Климат Челябинской области, многолетний режим погоды, являющийся одной из ее геогр. характеристик. Под многолетним режимом понимают: совокупность всех условий погоды за неск. десятков лет; типичную год. смену этих условий и возможные отклонения от нее в отд. годы; сочетания условий погоды, характерные для различных ее аномалий (засухи, дождевые периоды, похолодания и пр.). Ок. сер. 20 в. понятие К., относившееся ранее только к условиям у земной поверхности, было распространено и на высокие слои атмосферы. Осн. факторами, под влиянием к-рых формируется климат. режим, являются подстилающая поверхность, солнечная радиация и атм. циркуляция.
Подстилающая поверхность как климатообразующий фактор определяет характер тепло- и влагообмена земной поверхности и атмосферы. Гл. ее особенностью в пределах Челябинской обл. является разнообразие рельефа. Зап. и сев.-зап. районы Чел. обл. слагают невысокие хребты Урал. гор (ср. выс. 800—1000 м по ВС), протягивающиеся с С. на Ю. и Ю.-З. В вост. направлении происходит понижение рельефа к Зауральскому пенеплену (350—500 м по ВС), переходящему в крайних вост. районах области в Западно-Сибирскую равнину с абс. отметками выс. не более 100—200 м. Меридионально простирающиеся Урал. горы являются естеств. климат. преградой господствующему зап. переносу возд. масс и создают заметные различия в распределении темп-ры, облачности и осадков между горными районами и равнинным Зауральем.
Солнечная радиация является гл. источником тепла и энергии для атм. процессов. Величина солнечной радиации, поступающей к земной поверхности, зависит от высоты солнца над горизонтом (или геогр. широты), продолжительности светового дня, облачности и прозрачности атмосферы. Различные участки терр. Чел. обл., располож. между 56° и 52° с. ш., получают неодинаковое кол-во солнечной энергии: год. величина суммарной радиации (суммы потоков прямой радиации, идущей непосредственно от солнечного диска, и радиации, рассеявшейся в атмосфере) изменяется от 90 ккал/см2 на С. до 107 ккал/см2 на Ю. области (рис. 1), что объясняется увеличением высоты стояния солнца над горизонтом. Обычно значения солнечной радиации ниже в горных районах (из-за облачности, ослабляющей приток солнечных лучей к поверхности земли) и больших городах (из-за большой замутненности воздуха продуктами пром. выбросов). Во внутригод. цикле наименьший приход солнечной радиации наблюдается в зимние месяцы, миним. (ок. 2% год. суммы) — в дек., когда солнце находится на небольшой высоте, световой день непродолжителен, облачность увеличивается. Весной (апр.— май) происходит быстрый рост солнечной радиации (25—27% год. суммы); летом (июнь — авг.) ее величина достигает самых высоких значений (40—44%), максимум приходится на июнь, когда солнце поднимается наиб. высоко, продолжительность дня велика. Осенью (сент.— окт.) приход солнечной радиации уменьшается (10—13% год. суммы). Часть радиации, достигающей земной поверхности, отражается [зимой — более 90% (из-за снежного покрова), летом — 5—20% (в зависимости от характера почв.-растит. покрова)], остальное поглощается земной поверхностью. Часть получ. радиации излучается в атмосферу, к-рая, нагреваясь, переизлучает ее к земной поверхности. Потери радиации (или разность между собств. излучением поверхности и излучением атмосферы, называемая эффективным излучением) за год составляют 35—40% солнечной радиации, причем в горных районах они меньше (из-за повыш. облачности). Остаточная радиация, к-рая расходуется на нагревание почвы и воздуха, наз. радиационным балансом поверхности. Эго разность между поглощ. земной поверхностью радиацией и ее собств. излучением. Год. величина радиационного баланса на территории Челябинской обл. напрямую зависит от величины солнечной радиации и возрастает в направлении с С.-З. на Ю.-В. от 33 до 37 ккал/см2 (ок. 30% радиации). С нояб. до середины марта он отрицателен (потеря радиации превышает ее приход, земная поверхность охлаждается), в остальную часть года (и в ср. за год) — положителен. В год. цикле макс. суммы радиационного баланса приходятся на июнь (8...10 ккал/см2), миним.— на дек. (-1,0...-0,6 ккал/см2). Зимой его значения в юго-вост. районах области бывают пониж. вследствие большого эффективного излучения в условиях преобладания малооблачной погоды. Величина радиационного баланса, ее внутри- и межгод. изменения определяют степ. нагревания почвы, воздуха и их осн. климат. характеристики: темп-ру, величину испарения и влажности. Вследствие неодинакового увлажнения терр. области доля тепла, к-рая идет на нагревание почвы и воздуха, оказывается различной. В вост. районах, в более засушливых условиях Зауралья, на таяние снега и испарение осадков затрачивается значит. меньше тепла, чем в горных районах; больше расходуется на нагревание почвы и воздуха. Поэтому прогрев почвы и повышение темп-ры воздуха весной происходят быстрее; весна короткая, дружная и относительно теплая.
Атмосферная циркуляция определяет перенос тепла и влаги возд. течениями. Чел. обл. располагается в глубине Евразийского материка, где происходит частая смена возд. масс умеренных и субтропич. широт и арктич. воздуха. Благодаря преобладающему зап. переносу воздуха в тропосфере умеренных широт Урал подвержен вторжениям относительно теплых и влажных возд. масс, приходящих с Атлантич. океана. Однако удаленность его от океана приводит к трансформации мор. умеренного воздуха в континент., отличающийся малым влагосодержанием, более низкими темп-рами зимой и высокими — летом. Урал. горы усиливают трансформацию. По мере уменьшения повторяемости вторжения мор. возд. масс нарастает Континентальность климата, что проявляется в увеличении год. и суточных амплитуд темп-ры воздуха, уменьшении кол-ва осадков и их колебании по сезонам. Степ. континентальности климата увеличивается в направлении с С.-З. на Ю.-В. и наиб. высока в степных районах области. Меридионально ориентир. Урал. хр. не препятствует перемещению арктич. воздуха с С. на Ю., а прогретого воздуха тропич. широт — с Ю. на С. Между-широтные передвижения возд. масс чаще наблюдаются в Зауралье, где влияние зап. переноса ослаблено. Арктич. воздух, сформир. над Сев. Ледовитым океаном и отличающийся низкими темп-рами, вызывает резкие похолодания, особенно зимой и весной. С вторжениями тропич. воздуха, формирующегося над Ср. Азией и Казахстаном и характеризующегося высокими темп-рами, связано установление на Южном Урале жаркой погоды. Перенос воздуха осуществляется также посредством атм. вихрей — циклонов и антициклонов. В Челябинской обл. чаще наблюдается циклонич. циркуляция: число дней с циклонами (в ср. за год) — 210, с антициклонами — 155. Режим циркуляции возд. масс изменяется по сезонам. Зимний устанавливается во 2-й половине нояб. под влиянием азиат. антициклона (области повыш. давления) и исландской депрессии (области пониж. давления). Азиат. максимум образуется во внутр. районах Азии (Сев.-Вост. Сибирь, Монголия) в результате охлаждения и уплотнения масс воздуха над холодной поверхностью. Азиат. максимум дает отрог — полосу повыш. давления, к-рая проходит над юж. районами Урала и Западной Сибири вдоль параллели 50—52° с. ш. В приполярных районах, наоборот, давление понижено. Над Сев. Атлантикой, в районе Исландии, существует область низкого давления (исландский минимум). Вследствие такого распределения давления зимой над терр. Чел. обл. преобладают ветры юго-зап. и юж. направлений, обусловливающие вторжения холодного континент. воздуха, формирующегося в области азиат. максимума. В теплый период характер циркуляции воздуха меняется: азиат. максимум разрушается, исландский минимум ослабевает. Область повыш. давления формируется в Арктике в на Ю. европ. терр. страны, куда распространяется вост. отрог азорского максимума давления субтропич. широт. Во внутр. районах Азии в условиях интенсивного прогревания земной поверхности и воздуха образуется минимум давления — азиат. депрессия. Над Юж. Уралом господствуют ветры зап. и сев.-зап. направлений. Погодные условия связаны с зап. переносом возд. масс, к-рый иногда нарушается затоками арктич. воздуха. Однако резких понижений темп-ры при сев. и сев.-зап. вторжениях в большинстве случаев не наблюдается вследствие быстрого нагревания воздуха над теплой земной поверхностью. Атм. циркуляция и меридиональное простирание Урал. гор нарушают широтную зональность в распределении темп-ры. Ср. месячные темп-ры изменяются в направлении с З. на В. и Ю.-В. Ср. темп-ра самого холодного месяца — янв.— понижается от -15,5 °C в западной части области до -17,5 °C к востоку от Урал. хр. Самые низкие янв. темп-ры, обусловл. воздействием отрога азиат. антициклона, отмечаются на Ю.-В. области. В Предуралье и горных районах ср. темп-ры оказываются на 2—3 °C выше, что связано с частыми вторжениями атлантич. возд. масс. В горных районах в зависимости от высоты и формы рельефа наблюдается пестрота в распределении темп-ры. В зимнее время при прохождении над Уралом антициклонов темп-ры воздуха на вершинах и открытых склонах часто бывают выше, чем в долинах, где застаивается холодный воздух. Напр., на метеостанциях «Златоуст» (размещается в речной долине, 455 м над ур. м.) и «Таганай-гора» (1102 м) ср. янв. темп-ры почти одинаковы (соответственно -15,4 и -15,6 °C), тоща как на ст. «Таганай-гора» темп-ра должна быть примерно на 3 °C ниже. Темп-ре зимних месяцев свойственна значит. изменчивость во времени. В отд. годы ср. темп-ра янв. опускалась ниже -22 °C (1940, 1950, 1969, 1972, 1977), а в 1944, 1948, 1949, 1962, 1971, 1983 и 1993 поднималась выше -10 °C. В теплые зимы преобладает пасмурная погода со снегопадами и оттепелями, что связано с усилением зап. переноса и частыми вторжениями теплого и влажного атлантич. воздуха в циклонах. В холодные зимы Юж. Урал находится под преимуществ. воздействием сев. антициклонов, сформир. над Арктикой, и антициклонов азиат. максимума, обусловливающих малооблачную и морозную погоду. Зап. перенос и циклонич. деят-сть ослаблены. В суровые зимы миним. темп-ры достигают -44...-49 °C. В понижениях рельефа, межгорных долинах и котловинах миним. темп-ра опускается до -50...-52 °C, на вершинах и склонах гор она существенно выше (-46 °C, «Таганай-гора»). Наиб. низкие темп-ры отмечаются преим. в янв. и февр., реже — в дек. Самым теплым месяцем летнего периода является июль. Ср. темп-ра июля увеличивается в направлении с С.-З. на Ю.-В. Юго-вост. районы области являются наиб. обеспеч. теплом, ср. июльская темп-ра здесь превышает +19 °C. В горной части области темп-ры на 2—3 °C ниже и составляют +16...+17 °C. С увеличением высоты местности происходит понижение темп-ры примерно на 0,5 °C каждые 100 м; на метеостанции «Таганай-гора» ср. темп-ра июля +12,2 °C. Летом в межгорных долинах и котловинах теплее, чем на склонах и вершинах. В отличие от месяцев холодного периода, в теплый сезон межгод. колебания ср. месячных темп-р менее значительны (от +16 до +24 °C) в связи с быстрой трансформацией (прогреванием) воздуха. Сравнительно холодное лето с преобладанием дождливой погоды наблюдалось в годы с высокой повторяемостью сев., сев.-зап. и зап. циклонов, в к-рых перемещается относительно холодный в летний период мор. умеренный и арктич. воздух (1938, 1945, 1947, 1960, 1968, 1973, 1985, 1986, 1992, 1994). Жаркое и сухое лето наблюдалось в годы с преимуществ. антициклонич. циркуляцией (1936, 1952, 1953, 1954, 1965, 1966, 1974, 1975, 1981, 1989, 1995, 1998). Чаще всего на Южный Урал приходят антициклоны юж. и юго-зап. направлений, с к-рыми поступает прогретый континент. умеренный и тропич. воздух из Ср. Азии, Казахстана и юго-вост. районов европ. части России. Устанавливающаяся в антициклонах ясная погода благоприятна для дальнейшего прогревания воздуха и формирования положит. аномалий темп-ры. Макс. летняя темп-ра +34...+38 °C в горах и +39...+40 °C на равнинной терр. Наибольших величин темп-ры достигают на Ю.-В. области (+41 °C в пос. Бреды). Особенности рельефа терр. создают различия в режиме облачности и осадков. Меридиональная направленность Урал. хр.— перпендикулярно преобладающим зап. потокам — обусловливает восходящие движения воздуха, к-рые способствуют увеличению облачности и осадков на наветр. стороне гор. На подветр. стороне — в «дождевой тени» — нисходящие движения способствуют частичному размыванию облачности и уменьшению кол-ва осадков. Разница в год. суммах осадков на западном склоне Урала и на равнинах Зауралья достигает 150—200 мм. Макс. кол-во осадков на территории Челябинской обл. (рис. 2) получают зап. склоны и вершины наиболее высоких хребтов, вытянутых по долготе (Зигальга, Нургуш, Таганай, Уреньга). Год. кол-во осадков здесь составляет 700—800 мм. В долинах и котловинах между хребтами, куда опускаются возд. массы, осадков выпадает меньше, чем на склонах гор. На вост. склоне Урала кол-во осадков уменьшается до 500—600 мм, а в пределах Заурал. равнины — до 400 мм. На Ю.-В. области, на равнинной терр., наблюдаются наименьшие год. суммы осадков (менее 350 мм). Усиление засушливости связано с уменьшением повторяемости циклонов и преобладанием малооблачной погоды, особенно в зимний период, когда юж. районы области оказываются под влиянием отрога азиат. максимума давления. В теч. года больше всего осадков (76% год. кол-ва) выпадает в теплый период, когда происходит усиление зап. переноса и циклонич. деят-сти. Осадки холодного периода (24%) выпадают в виде снега — образуется снежный покров. В отд. годы наблюдается значит. изменчивость сумм осадков — в зависимости от атм. циркуляции. В засушливые годы преобладает малооблачная антициклонич. погода, во «влажные», наоборот, возрастает повторяемость циклонов зап. переноса. В малоснежные зимы (1936/37, 1939/40, 1944/45, 1954/55 и 1982/83) высота снежного покрова на Ю. области достигает всего неск. сантиметров, что создает условия для промерзания почвы и вымерзания озимых культур. Уменьшение кол-ва осадков в летние месяцы способствует понижению уровня и пересыханию рек и озер, возникновению засухи и гибели посевов. В переувлажн. годы возникает опасность бурных весенних половодий (см. Половодье) и летних паводков, вызывающих подтопление и разрушение строений, смыв верх. слоев почвы. Наиб. катастрофич. половодья после снежных зим зафиксированы в горных районах области в 1965, 1970 и 1979, сильные дождевые паводки — в 1943, 1964, 1985 и 2002. (См. также: Весна; Зима; Климатическое районирование; Лето; Осень.)
