Реферат: Особенности годового хода приземной температуры воздуха в разных частях Земли по данным ОА Гидрометцентра РФ

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Пермский государственный университет

Географический факультет

Кафедра метеорологии
и охраны атмосферы

ОСОБЕННОСТИ ГОДОВОГО ХОДА ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫВОЗДУХА В РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ ПО ДАННЫМ ОБЪЕКТИВНОГО АНАЛИЗА ГИДРОМЕТЦЕНТРА РФ

Курсоваяработа
 студента 2 курса
А.А. Зырянова

Научныйруководитель
профессор Н.А. Калинин

Пермь 2005

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ..............................................................................................................3

1.<span Times New Roman"">          

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ...........................................................   4

<span Times New Roman"">           

Процессы нагревания и охлаждения воздуха.Факторы, влияющие
на нагревание и охлаждение воздуха....................................................................   4

<span Times New Roman"">           

Годовой ход температурывоздуха...............................................................      10

2.    РАСПРЕДЕЛЕНИЕПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В
РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ.................................................................................    14

2.1.Географическоераспределение температуры приземного слояатмосферы..............................................................................................................................14

2.2.<span Times New Roman"">  

Непериодические изменения температуры воздуха.Континентальность климата.....................................................................................................................18

3.<span Times New Roman"">      

АНАЛИЗ ГОДОВОГО ХОДА ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ
ВОЗДУХА В СЕВЕРНОМ ПОЛУШАРИИ (1997 ГОД)...................................      24

ЗАКЛЮЧЕНИЕ......................................................................................................   31

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙСПИСОК..................................................................    32

ПРИЛОЖЕНИЕ......................................................................................................   33    

<span Times New Roman",«serif»;mso-fareast-font-family:«Times New Roman»; color:black;mso-ansi-language:RU;mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language: AR-SA">

ВВЕДЕНИЕ

Изучению особенностей годового хода приземнойтемпературы воздуха в настоящее время уделяется очень большое внимание ввидуего важности и актуальности. Прежде всего, это связано с глобальнымиизменениями климата (в частности с глобальным потеплением), происходящими в последнеестолетие. Колебания температуры воздуха в течение года оказывают огромноевлияние на деятельность человека (сельское хозяйство, промышленность). Ихоценка и прогнозирование необходимы для развития экономики, предотвращениякаких-либо негативных последствий.

Цель данной работы заключается в том, чтобыохарактеризовать общий ход температуры воздуха в приземном слое в течение года,выявить причины её колебаний в зависимости от различных факторов, объяснитьвозможные отклонения от средних многолетних данных, а также познакомитьпотребителя с некоторыми последними исследованиями ряда ученых.

Данная работа дает понять, насколько сильно на сегодняшнийдень развились представления об изменчивости температурного режима на планете втечение года в целом и об его закономерностях и особенностях в частности.

Основными исходными материалами при разработке данного вопроса явилисьтруды таких авторов как Хромов С.П., Матвеев Л.Т., БудыкоМ.И., представителей Казанской школы. Кроме того,  для исследовательской части были использованыданные объективного анализа некоторых метеовеличин в базе данных ГидрометцентраРФ.

1. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ

1.1. Процессы нагревания и охлаждения воздуха.
Факторы, влияющие на нагревание и охлаждение воздуха

Тепловым режимом атмосферы называют характер распределе­ния и изменения температурыв атмосфере. Тепловой режим атмо­сферыопределяется главным образом ее теплообменом с окружающей средой, т.е. с деятельной поверхностью и космическимпро­странством.

Заисключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнеч­нуюэнергию сравнительно слабо. В частности, непосредственно солнечными лучами тропосфера нагревается незначительно.Основ­ным источником нагреваниянижних слоев атмосферы является тепло,получаемое ими от деятельной поверхности. В дневные часы, когда приход радиации преобладает над излучением,деятельная поверхность нагревается;становится теплее воздуха, и тепло пере­дается от нее воздуху. Ночью деятельнаяповерхность теряет тепло путемизлучения и становится холоднее воздуха. В этом случае воздух отдает тепло почве, в результате чего самон охлаждается. Перенос тепла междудеятельной поверхностью и атмосферой, атакже в самой атмосфере может осуществляться с помощью сле­дующихпроцессов.

1.<span Times New Roman""> 

Молекулярная теплопроводность. Воздух,соприкасающийся деятельной поверхностью, обменивается с ней теплом посредствоммолекулярной теплопроводности. Однако вследствие того, что коэф­фициент   молекулярной теплопроводности неподвижноговоздуха сравнительно мал, этот вид теплообмена тоже весьма мал по сравнению сдругими видами.

2.<span Times New Roman""> 

Турбулентноеперемешивание. Атмосферный воздухнаходится в постоянном движении.Движение отдельных его небольших пор­ций, объемов, вихрей имеет неупорядоченный,хаотический харак­тер. Такое движение называетсятурбулентным перемешиванием или, короче,турбулентностью. Турбулентность оказывает большое влияние на многие атмосферные процессы, в том числе на теплообмен.В результате турбулентного перемешивания атмосферы возникает интенсивный перенос тепла из более теплых ее слоевв менее теплые. Теплообмен между земнойповерхностью и атмосферой посредством турбулентного перемешивания происходит значительно интенсивнее, чем теплообмен за счетмолекулярной теплопроводности воздуха.Так, летом в полуденное время над сушейтурбулентный поток тепла при одинаковом градиенте тем­пературыпримерно в 10000 раз больше молекулярного. В от­дельных же случаях он может отличаться от молекулярного еще больше.

3.<span Times New Roman""> 

Тепловая конвекция. Тепловой конвекцией называется упоря­доченный перенос отдельных объемов воздуха в вертикальномна­правлении, возникающий в результате сильногонагрева нижнего слоя атмосферы. Теплые порциивоздуха как более легкие подни­маются,   а  ихместо занимают холодные, которые затем тоже нагреваютсяи поднимаются. Тепловая конвекция первоначально возникает как движение отдельных небольших струй объемов, вих­рей, которые постепенно сливаются, образуя мощный восходящийпоток, сопровождаемый компенсирующими егонисходящими дви­жениями в соседних районах.Вместе с перемешивающимися пор­циями воздуха происходит перенос тепла от болеенагретых слоев атмосферы к менее нагретым.

Над сушей тепловаяконвекция возникает в результате неравно­мерногонагревания разных участков деятельной поверхности почвы. Над морем она тоже возникает в случае, когда воднаяпо­верхность теплее прилежащих слоев атмосферы. На водоемах такое положение часто имеет место в холодное время года и в ночныечасы. Конвективный перенос тепла приблагоприятных условиях может охватывать по вертикали всю толщу тропосферы.

4.<span Times New Roman"">

Радиационнаятеплопроводность. Некоторую роль впередаче тепла от почвы к атмосфереиграет излучение деятельной поверх­ностьюдлинноволновой радиации, поглощаемой нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последова­тельно передают тепло вышележащим слоям. В периодохлаждения поверхности радиационныйпоток тепла направлен от вышележа­щихслоев атмосферы вниз. Над сушей этот поток проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность резко ос­лаблена,а тепловая конвекция отсутствует.

5.<span Times New Roman"">

Испарение  влаги с деятельной поверхности и последующая конденсация (сублимация)водяного пара в атмосфере. При кон­денсации (сублимации) выделяется теплота, которая идет нана­гревание окружающего воздуха.

Изпяти перечисленных процессов обмена теплом между дея­тельной поверхностью и атмосферой превалирующая рольпринад­лежит турбулентномуперемешиванию и тепловой конвекции. Изменениятемпературы, происходящие в результате описанных процессов в некотором объемевоздуха, принято называть индиви­дуальными. Они характеризуют изменениетеплового состояния определенного количества воздуха. Однако температура вопреде­ленном месте может изменятьсятакже в результате перемещения воздуха в горизонтальномнаправлении, т. е. при адвекции. При адвекции тепла в данное место поступает воздух, имеющийболее высокую температуру, чемвоздух, находившийся здесь раньше, а при адвекции холода — воздух, имеющий более низкую темпе­ратуру.Адвекция тепла (или холода) является важным фактором местного изменения температуры не только втропосфере, но и в стратосфере [1].

Характердеятельной поверхности оказывает большое влияние на процессы нагревания и охлаждения прилегающего к ней слоя атмосферы.Тепловые воздействия суши и водной поверхности на атмосферу неодинаковы: деятельная поверхность суши отдает воздуху значительно большую часть получаемого еюлучистого тепла (35-50%), чем поверхность водоемов, которая большую часть получаемого тепла отдает более глубокимслоям. Много тепла на водоемахзатрачивается также на испарение воды, и лишь незначительная его часть расходуется на нагревание воздуха. По­этому в периоды нагревания суши воздух на нейоказывается теплее, чем над воднойповерхностью. Когда же деятельная поверх­ность охлаждается путем излучения, то суша, не накопившая доста­точно запаса тепла, сравнительно быстро охлаждаетсяи охлаж­дает прилегающие слоивоздуха.

Моря, океаны и большие озерав теплое время года накапли­вают в своей толще значительноеколичество тепла. В зимнее время ониотдают его воздуху. Поэтому воздух над водными поверх­ностями зимой теплее, чем над сушей.

Поверхностиматериков в свою очередь являются неоднород­ными. Леса, болота, степи,поля отдают воздуху неодинаковые ко­личестватепла. Кроме того, почвы различных видов (чернозем, песок, торф) также оказывают неодинаковоетермическое влияние на воздух [7].

Растительный покров оказывает существенное влияние на тем­пературу воздуха. Поверхность густого растительного покрова по­глощает почти всю приходящую к ней радиацию и практическиявляется деятельной поверхностью.Прилегающий к ней воздух днем прогревается, апо направлению вверх и вниз от этой по­верхноститемпература убывает. Ночью над поверхностью расти­тельного покрова в результате ее излучения воздухоказывается наиболее холодным. В редком растительном покровеохлажденный воздух несколько опускается доуровня с более густой листвой. В этомслучае деятельной поверхностью является не внешняя поверхность растительности, а несколько болеенизкий уровень. Днем воздух надрастительным покровом нагревается, а ночью охлаждается меньше, чем надоголенной почвой. Это объясняется большойтеплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистойэнергии, поступающей на растительный покров, расходуетсяв нем на различные физические и биологические про­цессы главным образом на испарение.

Влесу максимальные и минимальные температуры воздуха наблюдаются над кронами деревьев или, если листва редкая,не­сколько ниже крон. Поэтому наибольшие амплитудытакже отме­чаются над кронами, а выше иниже они уменьшаются. Из много­численных наблюденийза температурой воздуха в лесу, под кро­нами деревьев и в открытомполе установлено, что в среднем тем­пературав лесу ниже, чем в поле. Повышая ночные минимумы и понижая дневные максимумы, лес сглаживает суточныеколебания температуры. Амплитудысуточного хода температуры воздуха в лесу примерно на 2°С меньше, чем вполе.

Тепловой режим города. Города оказывают значительное влия­ниена температуру воздуха. В летнее время жилые здания, раз­личные городскиесооружения, дорожные покрытия и др., нагре­ваясь,отдают свое тепло воздуху. Поэтому температура воздуха в городе оказывается выше, чем в его окрестностях.Особенно велико это различие в вечерниечасы, когда здания и сооружения, сильнонагревшиеся днем, постепенно отдают свое тепло воздуху. Кроме того, в городе почти отсутствуют участки открытойпочвы и сравнительно малы площадирастительного покрова, поэтому здесь меньше затратытепла на испарение. Это также способствует повышению температуры воздуха вгороде[5].

Зимой в городах вследствиепониженной прозрачности воздуха меньшеэффективное излучение. Поэтому температура воздуха в городе зимой тоже несколько выше, чем в окрестностях.Наблю­дениями установлено [11], что среднегодовые температуры воздуха в го­родахна 0,5-1,0 °С выше, чем в окрестностях. Чем крупнее города, тем больше эта разность.

Определено [4], что под влиянием антропогенныхвыбросов водяного пара и загрязнения атмосферыдругими газообразными и твердыми примесями, изменения теплофизических иоптических (радиационных) свойств земной поверхности про­изошли существенныеизменения в мезоклиматическом режиме крупных городов и промышленных центров.

По данным ежедневных (за 8 сроков)метеорологических наблюдений в городе (Санкт — Петербург, Кемерово, Уфа, Н.Новгород, Архангельск, Екатеринбург и др.) ив нескольких пунктах, удаленных от него на несколько десят­ков километров,определены и проанализированы разности температур возду­ха, давлений водяного пара и относительнойвлажности, в формировании ко­торых(разностей) основную роль играют мезомасштабные процессы и не сказывается влияние процессов синоптического и болеекрупного масштабов. Оп­ределены нетолько средние значения и квадратические отклонения, но и по­строены для различных сезонов года и времени сутокфункции распределения разностей этих метеовеличин, которые использованы дляоценки вероятности превышения температуры,давления водяного пара и относительной влажно­сти в городе по сравнению с его окрестностями (сельской местностью).

С целью выявления ролиразличных факторов в формировании поля температуры(«острова тепла») выполнен расчет коэффициентов корреляции междуразностью температур (город — окрестности) и концентрацией различ­ных загрязняющих (парниковых) веществ в городе, атакже между разностью температур иразностью давлений водяного пара.

Рассчитанытакже коэффициенты корреляции между изменениями во времени температуры воздухав городе и приращениями давления водяного параза те же интервалы времени.

Анализдля различных сезонов года и времени суток корреляционных связей, равно как ифункций распределения температуры и влажности воздуха позволили заключить: вовсе сезоны года определяющую роль в повышении (по сравнению с окрестностями)температуры в городе (формирования «острова тепла») играет поглощение инфракраснойрадиации антропогенным водяным паром, влияние других парниковых газов и аэрозоляпримерно на порядок меньше; в дневные часы летом и частично весной сильноуменьшенная (вплоть до знака) разность температур между городом и окрестностямитакже формируется в основном под влиянием поглощения радиации водяным паром,однако в изменении давления водяного пара существенную роль играет различие вскоростях испарения (последняя в дневные часы летом в окрестностях больше, чемв городе).

1.2. Годовой ход температуры воздуха

Все воздушные массы зимойхолоднее, а летом теплее, поэтому температуравоздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже,в летние — выше. Вычислив для какого-либо места средние месячные температуры по многолетнему ряду наблюдений, увидим, что они плавно меняются от одного месяца кдругому, повышаясь от января или февраля к июлю или августу и затемпонижаясь.

Годовой ход температуры воздуха определяется, прежде всего, годовымходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных темпе­ратур самого теплого и самого холодного месяцев.

В северном полушарии наконтинентах максимальная средне­месячнаятемпература воздуха наблюдается в июле, минималь­ная — в январе.На океанах и побережьях материков экстремаль­ные температуры наступаютнесколько позднее: максимум — в августе, минимум — в феврале-марте. На сушеамплитуды го­дового хода температуры воздухазначительно больше, чем над водной поверхностью. Даже над сравнительно небольшими материковымимассивами Южного полушария они превышают 15°С, а под широтой 60° наматерике Азии (в Якутии) они достигают 60°С [3].

Нетолько моря, но и большие озера уменьшаютгодовую амплитуду температуры воздуха и смягчают климат. Посредине озераБайкал годовая амплитуда температуры воздуха 30-31°С, на его берегах около 36°С, а под той же широтой нар. Енисей 42°С. Аналогичное влияниена температуру воздуха наблюдается на озерахИссык-Куль, Ладожском, Севан и других [9].

Годовая амплитуда температу­ры воздуха растет, сгеографической широтой. На экваторе при­ток солнечной радиации меняется в течение года очень мало.По направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиа­циимежду зимой и летом возрастают, а вместе с ними возрастают и годовые амплитуды температуры воздуха. Над океаномвдали от берегов широтное изменениегодовой амплитуды невелико. Если бы Землябыла сплошь покрыта океаном, свободным ото льда, то годовая амплитудатемпературы воздуха менялась бы от нуля на экваторе до 5 — 6° С на полюсе. Вдействительности над южной частью Тихогоокеана вдали от материков годовая амплитуда между 20 и 60° ю. ш.увеличивается приблизительно с 3 до 5° С. Над более узкой северной частьюТихого океана, где больше влияние соседних материков, амплитуда между 20 и 60°с. ш. растет уже с 3 до 15° С.

Большое влияние оказывают нагодовой ход температуры воздуха погодныеусловия: туман, дождь и глав­ным образомоблачность. Отсутствие облачности зимой приводит к понижению средней температуры самого холодного месяца, а ле­том- к повышению средней температуры самого теплого месяца.

Малыеамплитуды наблюдаются и во многихобластях над сушей и даже вдали отбереговой линии, если в эти области частоприходятвоздушные массы с моря (Западная Европа).Повы­шенные амплитуды наблюдаются и надокеаном, если в эти районы часто попадают воздушные массы сматерика, например в западных частяхокеанов Северного полушария. Следовательно, величинагодовой амплитуды температуры зависит не просто от характера подстилающейповерхности или от близости данного места кбереговой линии, а от повторяемости в данномместе воздушных масс морского и континентального происхождения, т. е. от условий общей циркуляции атмосферы [2].

С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического поясатемпература убывает в среднем на 2°С на каждый километр высоты, в свободной атмосфере больше. На рис. 1 видно, чтонад океаном к югу от Японии годовая амплитуда даже в пределах нижних <st1:metricconverter ProductID=«100 м» w:st=«on»>100 м</st1:metricconverter>. убывает вдвое. Во внетропических широтах значительный годовой ходтемперату­ры остается даже в верхней тропосфереи стратосфере. Он определяется сезонным изменениемусловий поглощения и отдачи радиации не только земной поверхностью, но и воздухом [10].

<img src="/cache/referats/19305/image002.jpg" hspace=«3» v:shapes="_x0000_i1025">

Рис. 1 Годовой ход температуры воздуха над океаном к югу Японии непосредственнонад водой (1) и на высоте <st1:metricconverter ProductID=«100 м» w:st=«on»>100 м</st1:metricconverter>. (2)

Годовойход температуры воздуха в разных географических зо­нах разнообразен. Повеличине амплитуды и по времени наступле­нияэкстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.

1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблю­даются двамаксимума температуры — после весеннего и осеннего равноденствия, когда солнце над экватором в полдень находится взените, и два минимума — после зимнего и летнего солнцестоя­ния, когда солнце находится на наименьшей высоте.Амплитуды годового хода здесь малы,что объясняется малым изменением притока тепла в течение года. Над океанамиамплитуды состав­ляют около 1 °С, а над континентами 5-10 °С.

2.<span Times New Roman""> 

Тропический тип. В тропических широтах наблюдается про­стой годовой ход температуры воздуха с максимумом послелет­него и минимумом после зимнего солнцестояния.Амплитуды годо­вого хода по мере удаленияот экватора увеличиваются зимой. Средняя амплитудагодового хода над материками составляет 10 — 20° С, над океанами 5 — 10° С.

3.<span Times New Roman""> 

Тип умеренногопояса. В умеренных широтах также отмечаетсягодовой ход температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материкамисеверного полушария максимальнаясреднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями- в августе. Годо­вые амплитуды увеличиваютсяс широтой. Над океанами и побе­режьями они в среднем составляют 10-15° С,а на широте 60° достигают 60° С.

4.<span Times New Roman""> 

Полярный тип. Полярные районы характеризуются продол­жительной холодной зимой и сравнительно короткимпрохладным летом. Годовые амплитуды над океаном и побережьями полярных морейсоставляют 25-40° С, а на суше превышают 65° С. Макси­мум температурынаблюдается в августе, минимум — в январе.

Рассмотренныетипы годового хода температуры воздуха выяв­ляются из многолетних данных ипредставляют собой правильные периодические колебания.В отдельные годы под влиянием втор­жений теплых и холодных масс возникаютотклонения от приве­денных типов [1].

2. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В
РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ

 2.1.Географическое распределение температуры приземногослоя атмосферы

Распределение температуры наобширных территориях или на всем земном шареможно представить с помощью карт изотерм.Изотермаминазывают линии, соединяющие на картеточки с оди­наковой температурой воздухав данный момент или в среднем за тот или иной промежуток времени.

Длясравнимости наблюдений, выполненных в различных пунк­тах, измеренную температуру приводят к уровню моря.Необходи­мость в этом вызвана тем, чтотемпература воздуха в среднем убы­вает с высотой. Поэтомунад возвышенностями она в среднем ниже, чем врасположенных рядом долинах. Приведение температуры к уровню моряпроизводится исходя из того, что в тропосфере она понижается в среднем на 0,6° С/100 м.

Изотермына картах в зависимости от цели их построения про­водятчерез 1, 2, 4, 5° С, а иногда и через 10° С. Для выявления ха­рактера в различное время года удобно пользоватьсяизотермами среднемесячной температурыдвух месяцев года: самого холодного (января)и самого теплого (июля) [6].

Изотермы января (рис. 2) не совпадают с широтнымикругами. Они имеют различные изгибы, наиболееярко выраженные в север­номполушарии, особенно в районах перехода с моря на сушу и на­оборот. Объясняется это различием температурвоздуха над водое­мами и континентами.В южном полушарии, где преобладает вод­ная поверхность изотермы,проходят более плавно и имеют почти широтноенаправление. В северном полушарии изотермы располо­жены гуще, чем в южном. Особенно это проявляетсянад мате­риками, где контрастытемператур между отдельными районами больше, чем над океанами.

<img src="/cache/referats/19305/image004.jpg" v:shapes="_x0000_s1032">

Рис. 2. Изотермы января (°С)

Надсеверной частью Атлантического океана направление январских изотерм приближается к меридиональному.Объясняется это тем, что здесь на температуру воздуха влияет теплое течение Гольфстрим, омывающее западные берега Европы. Почти вмери­диональном направлении зимой проходят изотермы и на севере европейской части России. Температура здесь понижается помере удаления от океана, т. е. с запада на восток, примерно до135° в. д. На севере Якутии, в районеВерхоянска и Оймякона, располагается так называемый полюс холода,окаймленный изотермой -50° С. В отдельныедни температура здесь опускается еще ниже: в Верхо­янске она достигала-68° С, а в Оймяконе отмечен абсолютный ми­нимум температуры воздуха в северномполушарии, равный -71° С. Полюс холода врайоне Оймякона обусловлен физико-географи­ческими факторами: Оймякон расположен в котловине, куда сте­кает холодный  воздух с севера. Здесьон застаивается, так как перемешивание  его зимой при отсутствии значительного нагрева ослаблено.

Вторым полюсом холода всеверном полушарии является Грен­ландия,где приведенная к уровню моря среднемесячная темпера­турасамого холодного месяца составляет -55° С. Минимальная температура здесь равнапримерно 70°С. Возникновение грен­ландскогополюса холода связано с большим альбедо ледникового плато. Небольшие очагихолода на картах январских изотерм на­блюдаютсятакже над Скандинавией и Малой Азией. В южном по­лушарии в январе лето. Поэтому над Южной Америкой, Африкой и Австралией в это время расположены очаги тепла.

Июльские изотермы (рис. 3) в северном полушариирасполо­жены значительно реже, чемянварские, так как контрасты темпе­ратурмежду полюсом и экватором летом значительно меньше, чем зимой. Летом температура воздуха над материкамивыше, чем над океанами. Поэтому всеверном полушарии над материками изо­термыизгибаются к северу. Над Северной Америкой, Африкой и Азией хорошо выраженызамкнутые области тепла. Особенно сле­дуетобратить внимание на область в Сахаре, где средняя темпе­ратура июля

<img src="/cache/referats/19305/image006.jpg" align=«left» v:shapes="_x0000_s1036">

Рис. 3. Изотермы июля (°С)

составляет40 °С, а в отдельные дни она превышает 50 °С. Абсолютный максимум температуры вСеверной Африке со­ставляет 58°С (южнее Триполи). Такая же температура была от­мечена в Калифорнии, в Долине Смерти, где повышениютемпера­туры воздуха способствуетрельеф местности (высокие горы и глубокиедолины).

Самыевысокие среднегодовые температуры наблюдаются при­мерновдоль 10° с. ш. Линия, соединяющая точки с максималь­ными среднегодовыми температурами, называется термическим эк­ватором.Летом термический экватор смещается к 20° с. ш., а зи­мой приближается к5-10° с. ш., т. е. всегда остается в северном полушарии.Объясняется это тем, что в северном полушарии больше материков, которые нагреваются сильнее, чем океаны юж­ного полушария.

Вюжном полушарии в июле зима. Изотермы здесь проходят почти в зональном направлении, т. е. совпадают понаправлению с параллелями. В высокихюжных широтах температура резко по­нижаетсяпо направлению к Антарктиде. На ледяном плато Антарк­тиды наблюдаются самые низкие температуры воздуха. На по­бережье Антарктиды средняя температура июля изменяется от-15 до -35° С, а в центре Восточной Антарктиды она достигает-70° С. В отдельные дни температура здесь опускается ниже -80° С. Например, наст. Восток, расположенной на 78° ю. ш., за­регистрированасамая низкая на земном шаре температура воздуха у земной поверхности,равная -88,3° С. Таким образом, район, вкотором расположена ст. Восток, является полюсом холода не только для южного полушария, но и для всегоземного шара. Такое сильное охлаждениевоздуха здесь объясняется тем, что ст. Восток расположена на плато, навысоте <st1:metricconverter ProductID=«3420 м» w:st=«on»>3420 м</st1:metricconverter>.над уровнем моря, где при слабом ветре в условияхполярной ночи происходит сильноевыхолаживание воздуха [2].

2.2. Непериодическиеизменения температуры воздуха.
Континентальность климата

Вовнетропических широтах непериодические изменения темпе­ратуры воздуха настолько часты и значительны, чтосуточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. Востальное время он затушевываетсянепериодическими изменениями, которыемогут быть очень интенсивными. Например, похолодания зимой, когда температура в любое время суток может упасть(в континентальных условиях) на 10-20° С в течение одногочаса.

Втропических широтах непериодические изменения температу­ры менее значительны и не так сильно нарушают суточныйход температуры.

Непериодическиеизменения температуры связаны главным образомс адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волна­ми холода) происходят в умеренныхширотах в связи с вторжени­ями холодных воздушныхмасс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильныезимние похолодания бывают также при проникновении холодныхвоздушных масс с востока, а в Западной Европе — с европейской территорииРоссии. Холодные воздушные массы иногдапроникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки иПередней Азии. Но чаще они задерживаютсяперед горными хребтами Европы, расположенны­ми в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморскогобассейна и Закавказья значительноотличаются от условий близких, но болеесеверных районов.

ВАзии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов,ограничивающих с юга и востока территорию среднеази­атских республик, поэтому зимы на Туранской низменности достаточнохолодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшегопроникновения хо­лодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительныеадвективные похолодания наблюдаются, однако,и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8 — 9° С, а в марте <st1:metricconverter ProductID=«1911 г» w:st=«on»>1911 г</st1:metricconverter>. температура упала на 20° С. Холодные массы при этом обтекаютгорные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает на юго-востокАзии, не встречая по путизначительных преград.

ВСеверной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтномнаправлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться до Флориды и Мексиканского залива.

Надокеанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникатьв тропики. Конечно, холодный воздух посте­пеннопрогревается над теплой водой, но все же он может вызывать заметные понижения температуры.

Вторжения морскоговоздуха из средних широт Атлантическо­гоокеана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чем дальшев глубь Евразии, тем меньше становится повторяемостьатлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их первоначальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можнопроследить вплоть до Среднесибирскогоплоскогорья и Средней Азии.

Тропический воздух вторгаетсяв Европу и зимой, и летом из Северной Африки и изнизких широт Атлантики. Летом воздуш­ныемассы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и поэтому также называемые тропическим воздухом, формиру­ются на юге Европы или приходят в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии,Северного Китая, из южных районов Казахстана и из пустынь Средней Азии.

Вотдельных случаях сильные повышения температуры (до +30°C)при летних вторжениях тропического воздуха распро­страняются до Крайнего Севера России.

ВСеверную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно сМексиканско­го залива.