Текст книги "Что случилось с климатом"

1.2. Радиационный баланс Земли

Изучение климата планеты естественно начать с ее энергетического баланса. Земля получает энергию от Солнца. Тепловой поток из недр Земли невелик, от сотых до десятых долей ватта на квадратный метр. Составляя тепловой баланс, им можно пренебречь; это же касается и космического излучения.

Любое тело является источником электромагнитного теплового излучения. Оно возникает из-за движения атомов и молекул. Длина волны, при которой поток теплового излучения максимален, обратно пропорциональна температуре тела (так называемый закон смещения Вина). То есть чем горячее тело, тем выше энергия теплового излучения. Так, человеческое тело температурой 37 °C излучает в инфракрасном диапазоне с максимумом длины волны около 10 мкм. Именно это позволяет наблюдать людей с помощью приборов ночного видения. Тела с более высокой температурой, например раскаленная лава или лампочка накаливания, излучают в видимом диапазоне. Температура нити накаливания лампочки существенно ниже температуры фотосферы Солнца, потому излучение ее сдвинуто в красную область спектра в сравнении с дневным светом.

Солнечный спектр на границе атмосферы близок к спектру тела с температурой 5250 °C. Мощность солнечного излучения в пересчете на 1 м² на верхней границе атмосферы примерно соответствует мощности электрического чайника (1361 Вт/м²) (Kopp, Lean, 2011). Эту величину называют солнечной постоянной, хотя название вводит в заблуждение – поведение Солнца не столь уж постоянно (об этом – в главе 4). Площадь поперечного сечения планеты в четыре раза меньше площади ее поверхности (πR² и 4πR² соответственно). Если пересчитать энергию, приходящую от Солнца, на всю поверхность планеты, получится около 340 Вт/м².

Около 30 % солнечной энергии отражается облаками, поверхностью Земли и рассеивается атмосферой обратно в космос. Остальные 70 % передаются климатической системе планеты. Примерно треть этой величины поглощается озоном и водяным паром, капельками воды в облаках и частицами пыли, нагревая атмосферу (рис. 1.4), а две трети – поверхностью Земли. Эта энергия передается атмосфере путем конвекции, затрачивается на испарение воды (скрытое тепло) и испускается в виде теплового излучения в инфракрасном диапазоне. Упрощенная картина радиационного баланса поверхности Земли, ее атмосферы и планеты в целом представлена на рис. 1.4.

Мы знаем, сколько энергии Земля получает от Солнца (0,7 · 340 = 238 Вт/м²). Любой бюджет должен быть сбалансирован – это необходимо для поддержания постоянных условий, в нашем случае – для сохранения постоянной температуры. Значит, столько же энергии Земля отдает в космическое пространство в виде длинноволнового излучения. Зная поток излучения, можно рассчитать[9]9
  Согласно закону Стефана – Больцмана мощность теплового излучения (во всей области спектра) пропорциональна четвертой степени температуры. Это соотношение позволяет рассчитать температуру, зная поток теплового излучения. Теория теплового излучения стала одним из важнейших достижений физики конца XIX в. и в итоге привела к рождению квантовой механики.


[Закрыть] среднюю температуру земной поверхности. Расчет дает величину минус 19 °C. В действительности же температура гораздо выше, около +14 °C. Это происходит оттого, что атмосфера, подобно одеялу, задерживает тепло Земли. Она пропускает коротковолновое излучение Солнца внутрь и не выпускает длинноволновое излучение Земли наружу. Поглощая длинноволновое излучение, атмосфера, переизлучает его во всех направлениях, в том числе и в обратном. Это естественное явление называется парниковым эффектом. Поглощают инфракрасное излучение в основном водяной пар и углекислый газ, в меньшей степени – озон, метан, закись азота. Газы, молекулы которых состоят из двух одинаковых атомов, в том числе основные компоненты атмосферы (N₂, O₂), прозрачны для инфракрасного излучения. На Венере, где атмосфера в 93 раза плотнее земной и состоит почти полностью из углекислого газа, температура благодаря парниковому эффекту достигает почти 500 °С!

Рис. 1.4. Радиационный баланс Земли. Подробнее см. (Kiehl, Trenberth, 1997)

1.3. Состав и строение атмосферы

Газовая оболочка Земли – атмосфера – удерживается силой тяготения. Плотность и давление воздуха с высотой уменьшаются примерно по экспоненциальному закону. Четкой границы между атмосферой и космическим пространством нет, обычно за толщину атмосферы принимают высоту в 100 км.

Атмосфера нашей планеты состоит преимущественно из азота и кислорода. Третий по распространенности компонент – инертный газ аргон. В значительно меньших количествах содержатся углекислый газ, неон, гелий, метан, криптон, водород и закись азота, монооксид углерода (табл. 1.1). Кроме того, воздух может содержать до 5 % по объему паров воды[10]10
  Содержание водяного пара быстро меняется и сильно различается от места к месту. Поэтому, когда говорят о газовом составе воздуха, обычно имеется в виду сухой воздух.


[Закрыть].

Газовый состав атмосферы сформировался в результате ее эволюции; об этом будет более подробно рассказано в главе 3. Состав воздуха в масштабах нашей жизни можно считать постоянным. Большинство компонентов находятся в динамическом равновесии – сколько убывает, столько же и пополняется за счет тех или иных процессов. Исключение составляют лишь те, количество которых быстро растет в результате хозяйственной деятельности человека; в первую очередь это углекислый газ и метан.

Основной источник метана – болота и тундра; образуется он при бактериальном разложении органического вещества в анаэробных условиях. Антропогенные источники атмосферного метана – это в основном сельское хозяйство и добыча нефти и газа. В морской воде метан практически не растворяется, а выводится из атмосферы за счет фотохимического окисления.

Основные компоненты атмосферы – азот и кислород – имеют биогенное происхождение. Кислород образуется при фотосинтезе, азот – в результате бактериального восстановления нитратов. Аргон образуется в основном в результате радиоактивного распада калия-40, гелий – при распаде урана и тория. Вулканы выбрасывают диоксиды углерода и серы, хлороводород, фтороводород и другие газы. Некоторые компоненты, например, озон, образуются in situ[11]11
  In situ – на месте (лат.).


[Закрыть], то есть в результате процессов в самой атмосфере.

Помимо компонентов, перечисленных в таблице 1.1, в атмосфере присутствуют многие вещества в следовых количествах: углеводороды (помимо метана), перекись водорода (H₂O₂), формальдегид (HCOH), оксиды азота (NO_x), аммиак (NH₃), диметилсульфид (CH₃SCH₃), сероводород (H ₂S), сероуглерод (CS₂), гидроксильные (OH·) и супероксидные радикалы (HO₂·), пары ртути, радиоактивные инертные газы, в том числе радон, и многое другое. И хотя этих компонентов крайне мало в сравнении с основными, они могут существенно влиять на химические и физические процессы в атмосфере. Например, реакции с гидроксильными радикалами являются основным механизмом выведения из атмосферы большинства микрокомпонентов, того же метана. Радиоактивные инертные газы могут менять электропроводность атмосферы, влияя тем самым на количество гроз.

Таблица 1.1. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СУХОГО ВОЗДУХА

¹ ppm – частей на миллион (part per million), ppb – частей на миллиард (part per billion).

² При изучении поведения различных веществ в природе геохимики часто используют понятие времени пребывания. Под временем пребывания некоего компонента в некоторой системе обычно понимают отношение общего количества компонента в системе к скорости его выведения, или, что то же самое – к скорости поступления, если условия можно считать стационарными. Для ясности приведем пример. На химическом факультете университета обучаются 1300 студентов. В этом году было выпущено 258 специалистов. Получаем время пребывания студента в университете 1300/258≈5 лет. При этом кто-то мог учиться восемь лет, а кого-то отчислили в первую сессию. Этот расчет справедлив для стационарных условий. Если проводится реформа образования и срок обучения неожиданно увеличивается до 6 лет, или меняется план приема, он даст неверный результат.

Кроме обычного кислорода, состоящего из двухатомных молекул, в воздухе есть озон – модификация кислорода, состоящая из трехатомных молекул (O₃). Его количество крайне невелико – до 0,1 ppm, но он имеет важнейшее значение для радиационного баланса планеты и стратификации атмосферы. Озоновым слоем называют слой стратосферы на высоте 15–30 км, содержащий наибольшее количество озона – до нескольких ppm. Если бы весь озон атмосферы можно было бы собрать в одном слое, то толщина его при нормальном давлении составила бы 3 мм. В реальности он, конечно, не образует отдельного слоя и смешан с другими газами.

В стратосфере озон образуется при воздействии ультрафиолетового излучения на двухатомные молекулы кислорода:

O₂ → 2O· (1)

O₂ + O· → O₃ (2)

Поглощая ультрафиолет в области спектра 200–300 нм, озон снова расщепляется на атом и молекулу кислорода:

O₃ → O₂ + O· (3)

Атом кислорода, образовавшийся в реакции (3), снова взаимодействует с молекулой O₂ по реакции (2). Тем самым баланс озона восстанавливается, а энергия ультрафиолета превращается в кинетическую энергию молекул газа, то есть в тепло.

Распадается озон в результате взаимодействия с атомарным кислородом:

O₃ + O· → 2O₂ (4)

Озон разрушают оксиды азота, а также соединения галогенов, в частности фреоны. Распад озона под действием фреона можно описать так:

CF₃Cl → CF₃· + Cl· (5)

Cl· + O₃ → ClO· + O₂ (6)

ClO· + O₃ → Cl· + 2O₂ (7)

Содержание озона в стратосфере меняется в зависимости от широты и сезона. Локальное снижение концентрации озона называют озоновой дырой. Считается, что ее появление связано с антропогенными загрязнителями, разрушающими озон, в частности, с фреонами (реакции 5–7). Самая большая из озоновых дыр расположена в высоких широтах в Южном полушарии.

Именно поглощение озоном ультрафиолета приводит к появлению максимума температуры на высотах около 50 км. Вертикальное распределение температуры в атмосфере позволяет выделить в ней несколько слоев – тропосферу, стратосферу, мезосферу и термосферу (рис. 1.5). Границу раздела тропосферы и стратосферы называют тропопаузой. Большая часть процессов, определяющих погоду на поверхности Земли, происходит в тропосфере, где сосредоточено 80 % всей массы атмосферы. Именно тропосфера является областью турбулентного перемешивания, и в ней происходит перенос тепла из тропических широт в полярные. В тропосфере температура с высотой быстро снижается, примерно на 6,5 °C на 1 км. Это происходит потому, что с высотой давление падает.

В стратосфере температура с высотой, наоборот, увеличивается. Поэтому грозовые облака, достигающие верхней границы тропосферы, преодолеть тропопаузу не могут и начинают расти в ширину, приобретая характерную форму наковальни. Нагрев стратосферы обусловлен поглощением озоном в ультрафиолетовой области; в термосфере температура снова растет, но уже из-за других процессов: в основном из-за поглощения экстремального ультрафиолета (Extreme Ultraviolet – XUV) и рентгеновского излучения. Эти виды излучения обладают достаточно высокой энергией для того, чтобы вызвать фотодиссоциацию (расщепление молекул на атомы) и фотоионизацию (выбивание электронов) основных компонентов воздуха.

Рис. 1.5. Типичная стратификация атмосферы в средних широтах. От земной поверхности и до тропопаузы с высотой, как правило, становится холоднее. В стратосфере, напротив, температура с высотой растет

1.4. Климатическая система

Когда мы говорим о климате, мы подразумеваем в первую очередь состояние атмосферы, точнее, ее нижнего слоя – тропосферы. Это неудивительно, поскольку воздух и есть наша среда обитания, а поверхности Земли мы касаемся лишь подошвами ног. Атмосфера постоянно обменивается энергией и веществом с гидросферой, сушей, криосферой и биосферой (рис. 1.6). Вместе они образуют климатическую систему. Атмосфера является самой динамичной составляющей климатической системы, поскольку обладает относительно небольшой массой и низкой теплоемкостью. Поэтому она реагирует на внешние изменения быстро – от нескольких часов до недель.

Изменения в океане происходят гораздо медленнее, чем в атмосфере. Это вполне объяснимо: его масса примерно в 250 раз больше, а теплоемкость воды в 4 раза больше теплоемкости воздуха. Время реакции поверхностного слоя океана на внешние воздействия составляет от нескольких дней до месяцев, изменения в глубинных водах требуют сотен лет. Океан хранит огромный запас тепла и служит своего рода буфером, смягчающим сезонные изменения температуры воздуха.

Рис. 1.6. Схематическое изображение климатической системы

Рис. 1.7. Вертикальное распределение температуры в океане (Knauss, Garfield, 2016). В высоких широтах термоклин не выражен

Океан, в отличие от атмосферы, греется с поверхности. Большая часть солнечного тепла поглощается несколькими сантиметрами воды. Волны и ветер перемешивают верхний слой воды примерно до сотни метров. В итоге на поверхности образуется более теплый слой с меньшей плотностью. Он накрывает океан своеобразной крышкой и затрудняет вертикальное перемешивание. Слой, разделяющий теплые поверхностные и глубинные холодные воды, называется термоклином. В нем с глубиной резко меняется температура воды (рис. 1.7). С температурой и соленостью связана плотность морской воды. Слой, в котором плотность резко меняется, называется пикноклином.

Кроме того, океан содержит колоссальные запасы растворенного углекислого газа. Поглощая CO₂ из атмосферы и выделяя его, океан также влияет на климат. Важнейшую роль в этом процессе играет биота океана, усваивающая углерод в процессе фотосинтеза.

Атмосфера и океан находятся в постоянном движении. Главная причина этого движения – различия в количестве энергии, получаемой Землей в районе экватора и в высоких широтах. Циркуляция атмосферы и океана играет роль отопительной системы, перенося тепло из низких широт к полюсам.

Суша греется и отдает тепло быстрее, чем океан, и запасает тепла гораздо меньше. Основная причина заключается в том, что в океане тепло быстро распределяется в пределах перемешанного слоя, в то время как суша прогревается вглубь на 1–2 м. Это приводит к разнице температуры воздуха над сушей и над океаном и влияет на циркуляцию атмосферы. Сезонные перепады температур в Северном полушарии выражены сильнее, чем в Южном, потому что площадь суши там значительно больше.

Облик нашей планеты – соотношение континентов и океанов, высота горных хребтов и их расположение, рельеф дна, глубина проливов – сильнейшим образом влияет на климат: на распределение тепла по поверхности планеты, циркуляцию вод океана, движение воздушных масс.

Суша, океан и биосфера могут воздействовать на климатическую систему через образование аэрозолей (рис. 1.8). Пузырьки воздуха, лопаясь на поверхности океана, образуют мельчайшие капельки воды. Когда вода испаряется, в воздухе остаются частички соли. Другие источники аэрозолей – пылевые бури, лесные пожары и вулканы, а также транспорт и промышленность. Они влияют на радиационный баланс планеты, поскольку могут отражать, рассеивать и поглощать солнечный свет. Также аэрозоли играют важную роль в формировании облаков, поскольку аэрозольные частицы могут выступать в роли ядер конденсации.

Рис. 1.8. Миллионы тонн пыли из Сахары переносятся ежегодно ветром через Атлантику (Yu et al., 2015). Содержащийся в пыли фосфор – ценное удобрение для лесов Амазонки. Приведенный пример является прекрасной иллюстрацией того, что в климатической системе все взаимосвязано. Аэрозоли также поглощают и рассеивают солнечное излучение и служат ядрами конденсации водяных капель, способствуя образованию облаков. На фото – пыль из Сахары над Канарскими островами. Источник изображения: NASA

Рис. 1.9. Диапазон значений альбедо различных поверхностей (Ruddiman, 2014). Величина альбедо зависит от угла падения солнечных лучей, поэтому поверхности со сходными свойствами в высоких широтах отражают больше света

Важнейшую роль в климатической системе играют снег и лед – в первую очередь за счет высокой отражающей способности или, как говорят климатологи, высокого альбедо[12]12
  От лат. albus – белый. Величина альбедо меняется от 0 до 1. Среднее планетарное альбедо Земли около 0,3. Это значит, что около 30 % излучения отражается Землей обратно в космическое пространство (см. рис. 1.4).


[Закрыть] (рис. 1.9). Ледяные шапки полярных широт медленно меняются в течение тысяч и десятков тысяч лет; горные ледники реагируют на внешние воздействия быстрее – от 10 до 100 лет. Площадь снежного покрова и морских льдов может существенно меняться за дни и недели. Снег, выпавший на сушу, может лежать всю зиму. В Северном полушарии площадь суши значительно больше, поэтому в целом на планете площадь снежного покрова удваивается от августа к декабрю (Bradley, 2015). Морские льды также влияют на климат, затрудняя перенос тепла из относительно теплого океана в атмосферу и сохраняя Арктику холодной.

Биосфера – также важнейший компонент климатической системы. Леса составляют около трети площади суши и существенно влияют на альбедо Земли и на скорость испарения влаги. И что для нас особенно важно – растения влияют на состав атмосферы, захватывая углекислый газ и выделяя кислород. Именно присутствие живых организмов создало кислородную атмосферу на планете, а не наоборот. Растительность реагирует на изменения влажности и температуры довольно быстро – от нескольких часов до столетий.

Предположим, что по каким-то причинам возник дисбаланс[13]13
  В англоязычной литературе используется термин forcing, который без перевода все чаще используется и в отечественной литературе. Форсинг представляет собой разность между энергией, приходящей от Солнца, и рассеиваемой Землей в пространство.


[Закрыть] между приходом и расходом энергии в климатической системе. Например, энергии стало поступать больше или уходить чуть меньше. Казалось бы, Земля немного нагреется и станет излучать больше энергии в пространство. В итоге радиационный баланс восстановится, но уже на другой ступеньке. Однако простые ответы не всегда правильные. Может случиться так, что климатическая система отреагирует на воздействие более сложным, нелинейным образом.

Когда происходит какое-либо изменение в балансе энергии, в климатической машине включаются механизмы положительного или отрицательного отклика, или обратной связи (рис. 1.10). Так, повышение температуры приводит к сокращению ледяного и снежного покрова. Альбедо Земли уменьшается, энергии поглощается больше, от этого становится еще теплее. И наоборот – при похолодании льды в полярных областях наступают, Земля отражает больше света, и холодает еще сильнее. Это работает положительная обратная связь лед – альбедо. Потепление приводит к таянию многолетней мерзлоты. При этом высвобождаются парниковые газы – CO₂ и метан. Они, в свою очередь, усиливают потепление. Это еще один пример положительного отклика, хотя ничего хорошего в этом, безусловно, нет – положительные обратные связи раскачивают климатическую систему, усиливая первоначальное воздействие. Отрицательные обратные связи, напротив, стабилизируют ситуацию. Так, с ростом температуры вода океана испаряется сильнее, растет площадь облаков, а они отражают солнечные лучи, охлаждая планету. Еще один пример отрицательной обратной связи – рост содержания углекислого газа в атмосфере идет на пользу растениям, которые, в свою очередь, эффективнее его утилизируют, возвращая систему в исходное состояние. Подобных обратных связей в климатической системе множество: проще говоря, все связано со всем. Многие из них изучены недостаточно.

Рис. 1.10. Пример системы с обратной связью. Отрицательная обратная связь: в котелке вода. При слишком бурном кипении она перельется через край, и огонь станет слабее. Положительная обратная связь: в котелке масло или керосин. Положительные обратные связи в технике – кошмар любого инженера. Именно их наличие в конструкции атомного реактора стало причиной катастрофы на Чернобыльской АЭС

1.5. Циркуляция атмосферы

Не существует на нашей планете Северного и Южного ветров, играющих сколько-нибудь важную роль. Северные и Южные ветры – лишь маленькие принцы тех династий, которые делают погоду на море. Они никогда не претендуют на господство на обширных пространствах. Они зависят от местных условий – конфигурации берегов, формы проливов, опасных мест у неприступных мысов, где они разыгрывают свою второстепенную роль. В государстве ветров, как и среди народов земного шара, настоящая борьба происходит лишь между Востоком и Западом[14]14
  Перевод М. Е. Абкиной.


[Закрыть].

Джозеф Конрад. Зеркало морей

Как уже было сказано, движение атмосферы возникает вследствие неравномерного нагрева земной поверхности. Из-за сферической формы Земли в тропиках на единицу площади приходится больше солнечной энергии, чем в высоких широтах. Кроме того, в районе полюсов солнечные лучи проходят больший путь в атмосфере, прежде чем достигнут поверхности планеты, а значит, рассеиваются сильнее. Неравномерный нагрев приводит к неравномерному распределению атмосферного давления. Разница давлений (барический градиент) заставляет двигаться воздушные массы. Однако вращение Земли существенно влияет на это движение. Чтобы понять, как это происходит, рассмотрим простой пример.

Рис. 1.11. Девочки на карусели. Для наблюдателя во вращающейся системе мяч летит по дуге

Зоя и Нина катаются на карусели. Зоя стоит в центре, а Нина – на краю. Зоя бросает мяч в сторону Нины. Мяч летит прямо. Но Нина не поймает его. Пока мяч летел, карусель крутилась, и Нина сместилась (рис. 1.11). Никакая дополнительная сила на мяч не действовала, он просто летел прямо, своей дорогой. Это площадка карусели уходила из-под него. Но с точки зрения Нины, вращающейся вместе с каруселью, траектория мяча оказалась искривленной.

Живя на поверхности вращающейся планеты, мы не сильно отличаемся от девочек на карусели; разница лишь в том, что мы привыкли к этому движению и не осознаем его.

Эффект искривления траектории движения тел с точки зрения наблюдателя, находящегося во вращающейся системе отсчета, называется эффектом Кориолиса. Иногда для удобства считают, что система неподвижна, и вводят дополнительную фиктивную силу, называемую силой Кориолиса. Сила фиктивна, но ее проявления в нашем вращающемся мире вполне реальны. Эффект и сила названы в честь французского математика Гюстава Гаспара де Кориолиса (1792–1843).

Если объект движется в Северном полушарии с севера на юг, он отклоняется к западу. Это происходит потому, что Земля вращается вокруг своей оси с запада на восток. Очевидно, что точки на экваторе вращаются быстрее, чем точки, расположенные ближе к полюсам. Если движение происходит с юга на север, то отклонение происходит на восток, то есть в любом случае вправо.

Отклоняются объекты, движущиеся не только в меридиональном, но и в любом другом направлении. Не отклоняются лишь те, что движутся вдоль экватора. Действует универсальное правило: в Северном полушарии движущиеся объекты отклоняются вправо, в Южном – влево.

Атмосфера нагревается снизу, тепло она получает главным образом от поверхности суши или океана. В районе экватора, где поток солнечной энергии наибольший, воздух нагревается наиболее сильно, становится менее плотным и поднимается вверх. Так формируется зона пониженного давления в районе экватора, называемая внутритропической зоной конвергенции. Поднявшись до границы тропосферы, воздух не может преодолеть ее и движется в направлении полюсов, причем сила Кориолиса отклоняет его в восточном направлении. Воздух постепенно теряет тепло, излучая его в пространство. Остыв, он тяжелеет и опускается вниз, образуя зоны высокого давления по обе стороны от экватора в субтропиках, примерно на 30-м градусе широты. Так в атмосфере образуется тропическая ячейка циркуляции, или ячейка Хэдли (рис. 1.12), названная в честь английского ученого Джорджа Хэдли (1685–1768), искавшего причину пассатных ветров. Восходящей ветви ячейки Хэдли соответствует зона влажных экваториальных лесов, в нисходящей расположена большая часть пустынь (Сахара, Намиб, Австралийская пустыня, пустыни юга США). Это происходит потому, что в районе экватора влажный воздух поднимается, влага конденсируется и проливается дождями. Затем уже утративший влагу воздух движется от экватора. Когда воздух опускается, он нагревается и становится еще более сухим.

Рис. 1.12. Упрощенная схема крупномасштабной циркуляции атмосферы. Вращение Земли вокруг оси приводит к формированию трех ячеек циркуляции в каждом полушарии. Это затрудняет эффективный перенос тепла от экватора к полюсам. В реальности картина существенно сложнее, в частности из-за неравномерного нагрева суши и океана

У поверхности Земли тропическая циркуляция образует постоянную систему ветров, дующих из области высокого давления в субтропиках в зону низкого давления в районе экватора и благодаря эффекту Кориолиса отклоняющихся на запад. Эти ветра называются пассатами. Они дуют постоянно между 15 и 10 градусами с северо-востока в Северном полушарии, и с юго-востока – в Южном. Вблизи 30-го градуса широты в районе нисходящей ветви ячейки Хэдли над океаном формируются зоны высокого давления – здесь преобладают субтропические антициклоны. В центрах антициклонов, как правило, наблюдается безветренная погода. В эпоху парусных кораблей моряки называли эти широты конскими, потому что корабли, перевозившие лошадей через Атлантику, часто попадали в штиль в этих широтах и из-за нехватки воды и корма были вынуждены выбрасывать лошадей за борт. Штилевой пояс также располагается в районе экватора во внутритропической зоне конвергенции.

В высоких широтах формируется полярная ячейка циркуляции с нисходящей частью у полюсов и восходящей – в субполярных широтах около 60°. Между ней и ячейкой Хэдли иногда изображают ячейку с обратным направлением циркуляции – ячейку Ферреля, но она значительно менее выражена, чем тропическая и полярная ячейки. В умеренных широтах преобладают западные ветра, не столь устойчивые по силе и направлению, как пассаты.