Особенности річного ходу приземної температури повітря на різних частинах Землі за даними ОА Гідрометцентру РФ

РефератДопомога в написанніДізнатися вартістьмоєї роботи

Особенности річного ходу приземної температури повітря на різних частинах Землі за даними ОА Гідрометцентру РФ (реферат, курсова, диплом, контрольна)

МИНИСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦИИ.

Пермський державний университет.

Географічний факультет.

Кафедра метеорологии.

і охорони атмосферы.

ОСОБЛИВОСТІ РІЧНОГО ХОДУ ПРИЗЕМНОЇ ТЕМПЕРАТУРИ ВОЗДУХА У РІЗНИХ ЧАСТЯХ.

ЗЕМЛІ ПО ДАНИМ ОБ'ЄКТИВНОГО АНАЛІЗУ ГІДРОМЕТЦЕНТРУ РФ.

Курсова работа.

студента 2 курса.

А.А. Зырянова.

Науковий руководитель.

професор Н. А. Калинин.

Перм 2005.

ОГЛАВЛЕНИЕ ВВЕДЕНИЕ… … 3.

1. ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ.

АТМОСФЕРЫ…

1. Процеси нагрівання і охолодження повітря. Чинники, влияющие.

на нагрівання і охолодження воздуха…

… 4.

2. Річний хід температури воздуха…

… 10 2. РОЗПОДІЛ ПРИЗЕМНОЇ ТЕМПЕРАТУРИ ВОЗДУХА В РАЗНЫХ ЧАСТИНАХ ЗЕМЛІ… … 14 2.1. Географічне розподіл температури приземного шару атмосфери… … 14.

2. Непериодические зміни температури повітря. Континентальність климата…

… 18 2. АНАЛІЗ РІЧНОГО ХОДУ ПРИЗЕМНОЇ ТЕМПЕРАТУРЫ.

ВОЗДУХА У ПІВНІЧНОМУ ПІВКУЛІ (1997.

РІК)… 24 ВИСНОВОК… … 31 БІБЛІОГРАФІЧНИЙ СПИСОК… 32 ДОДАТОК… … 33.

Вивченню особливостей річного ходу приземної температури повітря на час приділяється дуже великий увагу через її важливості й актуальності. Насамперед, це пов’язано з глобальними змінами клімату (зокрема з глобальним потеплінням), що відбуваються за останнє століття. Коливання температури повітря на протягом року надають значний вплив на діяльність людини (сільському господарстві, промисловість). Їх оцінка та прогнозування необхідні розвитку, запобігання якихабо негативних последствий.

Мета цієї роботи у тому, щоб охарактеризувати загальний перебіг температури повітря на приземному прошарку протягом року, виявити причини її коливань залежно від різних чинників, пояснити можливі відхилення від середніх багаторічних даних, і навіть познайомити споживача з деякими останніми дослідженнями низки ученых.

Ця робота дає зрозуміти, наскільки сильно нині розвинулися уявлення про мінливість температурного режиму планети в протягом року у цілому про його закономірності та особливостях в частности.

Основними вихідними матеріалами розробки цього питання з’явилися праці таких авторів як Хромів С.П., Матвєєв Л.Т., Будыко М. И., представників Казанської школи. З іншого боку, для дослідницької частини було використано дані об'єктивного аналізу деяких метеовеличин у базі даних Гідрометцентру РФ.

1. ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ.

1.1. Процеси нагрівання і охолодження воздуха.

Чинники, що впливають нагрівання і охолодження воздуха.

Тепловим режимом атмосфери називають характер і розподілу і зміни температури у атмосфері. Тепловий режим атмосфери визначається головним чином теплообменом з довкіллям, тобто. з діяльної поверхнею і космічним пространством.

За винятком верхніх верств, атмосфера поглинає сонячної енергії порівняно слабко. Зокрема, безпосередньо сонячним промінням тропосфера нагрівається незначно. Основним джерелом нагрівання нижніх верств атмосфери є тепло, одержуване ними від діяльної поверхні. У денні годинник, коли прихід радіації переважає над випромінюванням, діяльна поверхню нагрівається; стає тепліше повітря, і тепло передається від неї повітрю. Вночі діяльна поверхню втрачає тепло шляхом випромінювання та стає холодніша за повітря. І тут повітря віддає тепло грунті, в результаті чого він охолоджується. Перенесення тепла між діяльної поверхнею і атмосферою, соціальній та самої атмосфері може здійснюватися з допомогою наступних процесів. Молекулярна теплопровідність. Повітря, дотичний діяльної поверхнею, обмінюється із нею теплом у вигляді молекулярної теплопровідності. Проте через те, що коефіцієнт молекулярної теплопровідності нерухомого повітря порівняно малий, цей вид теплообміну також дуже малий проти інші види. Турбулентне перемішування. Атмосферне повітря перебуває у постійному русі. Рух окремих його невеликих порцій, обсягів, вихорів має неупорядоченный, хаотичний характер. Таке рух називається турбулентним перемішуванням чи, коротше, турбулентністю. Турбулентність надає великий вплив на багато атмосферні процеси, зокрема на теплообмін. Через війну турбулентного перемішування атмосфери виникає інтенсивний перенесення тепла з теплих її верств менш теплі. Теплообмін між земної поверхнею і атмосферою у вигляді турбулентного перемішування відбувається значно інтенсивніше, ніж теплообмін з допомогою молекулярної теплопровідності повітря. Так, влітку в полуденне час над суходолом турбулентний потік тепла за однакової градиенте температури приблизно 10 000 разів більше молекулярного. У окремих ж випадках може відрізнятиметься від молекулярного ще більше. Теплова конвекція. Тепловий конвекцией називається упорядкований перенесення окремих обсягів повітря на вертикальному напрямі, що виникає в результаті сильного нагріву нижнього шару атмосфери. Теплі порції повітря як більше легкі піднімаються, які останнє місце посідають холодні, які потім нагріваються і піднімаються. Теплова конвекція спочатку виник як рух окремих невеликих струменів обсягів, вихорів, які поступово зливаються, створюючи потужний висхідний потік, супроводжуваний компенсирующими його спадними рухами у сусідніх районах. Разом з перемешивающимися порціями повітря відбувається перенесення тепла з більш нагрітих верств атмосфери до менш нагретым.

Над суходолом теплова конвекція виникає й унаслідок нерівномірного нагрівання різних ділянок діяльної поверхні грунту. Над морем вона також виникає у разі, коли водна поверхню тепліше що прилягають верств атмосфери. На водоймах таке становище часто має місце у холодну пору року і вночі. Конвективный перенесення тепла за сприятливих умов може охоплювати за вертикаллю всю товщу тропосфери. Радіаційна теплопровідність. Деяку роль передачі тепла від грунту атмосфері відіграє випромінювання діяльної поверхнею довгохвильової радіації, поглощаемой нижніми верствами атмосфери. Останні, нагріваючись, настільки ж способом послідовно передають тепло вышележащим верствам. У період охолодження поверхні радіаційний потік тепла спрямований від вышележащих верств атмосфери вниз. Над суходолом цей потік проявляється головним чином вночі, коли турбулентність різко ослаблена, а теплова конвекція відсутня. Випаровування вологи з діяльної поверхні, і наступна конденсація (сублімація) водяної пари у атмосфері. При конденсації (сублімації) виділяється теплота, яка йде нагрівання навколишнього воздуха.

З п’яти перелічених процесів обміну теплом між діяльної поверхнею і атмосферою превалирующая роль належить турбулентному перемішуванню й теплової конвекції. Зміни температури, які у результаті описаних процесів у певному обсязі повітря, прийнято називати індивідуальними. Вони характеризують зміна теплового стану певної кількості повітря. Проте температура у певному місці може змінюватися також у результаті переміщення повітря на горизонтальному напрямі, т. е. при адвекции. При адвекции тепла на даний місце надходить повітря, що більш як високої температури, ніж повітря, перебуваючи тут раніше, а при адвекции холоду — повітря, що більш як низьку температуру. Адвекция тепла (чи холоду) є важливий чинник місцевого зміни температури у тропосфері, а й у стратосфері [1].

Характер діяльної поверхні надає великий вплив до процесів нагрівання і охолодження прилеглого до неї шару атмосфери. Теплові впливу суші та водної поверхні на атмосферу неоднакові: діяльна поверхню суші віддає повітрю значно більшу частина одержуваного нею променистого тепла (35−50%), ніж поверхню водойм, яка більшу частину одержуваного тепла віддає глибшим верствам. Багато тепла на водоймах витрачається на випаровування води, і тільки незначна його частину витрачається нагрівання повітря. Тож у періоди нагрівання суші повітря у ньому виявляється тепліше, ніж над водної поверхнею. Коли ж діяльна поверхню охолоджується шляхом випромінювання, то суша, не що накопичила досить запасу тепла, порівняно швидко охолоджується і відповідає прилеглі верстви воздуха.

Моря, океани і покладають великі озера у тепле сезон накопичують у своїй товщі значну кількість тепла. Взимку вони його повітрю. Тому повітря над водними поверхнями взимку тепліше, ніж над сушей.

Поверхні материків своєю чергою є неоднорідними. Ліси, болота, степу, поля віддають повітрю неоднакові кількості тепла. Крім того, грунту різних видів (чорнозем, пісок, торф) також надають неоднакове термічне впливом геть повітря [7].

Рослинний покрив істотно впливає на температуру повітря. Поверхня густого рослинного покриву поглинає майже всю оновлювану до неї радіацію та практично є діяльної поверхнею. Прилеглий до неї повітря днем прогрівається, а, по напрямку угору й униз від цього поверхні температура убуває. Вночі від поверхні рослинного покриву у її випромінювання повітря здається найбільш холодним. У рідкісною рослинному покрові охолоджене повітря кілька опускається рівня з густішим листям. І тут діяльної поверхнею не зовнішня поверхню рослинності, а кілька нижчий рівень. Днем повітря над рослинним покривом нагрівається, а вночі охолоджується менше, ніж над оголеної грунтом. Це великий теплоемкостью рослинного покриву, і навіть тим, що коли частина променистої енергії, котра надходить на рослинний покрив, витрачається у ньому різні фізичні й біологічні процеси головним чином испарение.

У лісі максимальні мінімальних температури повітря спостерігаються над кронами дерев чи, якщо листя рідкісна, трохи нижче крон. Тому найбільші амплітуди також відзначаються над кронами, а вищою, і нижче вони зменшуються. З численних спостережень за температури повітря лісом, під кронами дерев й у відкритому полі встановлено, що у середньому температура лісом нижче, ніж у полі. Підвищуючи нічні мінімуми і знижуючи денні максимуми, ліс згладжує добові коливання температури. Амплітуди добового ходу температури повітря на лісі приблизно 2 °C менше, ніж у поле.

Тепловий режим міста. Міста мають значний вплив на температуру повітря. У час житлові будинки, різні міські споруди, дорожні покриття та інших., нагріваючись, віддають своє тепло повітрю. Тому температура повітря на місті буде вищою, ніж у його околицях. Особливо велике ця різниця в ввечері, коли будівлі і споруди, сильно нагревшиеся днем, поступово віддають своє тепло повітрю. З іншого боку, у місті майже відсутні ділянки відкритої грунтів та порівняно малі площі рослинного покриву, тому менша витрати тепла на випаровування. І це сприяє підвищенню температури повітря на місті [5].

Взимку у містах внаслідок зниженою прозорості повітря менше ефективне випромінювання. Тому температура повітря на місті взимку теж трохи вища, ніж у околицях. Спостереженнями встановлено [11], що середньорічні температури повітря на містах на 0,5−1,0 °З вище, ніж у околицях. Що більше міста, то більше вписувалося ця разность.

Визначено [4], що під впливом антропогенних викидів водяної пари та забруднення атмосфери іншими газоподібними і твердими домішками, зміни теплофизических і оптичних (радіаційних) властивостей земної поверхні відбулися зміни в мезоклиматическом режимі у містах й управління промислових центров.

За даними щоденних (за 8 термінів) метеорологічних спостережень в місті (Санкт — Петербург, Кемерово, Уфа, М. Новгород, Архангельськ, Єкатеринбург та інших.) й у кількох пунктах, віддалених від цього сталася на кілька десятків кілометрів, визначено й проаналізовані різниці температур повітря, тисків водяної пари та відносної вологості, у формуванні яких (разностей) основну роль грають мезомасштабные процеси та не позначається вплив процесів синоптического і значнішої масштабів. Визначено як середні значення й квадратические відхилення, а й побудовано щодо різноманітних сезонів року й часу діб функції розподілу разностей цих метеовеличин, які використовуватимуться оцінки ймовірності перевищення температури, тиску водяної пари та відносної вологості в місті проти його околицями (сільській местностью).

З метою виявлення ролі різних чинників у формуванні поля температури («острова тепла») виконано розрахунок коефіцієнтів кореляції між різницею температур (місто — околиці) і концентрацією різних забруднюючих (парникових) речовин, у місті, і навіть між різницею температур і різницею тисків водяного пара.

Розраховані також коефіцієнти кореляції між змінами у часі температури повітря на місті й приращениями тиску водяної пари свої ж інтервали времени.

Аналіз щодо різноманітних сезонів року й часу діб кореляційних зв’язків, як і функцій розподілу температури і вологості повітря дозволили укласти: в усі сезони року визначальну роль підвищенні (по порівнянню з околицями) температури у місті (формування «острова тепла») грає поглинання інфрачервоної радіації антропогенним водяникам пором, вплив інших парникових газів і аерозолю приблизно порядок менше; в денні годинник влітку, і частково навесні сильно зменшена (аж до знака) різницю температур між містом і околицями також формується переважно під впливом поглинання радіації водяником пором, однак у зміні тиску водяної пари істотну роль грає відмінність в швидкостях випаровування (остання в денні годинник влітку навколо більше, ніж у городе).

1.2. Річний хід температури воздуха.

Усі повітряні маси взимку холодніше, а влітку тепліше, тому температура повітря на кожному окремому місці змінюється у річному ході: середні місячні температури в зимові місяці нижче, в літні - вище. Зрозумівши для будь-якого місця середні місячні температури по багаторічному ряду спостережень, побачимо, що вони плавно змінюються від однієї місяці іншому, підвищуючи від січня чи лютого до липня чи серпня і далі понижаясь.

Річний хід температури повітря визначається, передусім, річним ходом температури діяльної поверхні. Амплітуда річного ходу є різницю середньомісячних температур самого теплого і самого холодного месяцев.

У північній півкулі на континентах максимальна середньомісячна температура повітря зокрема у липні, мінімальна — у грудні. На океанах і узбережжях материків екстремальні температури наступають кілька пізніше: максимум — у серпні, мінімум — в лютому-березні. На суші амплітуди річного ходу температури повітря значно більше, ніж над водної поверхнею. Навіть над порівняно невеликими материковыми масивами Південного півкулі вони перевищують 15 °C, а під широтою 60° на материку Азії (в Якутії) вони досягають 60 °C [3].

Часом не тільки моря, а й великі озера зменшують річну амплітуду температури повітря і пом’якшують клімат. Посередині озера Байкал річна амплітуда температури повітря 30−31°С, з його берегах близько 36 °C, а під тієї ж широтою на р. Єнісей 42 °C. Аналогічне впливом геть температуру повітря спостерігається на озерах Іссик-Куль, Ладожском, Севан та інших [9].

Річна амплітуда температури повітря зростає, з географічної широтою. На екваторі приплив сонячної радіації змінюється у протягом року обмаль. По до полюса розбіжності у вступі сонячної радіації між взимку і вони влітку зростають, а водночас і зростають і річні амплітуди температури повітря. Над океаном далеко від берегів широтне зміна річний амплітуди невелика. Якби Земля була всуціль покрита океаном, вільним від льоду, то річна амплітуда температури повітря змінювалося б від нуля на екваторі до 5 — 6° З на полюсі. Насправді над південної частиною моря далеко від материків річна амплітуда між 20 і 60° ю. ш. збільшується приблизно з 3 до 5° З. Над вужчої північної частиною моря, де понад вплив сусідніх материків, амплітуда між 20 і 60° з. ш. зростає вже з 3 до 15° С.

Вплинув надають на річний хід температури повітря погодні умови: туман, дощ головним чином хмарність. Відсутність хмарності взимку призводить до зниженню середньої температури самого холодного місяці, а влітку — до підвищення середньої температури самого теплого месяца.

Малі амплітуди спостерігаються і в багатьох областях над суходолом і навіть вдалині від берегової лінії, тоді як ці області часто приходять повітряні маси, зі моря (Західна Європа). Підвищені амплітуди і над океаном, тоді як населяють в основному найчастіше потрапляють повітряні маси, зі материка, наприклад, у західних частинах океанів Північного півкулі. Отже, величина річний амплітуди температури залежить непросто від характеру яка підстилає поверхні чи то з близькості даного місця до берегової лінії, як від повторюваності у цьому місці повітряних мас морського і континентального походження, т. е. та умовами загальної циркуляції атмосфери [2].

З заввишки річна амплітуда температури убуває. У горах внетропического пояса температура убуває загалом на 2° З за кожен кілометр висоти, у вільному атмосфері більше. На рис. 1 видно, над океаном південніше Японії річна амплітуда навіть у межах нижніх 100 м. убуває вдвічі. У внетропических широтах значний річний хід температури залишається навіть у верхньої тропосфері і стратосфері. Він визначається сезонною зміною умов поглинання і віддачі радіації не тільки земної поверхнею, а й повітрям [10].

[pic].

Рис. 1 Річний хід температури повітря над океаном на півдні Японії безпосередньо над водою (1) і висоті 100 м. (2).

Річний хід температури повітря на різних географічних зонах різноманітний. За величиною амплітуди й часово наступу екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температури воздуха.

1. Екваторіальний тип. У екваторіальній зоні на рік спостерігаються два максимуму температури — після весняного і осіннього рівнодення, коли сонце над екватором опівдні перебуває у зеніті, і двоє мінімуму — після зимового і літнього сонцестояння, коли сонце перебуває в найменшої висоті. Амплітуди річного ходу тут малі, що малим зміною припливу тепла протягом року. Над океанами амплітуди становлять близько 1 °З, а над континентами 5−10 °З. Тропічний тип. У тропічних широтах спостерігається простий річний хід температури повітря з максимумом після літнього і мінімумом після зимового сонцестояння. Амплітуди річного ходу у міру віддалення від екватора збільшуються взимку. Середня амплітуда річного ходу над материками становить 10 — 20° З, над океанами 5 — 10° З. Тип поміркованого пояса. У поміркованих широтах також зазначено річний хід температури з максимумом після літнього і мінімумом після зимового сонцестояння. Над материками північного півкулі максимальна середньомісячна температура зокрема у липні, над морями і побережьями — в серпні. Річні амплітуди збільшуються з широтою. Над океанами і побережьями вони у середньому становлять 10−15° З, але в широті 60° досягають 60° З. Полярний тип. Полярні райони характеризуються тривалої холодної взимку та порівняно коротким прохолодним влітку. Річні амплітуди над океаном і побережьями полярних морів становлять 25−40° З, але в суші перевищують 65° З. Максимум температури зокрема у серпні, мінімум — в январе.

Розглянуті типи річного ходу температури повітря виявляються з багаторічних даних, і є правильні періодичні коливання. У окремі роки під впливом вторгнень теплих та холодних мас виникають відхилення від наведених типів [1].

2. РОЗПОДІЛ ПРИЗЕМНОЇ ТЕМПЕРАТУРИ ВОЗДУХА В.

РІЗНИХ ЧАСТИНАХ ЗЕМЛИ.

2.1. Географічне розподіл температури приземного шару атмосферы.

Розподіл температури на великих територіях чи всій земній кулі можна з допомогою карт ізотерм. Изотермами називають лінії, що з'єднують на карті точки з однаковим температури повітря у цей момент чи середньому за чи іншого проміжок времени.

Для порівнянності спостережень, виконаних різних пунктах, измеренную температуру призводять до рівню моря. Необхідність у тому викликана тим, що температура повітря на середньому убуває з висотою. Тому над височинами вона у середньому нижчий, ніж у розташованих поруч долинах. Приведення температури до рівня моря виробляється з те, що в тропосфері вона знижується загалом на 0,6° С/100 м.

Ізотерми картами залежно від України цілі їх побудови проводять через 1, 2, 4, 5° З, котрий іноді через 10° З. Для виявлення характеру у різне сезон зручно користуватися изотермами середньомісячної температури двох місяців року: самого холодного (січня) і самої теплого (липня) [6].

Ізотерми січня (рис. 2) не збігаються з широтными колами. Вона має різні вигини, найяскравіше виражені на північ півкулі, особливо у районах переходу з моря на суходіл і навпаки. Пояснюється це відмінностями температур повітря над водоймами і континентами. У південній півкулі, де переважає водна поверхню ізотерми, проходять більш плавно і мають майже широтне напрям. У північній півкулі ізотерми розташовані гущі, ніж у південному. Особливо виявляється над материками, де контрасти температур між окремими районами більше, ніж над океанами.

Рис. 2. Ізотерми січня (°С).

Над північної частиною в Атлантичному океані напрям січневих ізотерм наближається до меридіональному. Пояснюється це тим, що саме на температуру повітря впливає тепла течія Гольфстрім, омывающее західні берега Європи. Майже в меридиональном напрямі взимку проходять ізотерми і північ від європейській частині Росії. Температура тут знижується принаймні видалення від океану, т. е. із Заходу Схід, приблизно до 135° в. буд. На півночі Якутії, у районі Верхоянска і Оймякона, розташовується так званий полюс холоду, облямований изотермой -50° З. У окремі дні температура тут опускається нижчі: в Верхоянске він досяг -68° З, а Оймяконе відзначений абсолютний мінімум температури повітря на північній півкулі, рівний -71° З. Полюс в районі Оймякона обумовлений физико-географическими чинниками: Оймякон лежить у улоговині, куди стікає холодний повітря з півночі. Ось він застоюється, оскільки перемішування його взимку при відсутності значного нагріву ослаблено.

Другим полюсом холоди у північній півкулі є Гренландія, де наведена до рівня моря середньомісячна температура самого холодного місяці становить -55° З. Мінімальна температура тут дорівнює приблизно 70 °C. Виникнення гренландського полюси холоду пов’язані з великим альбедо льодовикового плато. Невеликі осередки холоду картами січневих ізотерм спостерігаються також над Скандинавією і Малої Азією. У південній півкулі в січні літо. Тому над Південної Америкою, Африкою і Австралією тим часом розташовані осередки тепла.

Липневі ізотерми (рис. 3) на північ півкулі розташовані значно рідше, ніж січневі, оскільки контрасти температур між полюсом і екватором влітку значно менше, ніж узимку. Влітку температура повітря над материками вище, ніж над океанами. Тож у північній півкулі над материками ізотерми вигинаються на північ. Над Північною Америкою, Африкою і Азією добре виражені замкнуті області тепла. Особливо слід звернути увагу до область в Сахарі, де середня температура июля.

Рис. 3. Ізотерми липня (°С) составляет 40 °З, а окремі дні і перевищує 50 °З. Абсолютний максимум температури у Північній Африці становить 58 °C (південніше Тріполі). Така сама температура відзначено у Каліфорнії, у Долині Смерті, де підвищенню температури повітря сприяє рельєф місцевості (високі гори і глибокі долины).

Найвищі середньорічні температури спостерігаються приблизно вздовж 10° з. ш. Лінія, з'єднує точки з максимальними середньорічними температурами, називається термічним екватором. Влітку термічний екватор зміщується на 20-те° з. ш., а взимку наближається до 5−10° з. ш., т. е. завжди залишається на північ півкулі. Пояснюється це тим, що у північному півкулі більше материків, які нагріваються сильніше, ніж океани південного полушария.

У південній півкулі у липні зима. Ізотерми відбуваються майже зональном напрямі, т. е. збігаються в напрямі з паралелями. У високих південних широтах температура різко знижується у напрямку до Антарктиді. На крижаному плато Антарктиди спостерігаються найнижчі температури повітря. На узбережжі Антарктиди середня температура липня змінюється від -15 до -35° З, а центрі Східної Антарктиди вона сягає -70° З. У окремі дні температура тут опускається нижче -80° З. Наприклад, на ст. Схід, розташованої на 78° ю. ш., зареєстровано найнижча на земній кулі температура повітря у земної поверхні, рівна -88,3° З. Отже, район, у якому міститься ст. Схід, є полюсом холоду як для південного півкулі, але й усієї земної кулі. Таке сильне охолодження повітря тут пояснюється лише тим, що ст. Схід розташована на плато, в розквіті 3420 м вище над рівнем моря, де за слабкому вітрі за умов полярною ночі відбувається сильне вихолоджування повітря [2].

2.2. Непериодические зміни температури воздуха.

Континентальність климата.

У внетропических широтах непериодические зміни температури повітря настільки часті і значні, що добовий хід температури чітко виявляється лише у періоди щодо стійкою малооблачной антициклонической погоди. У час він затушовується непериодическими змінами, які можна дуже інтенсивними. Наприклад, похолодання взимку, коли температура у час діб може впасти (в континентальних умовах) на 10−20° З впродовж часа.

У тропічних широтах непериодические зміни температури менш значні і ні сильно порушують добовий хід температуры.

Непериодические зміни температури пов’язані переважно з адвекцией повітряних мас з деяких інших районів Землі. Особливо потужні похолодання (іноді звані хвилями холоду) відбуваються у поміркованих широтах у зв’язку з вторгненнями холодних повітряних мас з Арктики і Антарктиди. У Європі сильні зимові похолодання бувають також за проникненні холодних повітряних мас зі Сходу, а Західної Європи — з європейської терені Росії. Холодні повітряні маси іноді пробираються у Середземноморський басейн і навіть досягають Північної Африки і Передній Азії. Але найчастіше вони затримуються перед гірськими хребтами Європи, розташованими в широтному напрямі, особливо перед Альпами і Кавказом. Тому кліматичні умови Середземноморського басейну і Закавказзя значно від умов близьких, а більш північних районов.

У Азії холодний повітря вільно проникає до гірських хребтів, обмежують з Півдня і Сходу територію середньоазіатських республік, тому зими на Туранській низовини досить холодні. Але такі гірські масиви, як Памір, Тянь-Шанем, Алтай, Тибетське нагір'я, а про Гімалаях, є перешкодами задля її подальшого проникнення холодних повітряних мас на півдні. У окремих випадках значні адвективные похолодання спостерігаються, проте, в Індії: в Пенджабі загалом на 8 — 9° З, а березні 1911 р. температура впала на 20° З. Холодні маси у своїй обтікають гірські масиви із Заходу. Легше й частіше холодний повітря проникає на південний схід Азії, не зустрічаючи шляхом значних преград.

У Північній Америці немає гірських хребтів, які відбуваються що широтному напрямі. Тому холодні маси арктичного повітря можуть безперешкодно поширюватися до Флориди і Мексиканської залива.

Над океанами вторгнення холодних повітряних мас можуть глибоко проникати в тропіки. Звісно, холодний повітря поступово прогрівається над теплою водою, проте він може викликати помітні зниження температуры.

Вторгнення морського повітря з середніх широт в Атлантичному океані в Європу створюють потепління взимку і похолодання влітку. Чим більше вглиб Євразії, тим менше стає повторюваність атлантичних повітряних мас і то більше вписувалося змінюються над материком їх початкові властивості. І все-таки вплив вторгнень з Атлантики на клімат можна простежити до Среднесибирского плоскогір'я і країни Середньої Азии.

Тропічний повітря вторгається до Європи й узимку, і позаминулого літа з Північної Африки і з низьких широт Атлантики. Влітку повітряні маси, близькі по температурі до повітряним масам тропіків і тому також звані тропічним повітрям, формуються Півдні Європи або майже остаточно дійшли Європу з Казахстану Середньої Азії. На Азіатської терені Росії влітку спостерігаються вторгнення тропічного повітря з Монголії, Північного Китаю, з південних районів Казахстану і з пустель Середньої Азии.

У окремих випадках сильні підвищення температури (до +30° З) при літніх вторгненнях тропічного повітря поширюються до Крайньої Півночі России.

У Північну Америку тропічний повітря вторгається і з Тихого, і з в Атлантичному океані, особливо з Мексиканської затоки. Насправді материку маси тропічного повітря формуються над Мексикою і півднем США.

Навіть у області Північного полюси температура повітря взимку іноді підвищується нанівець внаслідок адвекции з поміркованих широт, причому потепління можна простежити в усій тропосфере.

Пересування повітряних мас, що призводять до адвективным змін температури, пов’язані з циклонической деятельностью.

У менш значних просторових масштабах різкі непериодические зміни температури може бути пов’язані з фенами в гірських районах, тобто. з адиабатическим нагріванням повітря за його низхідному движении.

Оскільки непериодические зміни температур щороку відбуваються порізного, те й середня річна температура повітря на кожному окремому пункті у роки різна. Так було в Москві 1862 р. середня річна температура була +1,2° З, в 1925 р. +6,1° З. Середня температура тієї чи іншої місяці в окремі роки варіює у ще ширших межах, особливо зимових місяців. Так було в Москві за 170 років середня температура січня коливалась у межах 19° З (від -21 до -2° З), а липня —не більше 7° З (від +15 до +22° З). Але це крайні межі коливань. У середньому температура одного чи іншого місяці окремого року збочує з багаторічної середньої при цьому місяці взимку приблизно за 3° З повагою та влітку під час 1,5° З у той чи іншу бік [2].

Відхилення середньої місячної температури від кліматичної норми називають аномалією середньої місячної температури даного місяці. Середню багаторічну величину з абсолютних значень місячних аномалій температури можна взяти за міру мінливості, яка то більше вписувалося, ніж інтенсивніше непериодические зміни температури у цій місцевості, які надають одному й тому місяцю у роки різний характер. Тому мінливість середніх місячних температур зростає широтою: в тропіках вона невеличка, в поміркованих широтах значна, в морському кліматі менше, ніж у континентальному. Особливо велика мінливість в перехідних областях між морським і континентальним кліматом, де у одні роки можуть переважати морські повітряні маси, до інших — континентальні [8].

Континентальність клімату. Клімат над морем, характеризується малими річними амплітудами температури, природно назвати морським на відміну континентального клімату над суходолом з більшими на річними амплітудами температури. Морський клімат поширюється і що прилягають до морю області материків, з яких велика повторюваність морських повітряних мас. Можна сміливо сказати, що морської повітря приносить на суходіл морської клімат. Області океанів, де переважають повітряні маси, зі сусіднього материка, мають скоріш континентальним, ніж морським, климатом.

Добре виражений морської клімат Західної Європи, де цілий рік панує перенесення повітря з в Атлантичному океані. На крайньому заході Європи річні амплітуди температури повітря лише кілька градусів. З видаленням від в Атлантичному океані вглиб материка річні амплітуди температури ростуть. Інакше висловлюючись, зростає континентальність клімату. У Східного Сибіру річні амплітуди досягають кілька десятків градусів. Літо тут понад спекотне, ніж у Західної Європи, зима значно більше сувора. Близькість Східного Сибіру до Тихому океану немає істотного значення, оскільки внаслідок умов загальної циркуляції атмосфери повітря від цього океану не проникає у далекому Сибір, особливо взимку. Лише на самій Далекому Сході приплив повітряних мас з океану влітку знижує температуру і тим самим кілька зменшує річну амплитуду.

Континентальний клімат середньому річному холодніше морського. Це означає, що більша частина амплітуда в континентальному кліматі поміркованих і високих широт в порівнянні з морським кліматом створюється й не так підвищенням літніх температур, скільки зниженням зимових температур. У тропічних широтах, навпаки, підвищена амплітуда над суходолом створюється й не так більш холодної взимку, скільки більш спекотного літа. Тому хоча й середня річна температура в тропіках вище в континентальному кліматі, ніж у морском.

З просуванням вглиб Євразії із Заходу Схід середні температури самого теплого і самої холодного місяців, середні річні температури і річні амплітуди температури змінюються оскільки показано нижче (табл. 1) для кількох місць на 52-ї параллели:

Таблиця 1.

Особливості розподілу середніх температур і річних амплітуд повітря на залежність від континентальности климата.

|0 |12 |середовищ. |0 |12 |середовищ. |0 |12 |середовищ. |0 |12 |середовищ. | |1 |15,4 |18,0.

|16,7 |15,2 |18,2 |16,7 |24,0 |24,0 |24,0 |25,3 |23,0 |24,2 | |2 |17,3.

|18,0 |17,7 |16,9 |19,0 |18,0 |24,0 |24,0 |24,0 |24,0 |23,0 |23,5 | |3 |18,1 |16,8 |17,5 |19,1 |17,5 |18,3 |24,0 |24,0 |24,0 |23,9 |23,0 |23,5 | |4 |18,4 |19,0 |18,7 |19,4 |17,3 |18,4 |24,0 |24,0 |24,0 |23,9 |23,5 |23,7.

| |5 |20,4 |19,3 |19,9 |19,7 |19,0 |19,4 |25,1 |24,0 |24,6 |25,4 |23,0.

|24,2 | |6 |17,0 |16,6 |16,8 |20,2 |18,4 |19,3 |26,8 |24,6 |25,7 |23,3.

|22,3 |22,8 | |7 |19,5 |17,2 |18,4 |21,2 |17,9 |19,6 |27,7 |24,5 |26,1.

|21,4 |23,0 |22,2 | |8 |19,1 |18,3 |18,7 |14,6 |15,7 |15,2 |25,8 |24,1.

|25,0 |22,5 |23,0 |22,8 | |9 |18,0 |17,5 |17,8 |17,0 |15,8 |16,4 |24,8.

|24,7 |24,8 |21,7 |22,7 |22,2 | |10 |18,6 |18,6 |18,6 |18,7 |16,4 |17,6.

|24,4 |22,6 |23,5 |24,1 |23,0 |23,6 | |11 |18,8 |18,0 |18,4 |20,4 |19,3.

|19,9 |25,7 |24,0 |24,9 |23,1 |23,0 |23,1 | |12 |18,0 |18,0 |18,0 |19,1.

|19,0 |19,1 |24,4 |25,0 |24,7 |23,0 |23,0 |23,0 | |13 |18,4 |17,5 |18,0.

|19,0 |19,8 |19,4 |26,3 |24,5 |25,4 |23,4 |22,8 |23,1 | |14 |18,0 |17,2.

|17,6 |21,5 |19,4 |20,5 |25,1 |24,0 |24,6 |22,2 |23,0 |22,6 | |15 |13,5.

|18,0 |15,8 |20,5 |19,3 |19,9 |24,0 |24,0 |24,0 |22,6 |23,6 |23,1 | |16 |13,1 |18,0 |15,6 |19,0 |19,6 |19,3 |24,0 |24,6 |24,3 |23,4 |23,0 |23,2 | |17 |16,4 |18,0 |17,2 |21,1 |19,0 |20,1 |25,2 |24,0 |24,6 |24,3 |23,0 |23,7.

| |18 |18,0 |17,4 |17,7 |20,1 |19,0 |19,6 |25,0 |24,0 |24,5 |24,3 |22,9.

|23,6 | |19 |17,4 |16,1 |16,8 |19,0 |19,0 |19,0 |24,7 |24,0 |24,4 |26,5.

|22,5 |24,5 | |20 |17,0 |17,3 |17,2 |18,0 |19,0 |18,5 |25,6 |24,0 |24,8.

|21,0 |23,0 |22,0 | |21 |17,5 |16,0 |16,8 |19,6 |17,8 |18,7 |25,5 |24,5.

|25,0 |22,8 |20,8 |21,8 | |22 |19,1 |16,9 |18,0 |17,5 |15,3 |16,4 |26,7.

|24,0 |25,4 |23,7 |19,7 |21,7 | |23 |19,3 |18,1 |18,7 |17,0 |19,0 |18,0.

|25,8 |24,0 |24,9 |22,8 |20,4 |21,6 | |24 |17,9 |18,0 |18,0 |18,3 |19,0.

|18,7 |25,1 |24,0 |24,6 |23,9 |23,0 |23,5 | |25 |16,8 |16,6 |16,7 |19,5.

|19,0 |19,3 |26,0 |24,0 |25,0 |23,6 |23,0 |23,3 | |26 |17,5 |18,0 |17,8.

|19,5 |19,0 |19,3 |23,9 |25,0 |24,5 |25,3 |23,0 |24,2 | |27 |19,3 |18,0.

|18,7 |19,6 |19,0 |19,3 |24,0 |24,7 |24,4 |23,4 |23,4 |23,4 | |28 |16,6.

|14,5 |15,6 |20,7 |19,8 |20,3 |24,3 |24,0 |24,2 |24,3 |23,0 |23,7 | |29 |14,2 |16,0 |15,1 |16,4 |16,1 |16,3 |26,7 |24,0 |25,4 |23,3 |21,8 |22,6 | |30 |16,7 |16,3 |16,5 |22,2 |17,9 |20,1 |26,1 |24,0 |25,1 |22,7 |23,0 |22,9 | |31 |19,7 |18,3 |19,0 | | | |25,2 |24,7 |25,0 |23,0 |21,8 |22,4 | |.

Додаток 9.

[pic].

Рис. 12. Температура у грудні у різних частинах Землі (60° с.ш.).

[pic].

Рис. 13. Температура у квітні різних частинах Землі (60° с.ш.).

Додаток 10.

[pic].

Рис. 14. Температура у липні у різних частинах Землі (60° с.ш.).

[pic].

Рис. 15. Температура у жовтні у різних частинах Землі (60° с.ш.).

Додаток 11.

[pic].

Рис. 16. Температура у грудні у різних частинах Землі (30° с.ш.).

[pic].

Рис. 17. Температура у квітні різних частинах Землі (30° с.ш.).

Додаток 12.

[pic].

Рис. 18. Температура у липні у різних частинах Землі (30° с.ш.).

[pic].

Рис. 19. Температура у жовтні у різних частинах Землі (30° с.ш.).

Показати весь текст

Заповнити форму поточною роботою