н.е.(наша ера) осідання помітно збільшилися і К. став прохолоднішим. На початку н.е.(наша ера) він був схожий з сучасним. У 12—13 вв.(століття) До. був м'якшим і сухішим, ніж на початку н.е.(наша ера), але в 15—16 вв.(століття) знову сталося значне похолодання і збільшилася ледовітость Морея. За останніх 3 століття накопичений все зростаючий матеріал інструментальних метеорологічних спостережень, що отримали глобальне поширення. З 17 до середини 19 вв.(століття) До. залишався холодним вологим, льодовики наставали. З 2-ої половини 19 ст почалося нове потепління, особливо сильне в Арктиці, але що охопило майже всю земну кулю. Це так зване сучасне потепління тривало до середини 20 ст На тлі коливань До., років, що охоплюють сотні, відбувалися короткочасні коливання з меншими амплітудами. Зміни До. мають, таким чином, ритмічний, коливальний характер.
Кліматичний режим, що панував до антропогена, — теплий, з малими температурними контрастами і відсутністю полярних заледенінь — був стійким. Навпаки, До. антропогена і сучасний До. із заледеніннями, їх пульсаціями і різкими коливаннями атмосферних умов — нестійкий. По виводах М. І. Будико, зовсім невелике підвищення середніх температур земної поверхні і атмосфери може привести до зменшення полярних заледенінь, а що виникає звідси зміна відбивній здатності (альбедо) Землі — до подальшого потепління їх скороченню льодів до повного їх зникнення.
Клімат Землі. Кліматичні умови на Землі знаходяться в тісній залежності від географічної широти. У зв'язку з цим ще в старовині склалося уявлення про кліматичні (теплових) пояси, кордони яких збігаються з тропіками і полярними кругами. У тропічному поясі (між північним і південним тропіками) Сонце знаходиться у зеніті двічі в рік; тривалість денного часу доби на екваторі протягом всього року рівна 12 ч, а усередині тропіків вагається від 11 до 13 ч . У помірних поясах (між тропіками і полярними кругами) Сонце сходить і заходить щодня, але не буває в зеніті. Його полуденна висота влітку значно більше, чим взимку, так само, як і тривалість денного часу доби, причому ці сезонні відмінності зростають з наближенням до полюсів. За полярними кругами Сонце влітку не заходить, а взимку не сходить протягом тем більшого часу, чим більше широта місця. На полюсах рік ділиться на шестимісячний день і ніч.
Особливостями видимого руху Сонця визначається приплив сонячної радіації на верхній кордон атмосфери на різних широтах і в різні моменти і пори року (так званий солярний клімат). У тропічному поясі приплив сонячної радіації на кордон атмосфери має річний хід з невеликою амплітудою і двома максимумами протягом року. У помірних поясах приплив сонячної радіації на горизонтальну поверхню на кордоні атмосфери влітку порівняно мало відрізняється від припливу в тропіках: менша висота сонця компенсується збільшеною тривалістю дня. Але взимку приплив радіації швидко зменшується з широтою. У полярних широтах, при тривалому безперервному дні, літній приплив радіації також великий; в день літнього сонцестояння полюс отримує на кордону атмосфери навіть більше радіації на горизонтальну поверхню, чим екватор. Зате в зимове півріччя приплив радіації на полюсі відсутній зовсім. Таким чином, приплив сонячної радіації на кордон атмосфери залежить лише від географічної широти і від пори року і володіє строгою зональністю. В межах атмосфери сонячна радіація випробовує незональні впливи, обумовлені різним вмістом водяної пари і пилу, різною хмарністю і іншими особливостями газового і колоїдного стану атмосфери. Віддзеркаленням цих впливів є складний розподіл величин радіації, що поступає на поверхню Землі. Незональний характер мають і багаточисельні географічні чинники клімату (розподіл суші і моря, особливості орографії, морські течії і інше). Тому в складному розподілі кліматичних характеристик в земної поверхні зональність є лише фоном, що проступає більш менш виразно через незональних впливи.
В основі кліматичного районування Землі лежить розділення територій на пояси, зони і області з більш менш однорідними умовами клімату. Кордони кліматичних поясів і зон не лише не збігаються з широтними кругами, але і не завжди огинають земну кулю (зони в таких випадках розірвані на області, що не змикаються між собою). Районування може проводитися або по власне кліматичних ознаках (наприклад, по розподілу середніх температур повітря і сум атмосферних опадів в Ст Кеппена), або по інших комплексах кліматичних характеристик, а також по особливостях загальної циркуляції атмосфери, з якими пов'язані типи клімату (наприклад, класифікація Б. П. Алісова), або по характеру географічних ландшафтів, визначуваних кліматом (класифікація Л.С. Берга). Характеристика клімату Землі, що приводиться нижче, в основному відповідає районуванню Б. П. Алісова (1952).
Глибоке вплив розподілу суші і моря на клімат видно вже з порівняння умов Північної і Південної півкуль. У Північній півкулі зосереджені основні масиви суші і тому його кліматичні умови більш континентальні, ніж в Південному. Середні приземні температури повітря в Північній півкулі в січні 8 °С, у липні 22 °С; у Південному відповідно 17 °С і 10 °С. Для всієї земної кулі середня температура 14 °С (12 °С у січні, 16 °С у липні). Найбільш тепла паралель Землі — термічний екватор з температурою 27 °С — збігається з географічним екватором лише в січні. У липні він зміщується до 20° північної широти, а його середнє річне положення — біля 10° північної широти. Від термічного екватора до полюсів температура падає в середньому на 0,5—0,6 °С на кожен градус широти (дуже повільно в тропіках, швидше в позатропічних широтах). При цьому усередині материків температура повітря влітку вище і взимку нижче, ніж над океанами, особливо в помірних широтах. Це не відноситься до клімату над крижаними плато Гренландії і Антарктиди, де повітря круглий рік значно холодніше, ніж над океанами, що примикають до них (середні річні температури повітря знижуються до —35 °С, —45 °С).
Середні річні суми опадів найбільш великі в пріекваторіальних широтах (1500—1800 мм ) , до субтропіків вони знижуються до 800 мм, в помірних широтах знов збільшуються до 900—1200 мм і різко зменшуються в полярних областях (до 100 мм і менш).
Екваторіальний клімат охоплює смугу зниженого атмосферного тиску (так звану екваторіальну депресію), що поширюється на 5—10° до С. і до Ю. від екватора. Відрізняється дуже рівномірним температурним режимом з високими температурами повітря протягом всього року (зазвичай вагаються між 24 °С і 28 °С, причому амплітуди температури на суші не перевищують 5 °С, а на море можуть бути менше 1 °С). Вологість повітря постійно висока, річна сума опадів вагається від 1 до 3 тис. мм в рік, але місцями досягає на суші 6—10 тис. мм. Осідання випадають зазвичай у вигляді злив, вони, особливо у внутрішньотропічній зоні конвергенції, що розділяє пасати двох півкуль, як правило, рівномірно розподіляються протягом року. Хмарність значна. Переважаючі природні ландшафти суші — вологі екваторіальні ліси.
По обидві сторони від екваторіальної депресії, в областях високого атмосферного тиску, в тропіках над океанами переважає пасатний клімат із стійким режимом східних вітрів (пасатів), помірною хмарністю і досить сухою погодою. Середні температури літні місяців 20—27 °С, у зимові місяці температура знижується до 10—15 °С. Річна сума опадів близько 500 мм, їх кількість різко збільшується на схилах гористих островів, звернених до пасату, і при порівняно рідких проходженнях тропічних циклонів.
Областям океанічних пасатів відповідають на суші території з кліматом тропічних пустель, що відрізняються виключно жарким влітку (середня температура найтеплішого місяця в Північній півкулі близько 40 °С, у Австралії до 34 °С). Абсолютні максимуми температури в Північній Африці і внутрішніх районах Каліфорнії 57—58 °С, у Австралії — до 55 °С (найвищі температури повітря на Землі). Середні температури зимових місяців від 10 до 15 °С. Добові амплітуди температур великі (місцями понад 40 °С). Опадів небагато (зазвичай менше 250 мм, часто менше 100 мм в рік).
В деяких районах тропіків (Екваторіальна Африка, Південна і Південно-східна Азія, Північна Австралія) клімат пасатів заміщається кліматом тропічних мусонів. Внутрішньотропічна зона конвергенції зміщується тут влітку далеко від екватора і замість східного пасатного перенесення між нею і екватором виникає західне перенесення повітря (літній мусон), з яким пов'язана велика частина опадів. В середньому їх випадає майже стільки ж, скільки і в екваторіальному кліматі (у Калькутті, наприклад, 1630 мм в рік, з яких 1180 мм випадає за 4 місяці літнього мусону). На схилах гір, звернених до літнього мусону, випадають рекордні для відповідних районів осідання, а на Північному сході Індії (Черапунджі) максимальна їх кількість на земній кулі (в середньому близько 12 тис. мм в рік). Літо печеня (середні температури повітря вище 30 °С), причому найбільш теплий місяць зазвичай передує настанню літнього мусону. У зоні тропічних мусонів, в Східній Африці і на південному Заході Азії спостерігаються і найвищі середні річні температури на земній кулі (30—32 °С). Зима в деяких районах прохолодна. Середня температура січня в Мадрасе 25° З, у Варанаси 16 °С, а в Шанхаї — всього 3 °С.
В західних частинах материків в субтропічних широтах (25—40° північної широти і південної широти) клімат характеризується високим атмосферним тиском літом (субтропічні антициклони) і циклонною діяльністю взимку, коли антициклони декілька зміщуються до екватора. У цих умовах формується середземноморський клімат, що спостерігається, окрім Середземномор'я, на Південному березі Криму, а також в західній Каліфорнії, на Півдні Африки, південному Заході Австралії. При печені, малохмарному і сухому літі тут прохолодна і дощова зима. Кількість опадів зазвичай невелика і деякі райони з цим кліматом напівзасушливі. Температури влітку 20—25 °С, взимку 5—10 °С, річні суми опадів зазвичай 400—600 мм.
Усередині материків в субтропічних широтах взимку і літом переважає підвищений атмосферний тиск. Тому тут формується клімат сухих субтропіків, жаркий і малохмарний влітку, прохолодний — взимку. Літні температури, наприклад, в Туркменії доходять в окремі дні до 50 °С, а взимку можливі морози до —10, —20 °С. Річна сума опадів складає місцями всього 120 мм.
На високих нагорьях Азії (Памір, Тибет) формується клімат холодних пустель з прохолодним літом, дуже холодною зимою і мізерними осіданнями. У Мургабе на Памірі, наприклад, в липні 14 °С, у січні —18 °С, опадів близько 80 мм в рік.
В східних частинах материків в субтропічних широтах формується мусонний субтропічний клімат (Східний Китай, південний Схід США, країни басейну р. Парана в Південній Америці). Температурні умови тут близькі до районів з середземноморським кліматом, але осідання рясніше і випадають переважно влітку, при океанічному мусоні (наприклад, в Пекіні з 640 мм опадів в рік 260 мм випадає в липні і лише 2 мм в грудні).
Для помірних широт вельми характерна інтенсивна циклонна діяльність, що приводить до частих і сильних змін тиску і температури повітря. Переважають західні вітри (особливо над океанами і в Південній півкулі). Перехідні сезони (осінь, весна) тривалі і виражені добре.
В західних частинах материків (головним чином Євразії і Північної Америки) переважає морський клімат з прохолодним літом, теплою (для цих широт) зимою, помірною кількістю опадів (наприклад, в Парижі в липні 18°С, в січні 2°С, опадів 490 мм в рік) без стійкого снігового покриву. Осідання різко зростають на навітряних схилах гір.(міський) Так, в Бергене (в західних подножій Скандінавських гір) опадів понад 2500 мм в рік, а в Стокгольмі (на схід від Скандінавських гір) — всього 540 мм. Вплив орографії на осідання виражено ще сильніше в Північній Америці з її меридіональний витягнутими хребтами. На західних схилах Каскадних гір випадає місцями від 3 до 6 тис. мм, тоді як за хребтами сума опадів зменшується до 500 мм і нижче.
Внутріконтинентальний клімат помірних широт в Євразії і Північній Америці характеризується більш менш стійким режимом високого тиску повітря, особливо в зимовий час, теплим влітку і холодною зимою із стійким сніговим покривом. Річні амплітуди температури великі і зростають в глиб материків (головним чином за рахунок наростання суворості зим). Наприклад, в Москві в липні 17°С, в січні —10°С, опадів близько 600 мм в рік; у Новосибірську в липні 19°С, в січні —19°С, опадів 410 мм в рік (максимум опадів скрізь влітку). У південній частині помірних широт внутрішніх районів Євразії посушливість клімату збільшується, формуються степові, напівпустинні і пустинні ландшафти, сніговий покрив нестійкий. Найбільш континентальний клімат в північно-східних районах Євразії. У Якутії район Верхоянська — Оймякона є одним із зимових полюсів холоду Північної півкулі. Середня температура січня знижується тут до —50°С, а абсолютний мінімум біля —70°С. У горах і на високих плоськогорьях внутрішніх частин материків Північної півкулі зими дуже суворі і малоснежни, переважає антіциклональная погода, літо печеня, осідання порівняно невеликі і випадають переважно влітку (наприклад, в Улан-Баторі в липні 17°С, в січні —24°С, опадів 240 мм в рік). У Південній півкулі із-за обмеженої площі материків на відповідних широтах внутріконтинентальний клімат не отримав розвитку.
Мусонний клімат помірних широт формується на східній околиці Євразії. Він характеризується малохмарною і холодною взимку при переважаючих північно-західних вітрах, теплим або помірно теплим влітку з південно-східними і південними вітрами і достатніми або навіть рясними літніми осіданнями (наприклад, в Хабаровську в липні 23°С, в січні —20°С, опадів 560 мм в рік, з них лише 74 мм випадає в холодну половину року). У Японії і на Камчатці зима набагато м'якша, опадів багато і взимку і літом; на Камчатці, Сахаліні і острові Хоккайдо утворюється високий сніговий покрив.
Клімат Субарктіки формується на північних околицях Євразії і Північної Америки. Зими тривалі і суворі, середня температура найтеплішого місяця не вище 12°С, опадів менше 300 мм, а на північному Сході Сибіру навіть менше 100 мм в рік. При холодному літі і багатолітній мерзлоті навіть невеликі осідання створюють в багатьох районах надлишкове зволоження і заболочування грунту. У Південній півкулі подібний клімат розвинений лише на субантарктичних островах і на Землі Грейама.
Над океанами помірних і субполярних широт в обох півкулях переважає інтенсивна циклонна діяльність з легковажною хмарною погодою і рясними осіданнями.
Клімат Арктичного басейну суворий, середні місячні температури міняються від Про °С влітку до —40 °С взимку, на плато Гренландії від —15 до —50 °С, а абсолютний мінімум близький до —70 °С. Середня річна температура повітря нижча —30 °С, Опадів мало (на більшій частині Гренландії менше 100 мм в рік). Пріатлантічеськие райони європейської Арктики відрізняються порівняно м'яким і вологим кліматом, т.к. сюда часто проникають теплі повітряні маси з Атлантичного океану (на Шпіцбергені в січні —16 °С, у липні 5 °С, опадів близько 320 мм в рік); навіть на Північному полюсі можливі часом різкі потепління. У азіатсько-американському секторі Арктики клімат суворіший.
Клімат Антарктиди найбільш суворий на Землі. На побережжі дмуть сильні вітри, пов'язані з безперервними проходженнями циклонів над навколишнім океаном і із стоком холодного повітря з центральних районів материка по схилах крижаного щита. Середня температура в Мирному —2 °С у січні і грудні —18 °С у серпні і вересні. Опадів від 300 до 700 мм в рік. Усередині Східної Антарктиди на високому крижаному плато майже постійно панує високий атмосферний тиск, вітри слабкі, хмарність мала. Середня температура влітку біля —30 °С, взимку біля —70 °С. Абсолютний мінімум на станції Схід близький до —90 °С (полюс холоду всієї земної кулі). Опадів менше 100 мм в рік. У Західній Антарктиді і в Південного полюса клімат дещо м'якше.
Літ.: Курс кліматології, ч. 1—3, Л., 1952—54; Атлас теплового балансу земної кулі, під ред. М. І. Будико, М., 1963; Берг Л. С., Основи кліматології, 2 видавництва, Л., 1938; його ж, Клімат і життя, 2 видавництва, М., 1947; Брукс До., Клімат минулого, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1952; Будико М. І., Клімат і життя, Л., 1971; Воєйков А. І., Клімат земної кулі, особливо Росії, Ізбр. соч.(вигадування), т. 1, М. — Л., 1948; Гейгер P., Клімат приземного шару повітря, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1960; Гутерман І. Р., Розподіл вітру над північною півкулею, Л., 1965; Дроздів О. А., Основи кліматологічної обробки метеорологічних спостережень, Л., 1956; Дроздів О. А., Грігорьева А. С., Вологооборот в атмосфері, Л,, 1963; Кеппен Ст, Основи кліматології, пер.(переведення) з йому.(німецький), М., 1938; Клімат СРСР, ст 1—8, Л., 1958—63; Методи кліматологічної обробки, Л., 1956; Мікроклімат СРСР, Л., 1967; Сапожникова С. А., Мікроклімат і місцевий клімат, Л., 1950; Довідник по клімату СРСР, ст 1—34, Л., 1964-70; Blüthgen J., Allgemeine Klimageographie, 2 Aufl., B., 1966; Handbuch der Klimatologie. Hrsg. von W. Köppen und R. Geiger, Bd 1—5, Ст, 1930—36; Hann J., Handbuch der Klimatologie, 3 Aufl., Bd 1—3, Stuttg., 1908—11; World survey of climatology, ed. Н. Е. Landsberg, v. 1—15, Amst. — L. — N. Y., 1969.
