ФОРМИРОВАНИЕ КЛИМАТА Тепловой режим Причины изменений температуры

ФОРМИРОВАНИЕ КЛИМАТА Тепловой режим

Причины изменений температуры воздуха Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы.

Тепловой режим атмосферы - является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой, который осуществляется: Радиационным путем – поглощение КВ и ДВ радиации Теплопроводность – молекулярная и турбулентная Фазовые переходы воды Изменения температуры могут происходить независимо от теплообмена - адиабатически

Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности. в низких слоях – турбулентная теплопроводность. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. в высоких слоях атмосферы - теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение. Большее значение имеет излучение воздуха, поглощение солнечной радиации и длинноволнового излучения, адиабатические изменения температуры при вертикальных движениях воздуха.

Различают индивидуальные и локальные изменения температуры Индивидуальные изменения температуры – изменения в определенном количестве воздуха, сохраняющим свою целостность в процессе движения, характеризуют изменение теплового состояния данного количества воздуха происходят из-за радиационного обмена, теплопроводности, фазовых переходов воды и адиабатических процессов Локальные изменения температуры – изменения в некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и высотой над уровнем моря происходят из-за изменения теплового состояния воздуха и смены воздушных масс

адвекция Смена воздушных масс, или приток новых воздушных масс на данную территорию называется адвекцией. Если наблюдается приток теплых воздушных масс – это адвекция тепла, холодных – адвекция холода. Адвекция холодных и тёплых, сухих и влажных воздушных масс играет важную роль в метеорологических процессах и тем самым влияет на состояние погоды

Тепловой баланс земной поверхности Деятельная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также растительного, снежного, ледяного покрова), которая непосредственно получает и отдает тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх - в атмосферу и вниз - в почву или в воду. Во-первых, на земную поверхность поступают суммарную радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и тем самым теряет тепло. Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем турбулентной теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности из глубин почвы и воды.

Тепловой баланс земной поверхности В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытая теплота, во втором теплота переходит в скрытое состояние. Избыток приходящих потоков тепла над уходящими потоками в соответствии с законом сохранения энергии пойдет на нагревание этого слоя, а в обратном случае - на его охлаждение.

Уравнение теплового баланса земной поверхности алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. B + P + Gn + LEи = 0 B - радиационный баланс: B = (S sin h + D) (1 - A) - Eэф Р - приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем теплопроводности Gп - приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды LЕи- потеря тепла при испарении или приход при конденсации на земную поверхность радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла

Тепловой режим земной поверхности Рассмотрим температурный режим деятельной поверхности – земной поверхности, которая непосредственно получает и отдает тепло, т. е. поверхности планеты Земля – суши - почва, скалы, растительный покров, песок, снег. … водной поверхности - океаны, моря, озера, реки ….

Температура почвы оказывает существенное влияние на формирование термического режима атмосферы. Данные о температуре почвы необходимы для решения многих прикладных задач: они используются в сельском хозяйстве, в строительстве, при эксплуатации дорог и подземных коммуникаций и. т. д. Тепловой режим почвы определяется притоком тепла и зависит от минералогического состава почвы, пористости и влажности, которые определяют ее теплоемкость теплопроводность микрорельефа, экспозиции склонов, растительности и т. д.

Основным источником тепла, поступающего в почву, является лучистая энергия солнца, которая поглощается поверхностным слоем. Это тепло передается в нижележащие слои, а также расходуется на нагревание воздуха и испарение воды. Слой почвы, в котором обнаруживаются суточные и годовые колебания температуры в зависимости от притока солнечной радиации, носит название активного или деятельного слоя.

Тепловой режим почвы и водоемов Механизм передачи тепла В почве: Молекулярная теплопроводность Передвижение воды В воде: Молекулярная теплопроводность Турбулентная теплопроводность за счет Волнений, течений Термической конвекции Испарения в океанах Проникновение солнечной радиации на большую глубину Кроме того, теплоемкость воды больше, чем почвы. Одно и то же количество тепла нагревает воду до меньшей температуры

Тепловой режим почвы и водоемов Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. В результате температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

Измерение температуры поверхности почвы на метеоплощадке

Тепловой режим почвы и водоемов Днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров (15 -20 м), а в почве - менее одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров (150 -400 м), а в почве - только на 10 -30 м. Суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы значительно больше, чем на поверхности воды.

Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы

суточный ход температуры поверхности почвы Минимум наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю - отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный обмен тепла в это время незначителен. Затем температура на поверхности почвы растет до 13 -14 ч и достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры.

суточный ход температуры поверхности почвы Радиационный баланс в послеполуденные часы и до вечера остается положительным. Однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит путем эффективного излучения, возросшей теплопроводности, увеличившегося испарения воды. путем передачи тепла вглубь почвы. Эти потери тепла оказываются значительно большими, чем радиационный приток, поэтому температура на поверхности почвы падает с 1314 ч до утреннего минимума.

суточный ход температуры поверхности почвы Суточный ход температуры на поверхности почвы на графике имеет вид волнообразной кривой, напоминающей синусоиду. Кривая суточного хода в отдельный день может иметь неправильную форму, поскольку она зависит от изменений облачности в течение суток, осадков, непериодических изменений температуры воздуха. Кривая, построенная по многолетним данным за календарный месяц, имеет более правильную форму, так как случайные отклонения в обе стороны в средних величинах уравновешиваются.

суточный ход температуры поверхности почвы Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Ночные минимумы температуры, наоборот, на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, уже от нее охлаждается воздух. В Московской обл. летом на поверхности обнаженной почвы наблюдаются температуры от +550 С, а в пустынях - даже до +800 С. Зимой в Московской обл. ночные температуры на поверхности могут падать ниже -500 С, летом (кроме июля) - до нуля. Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

суточный ход температуры поверхности почвы В умеренных широтах в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) 5 -100 С, в летние - 10 -200 С. В отдельные дни суточные амплитуды могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда факторов, прежде всего от облачности.

годовой ход температуры поверхности почвы Температура поверхности почвы имеет годовой ход. годовая амплитуда - разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года годовая амплитуда растет с увеличением широты В Северном полушарии годовая амплитуда: на широте 100 около 30 С, на широте 300 около 100 С, на широте 500 в среднем около 250 С.

Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы q Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит преимущественно с поверхности растительности. Поэтому растительность охлаждается больше, чем почва под растительным покровом. Днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. В результате суточная амплитуда температуры под растительным покровом меньше, а средняя суточная температура ниже, чем на открытой поверхности. q Следовательно, растительный покров в общем охлаждает почву. В Ленинградской обл. поверхность почвы под полевыми культурами в дневные часы может быть на 150 С холоднее, чем почва под паром. В среднем за сутки она холоднее обнаженной почвы на 60 С, даже на глубине 5 -10 см сохраняется разница в 3 -40 С.

Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла. Излучение идет с поверхности снежного покрова; почва под снегом остается более теплой, чем обнаженная почва. Суточная амплитуда температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается. В средней полосе Европейской территории России при снежном покрове высотой 40 -50 см температура поверхности почвы под ним на 6 -70 С выше, чем температура на поверхности снежного покрова. Зимнее промерзание почвы под снегом достигает глубин порядка 40 см, а без снега может распространяться до глубин более 100 см.

Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы. снежный покров зимой повышает температуру на поверхности почвы Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы это уменьшение составляет около 100 С в сравнении с обнаженной почвой.

Измерение температуры почвогрунтов Комплект современных почвенно-глубинных термометров АМТ-5 (слева) и устаревшего оборудование (справа). Можайск 17. 08. 2011 г.

Распространение тепла вглубь почвы К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности, предложенная в свое время Фурье, фактическое распределение температуры в почве достаточно близко соответствует этим законам Законы распространения тепла в почве носят название законов Фурье. Нарушения законов молекулярной теплопередачи вызываются неоднородностью состава и структуры почвы Распространением тепла вглубь почвы вместе с просачивающимися осадками.

Законы Фурье Первый закон Фурье: Независимо от типа почвы период колебаний температуры не изменяется с глубиной. Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают колебания температуры. Период колебаний с глубиной не изменяется, т. е. как на поверхности почвы, так и на всех глубинах интервал между двумя последовательными минимумами и максимумами температуры составляет в суточном ходе 24 ч, а в годовом 12 месяцев.

Законы Фурье Второй закон Фурье: Возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической. Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 300 С, на глубине 20 см 50 С, то на глубине 40 см она будет < 10 С. Слой почвы, температура в котором в течение суток не изменяется, называют слоем постоянной суточной температуры. В умеренных широтах этот слой начинается с глубины 70 -100 см. Слой постоянной годовой температуры находится: на глубине около 30 м в полярных широтах, около 15 -20 м в умеренных широтах, около 10 м в тропиках (где и на поверхности почвы годовые амплитуды меньше, чем в средних широтах).

Законы Фурье Третий закон Фурье гласит: Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально увеличению глубины. Максимальные и минимальные температуры на глубинах наступают позднее, чем на поверхности почвы. Это запаздывание прямо пропорционально глубине. Суточные максимумы и минимумы запаздывают на каждые 10 см глубины в среднем на 2, 5 -3, 5 ч, годовые на каждый метр глубины запаздывают на 20 -30 суток.

Ход средних месячных значений температуры воздуха и почвы м/ст Можайск на глубинах 1, 6 и 3, 2 метра с мая 2010 года по апрель 2011 года

Законы Фурье Четвертый закон Фурье гласит: Глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т. е. как Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания, в 19 раз больше глубины, на которой затухают суточные колебания.

Распространение тепла вглубь почвы С различиями в годовом ходе температуры на разных глубинах связано распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны: летом температура от поверхности почвы в глубину падает, зимой - растет; весной она сначала убывает, а потом растет; осенью сначала растет, а затем убывает. Изменения температуры в почве с глубиной в течение суток или года можно представить с помощью графика изоплет, на котором по оси абцисс откладывается время в часах или в месяцах года, а по оси ординат - глубина в почве.

Изоплеты температуры почвы в Тбилиси

Изоплеты температуры почвы для Санкт-Петербурга

Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов Тепло в воде распространяется преимущественно путем турбулентности. Поэтому и нагревание и охлаждение распространяются в водоемах на более мощный и обладающий большей теплоемкостью слой, чем в почве.

Суточные колебания температуры воды изменения температуры на поверхности воды незначительны. Амплитуда температуры порядка десятых долей градуса: около 0, 1 -0, 20 С в умеренных широтах, около 0, 50 С в тропиках. В южных морях Европы суточная амплитуда температуры больше - 1 -20 С; на поверхности больших озер в умеренных широтах еще больше - 2 -50 С. Суточные колебания температуры воды на поверхности океана имеют максимум около 15 - 16 ч и минимум через 2 -3 часа после восхода Солнца.

Годовые колебания температуры воды Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана значительно больше, чем суточная, но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. тропики - порядка 2 -30 С, 400 с. ш. - около 100 С, 400 ю. ш. - около 50 С. На внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительно большие годовые амплитуды - до 200 С и более. Как суточные, так и годовые колебания распространяются в воде (также с запаздыванием) до больших глубин, чем в почве. Суточные колебания обнаруживаются в море на глубинах до 15 -20 м и более, а годовые - до 150 -400 м.

Годовая амплитуда колебаний температуры на водной поверхности меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы Земля Франца-Иосифа

Тепловой режим приземного слоя атмосферы Особенностью приземного слоя является постоянство турбулентного потока тепла, который не изменяется с высотой и равен потоку, сформировавшемуся в непосредственной близости от земной поверхности.

Суточный ход температуры воздуха в приземном слое Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть. Суточный ход температуры воздуха представляет собой плавные кривые, похожие на синусоиды, которые достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды.

Суточный ход температуры воздуха в приземном слое Обычно рассматривается суточный ход температуры воздуха, осредненный за многолетний период. Многолетняя кривая суточного хода плавная и близка к синусоидальной. минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум - на 14 -15 ч.

Непериодические изменения температуры Регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности адвекции В результате минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум на ночь.

Непериодические изменения температуры Кривая суточного хода может принимать сложную и неправильную форму. Например, в Хельсинки в январе с вероятностью 24% суточный максимум температуры приходится на время между полуночью и часом ночи, и только в 13% случаев он приходится на промежуток времени от 12 до 14 ч. в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум температуры приходится на послеполуденные часы только в 50% всех случаев.

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от: амплитуды температуры на поверхности почвы - чем больше амплитуда на поверхности почвы, тем больше она в воздухе. облачности - в ясную погоду она значительно больше, чем в пасмурную.

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от: широты - с увеличением широты суточная амплитуда температуры воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом. На суше: широта 20 -300 средняя за год суточная амплитуда температуры около 120 С, широта 600 - около 60 С, широта 700 - только 30 С. В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не заходит много дней подряд, регулярного суточного хода температуры нет.

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от: рельефа местности - на выпуклых формах рельефа местности суточная амплитуда воздуха меньше, чем на равнинной местности, а в вогнутых формах рельефа - больше (закон Воейкова).

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от: сезона - зимой меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности. характера почвы - в степях и пустынях средняя суточная амплитуда достигает 15200 С, иногда 300 С. Над густым растительным покровом она меньше. !!! суточные амплитуды температуры воздуха над морем (1 -1, 50 С) больше, чем суточные амплитуды на поверхности моря.

Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от: близости водных бассейнов - в приморских областях суточная амплитуда меньше, чем в глубине суши.

Изменение суточной амплитуды температуры с высотой В атмосфере суточное колебание температуры должно убывать и запаздывать с высотой. Суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1, 5 -2 ч позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей равна 1 -20 С, на высоте 2 -5 км - 0, 5 -10 С, а дневной максимум смещается на вечер.

Изменение суточной амплитуды температуры с высотой Небольшие суточные колебания температуры обнаружены даже в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации воздухом, а не влиянием земной поверхности

Непериодические изменения температуры воздуха Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли.

Во внетропических широтах непериодические изменения температуры воздуха часты и значительны. Суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В тропических широтах непериодические изменения температуры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.

Междусуточная изменчивость температуры Характеристикой непериодических колебаний температуры в том или ином месте может служить междусуточная изменчивость температуры, т. е. среднее изменение средней суточной температуры воздуха от одних суток к другим. Междусуточная изменчивость температуры тем больше, чем чаще и чем сильнее адвективные изменения температуры, происходящие в данной местности. В отдельных случаях эти изменения могут достигать в средних широтах 250 С и даже 350 С, но обычно они значительно меньше - всего несколько градусов.

Междусуточная изменчивость температуры небольшая в тропиках и возрастает с широтой. В морском климате она меньше, чем в континентальном. В среднем за год: на севере Западной Сибири и на Печоре, а также во внутренних частях Северной Америки - 3, 50 С На Европейской территории России - около 2, 50 С в Западной Европе - около 20 С в Южной Европе - меньше 1, 50 С При этом зимой она всюду больше, чем летом: зимние значения на севере Западной Сибири и внутри Северной Америки достигают 5 -60 С. Это говорит о более сильной циклонической деятельности зимой и о более значительных адвективных изменениях температуры, связанных с нею.

Заморозки Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже, в то время как средние суточные температуры уже (или еще) держатся выше нуля, т. е. весной и осенью. явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины, обычно действуют совместно. Заморозки чаще происходят во время ясных и тихих ночей, чаще в низинах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры более значительное. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается.

Годовой ход температуры воздуха Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние - выше.

годовая амплитуда температуры воздуха Вычислив для какого-либо места средние месячные температуры по многолетнему ряду наблюдений, увидим, что они плавно меняются от одного месяца к другому, повышаясь от января или февраля к июлю или августу и затем понижаясь. Разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяца называют годовой амплитудой температуры воздуха. В климатологии рассматриваются годовые амплитуды температуры, вычисленные по многолетним средним месячным температурам.

Годовая амплитуда температуры воздуха растет с географической широтой. На экваторе приток солнечной радиации меняется в течение года очень мало. По направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиации между зимой и летом возрастают, а вместе с ними возрастают и годовые амплитуды температуры воздуха. Годовые амплитуды температуры над сушей значительно больше, чем над морем (также как и суточные амплитуды). С высотой годовая амплитуда температуры убывает.

Годовые амплитуды температуры над морем меньше, чем над сушей, экстремумы смещены (на рис. - у. ш. )

Типы годового хода температуры воздуха 1) экваториальный — с небольшой годовой амплитудой (над океанами нередко меньше 1° и над материками 5°), двумя максимумами после равноденствий и двумя минимумами после солнцестояний; 2) тропический — с амплитудой порядка 5° на побережьях и над океанами и 10 -15° над сушей, максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. В муссонных областях возможен вторичный максимум температуры.

Типы годового хода температуры воздуха Сингапур

Типы годового хода температуры воздуха 3) умеренного пояса — с максимумом (в северном полушарии) в июле или августе и минимумом в январе или феврале. В морском климате позже, чем в континентальном. Над морем - в августе и иногда даже в сентябре. Годовые амплитуды даже в морском климате умеренного пояса 10 -150 С, в континентальном - 25 -400 С, а в Азии могут превышать 600 С. Этот тип делится на подтипы: субтропический, собственно умеренный и субполярный; 4) полярный — минимум в годовом ходе перемещается в Северном полушарии на февраль-март, в Южном - на август - сентябрь, ко времени появления солнца. Амплитуда на суше (Гренландия, Антарктида) 30 -400 С. В морском климате полярных широт - на островах и на окраинах материков - она меньше, но все же порядка 200 С и более.

Некоторые типы годового хода температуры воздуха 1 — экваториальный (Джакарта), 2 — тропический в области муссонов (Калькутта), 3 — морской в умеренном поясе (Силли, Шотландия), 4 — континентальный в умеренном поясе (Чикаго).

Изменчивость среднемесячных температур воздуха Температура конкретного месяца может отличаться от климатической нормы. Например за 170 лет в Москве температура воздуха в январе в отдельные годы составляла от -21 °С до -2°С Аномалией средней месячной температуры данного месяца называется отклонение средней месячной температуры от климатической нормы Изменчивость среднемесячных температур воздуха – средняя многолетняя величина из абсолютных значений аномалий средних месячных температур В среднем в умеренных широтах составляет зимой +/- 3°С, летом +/-1, 5 °С

Отклонения годового хода температуры воздуха от климатической нормы Пермь, 2008 г.

Континентальность климата Большая годовая амплитуда температуры в континентальном климате по сравнению с морским климатом создается: В умеренных и высоких широтах - не столько повышением летних температур, сколько понижением зимних температур. В тропических широтах - не столько более холодной зимой, сколько более жарким летом. Между морским и континентальным климатом существуют различия и в суточных амплитудах температуры, и в режиме влажности и осадков, и в других особенностях. Но величина годовой амплитуды температуры все же наиболее ясно отражает континентальность климата. Так как годовая амплитуда температуры зависит от географической широты, то для характеристики континентальности климата нужно исключить влияние широты на годовую амплитуду температуры.

Индексы (показатели) континентальности климата Показатель Л. Горчинского: КГр = 1, 7 Алок /sin φ – 20, 4 где Алок – годовая амплитуда температуры в данном районе, φ – широта места. В некотором среднем океаническом климате КГр = 0, в Верхоянске - КГр = 100.

Индексы (показатели) континентальности климата Индекс континентальности Хромова: КХр= [(Алок– Аок )/ Алок]*100% = [(Алок– 5, 4 sin φ )/ Алок ]*100% где Аок – некая чисто океаническая годовая амплитуда температуры, Аок = 5, 4 sin φ. Индекс континентальности Хромова КХр показывает, какая доля годовой амплитуды температуры воздуха в данном месте создается за счет наличия суши на земном шаре. Во внутренних частях всех океанов Южного полушария индекс КХр меньше 10%. Над северном Атлантическим океаном он выше 25%, над крайним западом Европы - между 50 и 75%, над Центральной и Северо-Восточной Азией - выше 90%. на небольших площадях внутри Австралии и северных частей Африки и Южной Америки выше 90%.

Географическое распределение температуры воздуха Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера неподвижна, то температура определялась бы количеством поступающей солнечной радиации, т. е. зависела бы от широты места, максимум был бы на экваторе и постепенно значения температуры уменьшались бы к полюсам. Однако поверхность земли неоднородна, существуют суша и море, снежный и ледяной покров, горные хребты, теплые и холодные морские течения. Поэтому изотермы на картах не совпадают с широтными кругами, как и изолинии радиационного баланса.

Распределение средней годовой температуры воздуха зависит от: широты местности. Температура, в общем, убывает от экватора к полюсам в соответствии с распределением радиационного баланса земной поверхности расчленения земной поверхности на сушу и море наличия снежного или ледяного покрова, наличия горных хребтов, теплых и холодных океанических течений особенностей общей циркуляции атмосферы.

Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (°С)

Особенности географического распределения температуры воздуха в тропиках материки теплее океанов, а во внетропических широтах материки холоднее океанов В среднем северное полушарие более теплое, чем южное. Средняя годовая температура северного полушария равна +15, 2 °С, а южного +13, 2 °С В южном полушарии изотермы идут более плавно и почти в широтном направлении. В северном же полушарии на температурный режим атмосферы оказывает, сильное влияние распределение материков и океанов с их мощными течениями (Гольфстрим, Куросио и др. ). Поэтому изотермы сильнее искривляются.

Средние многолетние значения температур января

Средние многолетние значения температур июля

Особенности географического распределения температуры воздуха географический экватор, ни зимой, ни летом не является самым теплым местом на земле. Самые низкие температуры также отмечаются не на географических полюсах. Зимой над северо-востоком Азии, между Леной и Индигиркой находится временный зимний якутский полюс холода Существует так называемый термический экватор (линия максимальных годовых температур), который всегда расположен в северном полушарии – летом смещается к северу до 20° с. ш. , зимой к югу до 5 -10° ю. ш. средние температуры января достигают -48. . . -500 С, абсолютный минимум даже до -700 С. Постоянным полюсом холода в Сев. полушарии является Гренландия Постоянным полюсом холода всего земного шара является Антарктида, где средние температуры января на станции Восток достигают -700 С.

Карты изаномал Для более наглядного представления о распределении температуры на земном шаре вычисляют средние температуры для каждой широты. Затем определяют величину отклонения температуры каждого пункта от средней температуры для данной параллели, которая называется температурной аномалией. Температурные аномалии наносят на географическую карту и получают карту изаномал

В январе аномально холодные северо-восток Сибири (отклонения от среднеширотной температуры достигают -24 °С) и Северная Америка (-20 °С). Аномально теплые – Атлантический океан и Европа (около +20°С) Нулевая изаномала проходит через Европейскую территорию России.

В июле наибольшие аномалии тепла наблюдаются в Северной Африке и Югозападной Азии (около +8°С), вся территория России (около +4°С). Охлаждающее влияние оз. Байкал и болот Западной Сибири. Океаны северного полушария аномально холодны, наблюдается охлаждающее влияние Калифорнийского течения (около -8°С).

Распределение температуры с высотой В атмосфере наблюдаются как падение, так и рост температуры по вертикали. В нижней части атмосферы - в тропосфере возможно и то и другое. Однако падение температуры с высотой в тропосфере преобладает, и в среднем вертикальный градиент температуры в тропосфере 0, 650 С/100 м.

распределение температуры в атмосфере с высотой зависит от: температуры лучистого равновесия, т. е. температуры, при которой радиационный приток тепла в воздух и отдача тепла излучением из воздуха равны. температура лучистого равновесия должна убывать с высотой. Подсчитано, что в нижнем километре атмосферы ее градиент был бы в среднем равен 20 С/100 м, на высоте 2 -3 км - 10 С/100 м, а в верхней части тропосферы уменьшался бы до нескольких десятых долей градуса на 100 м.

распределение температуры в атмосфере с высотой зависит от: перемешивания по вертикали в результате атмосферной турбулентности. В результате подъема одних элементов турбулентности вверх и опускания других вниз устанавливается такое распределение температуры, при котором вертикальные градиенты в атмосферном столбе заключаются между величинами сухоадиабатического и влажноадиабатического градиентов температуры, т. е. между 10 С/100 м и несколькими десятыми долями градуса. Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным равновесием. Тропосфера в среднем очень близка к конвективному равновесию.

Инверсии температуры Падение температуры с высотой можно считать нормальным явлением, а инверсии температуры - отклонениями от нормального состояния для тропосферы. Но инверсии температуры в тропосфере - почти повседневное явление, они захватывают незначительные по сравнению со всей толщей тропосферы воздушные слои.

Инверсии температуры Инверсию температуры можно охарактеризовать высотой нижней границы, т. е. высотой, с которой начинается повышение температуры, толщиной слоя, в котором наблюдается повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя - скачком температуры. В качестве переходного случая между падением температуры с высотой и инверсией можно выделить явление изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется. По высоте все тропосферные инверсии делят на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.

Приземные инверсии Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). У подстилающей поверхности температура самая низкая, с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко и не так значительны. Приземные инверсии температуры над поверхностью суши или над ледяным покровом океана возникающие вследствие ночного радиационного охлаждения подстилающей поверхности называют радиационными. С приземными инверсиями связаны также так называемые поземные туманы. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная или весенняя инверсия. Над полярными льдами приземные инверсии часты и летом.

Инверсии в свободной атмосфере Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью. Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере, однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км. Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной - от немногих десятков до многих сотен метров. Скачок температуры может колебаться от 10 С и меньше до 10 -150 С и больше.

Инверсии в свободной атмосфере Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями оседания. Приподнятые инверсии, т. е. инверсионные слои в свободной атмосфере, возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания. Инверсии оседания образуются в устойчивых воздушных массах антициклонов, где воздух обладает нисходящими составляющими движения Возникают в антициклонах как над сушей, так и над морем, наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов. во внетропических широтах часты и сильны они зимой, когда антициклоны особенно интенсивны и устойчивы в антициклонах субтропических наблюдаются круглый год. В том числе и в тех их частях, которые обращены к экватору, в зоне пассатов. пассатные инверсии, наиболее часты в пределах нижних 2 км, но наблюдаются и в более высоких слоях тропосферы.

Тепловой баланс системы земля атмосфера Земля в целом, атмосфера в отдельности и земная поверхность находится в состоянии теплового равновесия, если рассматривать условия за длительный период (год или, лучше, ряд лет). Средние температуры их от года к году меняются мало, а от одного многолетнего периода к другому остаются почти неизменными. Следовательно приток и отдача тепла за достаточно длительный период равны или почти равны.

Из-за особенностей взаимного положения Солнца и Земли равные по площади экваториальные и полярные регионы получают совершенно разное количество солнечной энергии. для сохранения теплового баланса Земли избыток тепла должен перемещаться из тропиков к полюсам. Это перемещение является главной движущей силой циркуляции атмосферы.

Воздух в тропиках прогревается, поднимаясь и расширяясь, и перетекает к полюсам на высоте около 19 км. Вблизи полюсов он охлаждается, становится более плотным и опускается к земной поверхности, откуда растекается по направлению к экватору Воздух, поднимающийся вблизи экватора и направляющийся к полюсам, отклоняется под воздействием силы Кориолиса.

Принципиальная схема циркуляции атмосферы

В результате общей циркуляции атмосферы устанавливается более равномерное распределение тепла по земному шару Если бы температура воздуха распределялась только в соответствии с лучистым равновесием, т. е. если бы под каждой широтой существовало равновесие между притоком и отдачей радиации, то на полюсе средняя годовая температура была бы -440 С, на экваторе +390 С. В действительности на полюсе средняя температура -220 С, на экваторе +260 С