Типы годового хода температуры воздуха

 

Годовой ход температуры воздуха, т.е. изменение температуры воздуха по месяцам чаще всего характеризуется значениями годовой амплитуды. Годовой амплитудой температуры воздуха называют разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяцев. Годовая амплитуда температуры воздуха подчиняется закону географической зональности, т.е. растет с географической широтой. На экваторе приток солнечной радиации меняется в течение года очень мало, годовая амплитуда имеет небольшие значения. По направлению к полюсам различия в поступлении солнечной радиации между зимой и летом возрастают, а вместе с тем возрастает и годовая амплитуда температуры воздуха. Над океанами, вдали от берегов, это широтное изменение годовой амплитуды невелико и составляет приблизительно 3-5°. При больших влияниях соседних материков амплитуда годовых температур над океаном увеличивается; при частых вторжениях на сушу воздушных масс океана годовые амплитуды уменьшаются.

Климат, характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, называют морским, в отличие от континентального, с большими годовыми амплитудами температуры. Морской климат может наблюдаться как над морем, так и над сушей, в тех областях, где велика повторяемость морских воздушных масс. Напротив, те области океанов, где преобладающий перенос воздушных масс происходит с близлежащего материка, будут обладать скорее континентальным, чем морским климатом. Следует отметить, что большая амплитуда в континентальном климате умеренных и высоких широт в сравнении с морским климатом создается понижением зимних температур, а в тропиках - повышением летних температур. Поэтому континентальный климат в умеренных широтах в среднем холоднее морского, а в тропиках - жарче морского.

В зависимости от широты и континентальности можно выделить следующие типы хода температуры (рис. 6.2):

1 .Экваториальный тип. Малая годовая амплитуда, так как различия в поступлении солнечной радиации в течение года невелики, а время наибольшего притока радиации на границу атмосферы совпадает с наибольшей облачностью и дождями. Внутри материков амплитуда порядка 5°, на побережьях менее 3°, над океанами - менее 1°. Обнаруживается, не всегда отчетливо, два максимума температуры после равноденствий и два более холодных сезона при наиболее низких положениях Солнца (солнцестояниях).

2. Тропический тип. Амплитуда больше, чем в экваториальном типе, и составляет на побережье 5°, внутри материков 10 -15°. Один максимум и один минимум в течение года, после наивысшего и наинизшего стояния Солнца. В муссонных областях максимум в этом типе наблюдается перед началом летнего муссона, который приносит некоторое снижение температуры.

3,4. Тип умеренного пояса. Годовые амплитуды в континентальном климате составляют 25-40°, а в Азии могут достигать 60°, в морском — 10-15°. Крайние значения наблюдаются после солнцестояний, причем в морском климате они запаздывают по сравнению с континентальным. Так, в северном полушарии минимум температур наблюдается в январе на суше и феврале на море, соответственно максимум — в июле и августе. Переходные сезоны принимают в умеренном типе самостоятельный характер, причем в типично морском климате весна холоднее осени, а в континентальном — теплее. В умеренном типе различают подтипы: субтропический, собственно умеренный и субполярный. Переходные сезоны хорошо выражены только в среднем подтипе, в нем же годовые амплитуды имеют наибольшие различия для континентального и морского климата.

 

Рис. 6.2. 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).

 

5. Полярный тип. Минимум в годовом ходе перемещается на время появления солнца над горизонтом, после длительной полярной ночи. Максимальные температуры в северном полушарии наблюдаются в июле, в южном полушарии — в январе. Амплитуда на суше велика — порядка 30-40°, в морском климате она меньше, около 20°.

Тепловой режим атмосферы

 

Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Он определяется теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой (космическим пространством, соседними слоями воздуха и земной поверхностью).

Теплообмен осуществляется различными путями: радиационным, теплопроводности, в результате испарения и конденсации воды, при горизонтальном переносе тепла воздушными течениями.

Изменение температуры воздуха может происходить также независимо от теплообмена — адиабатически.

Радиационный теплообмен осуществляется при собственном излучении из воздуха и поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Непосредственное поглощение радиации в тропосфере мало, оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на величину порядка 0,5° в день. Несколько большее значение имеет потеря тепла из воздуха путем длинноволнового излучения.

Но тепловой режим атмосферы определяется в основном теплообменом с земной поверхностью путем теплопроводности. Слой воздуха, непосредственно соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Внутри атмосферы, между отдельными слоями, из-за перемешивания воздуха и его горизонтального перемещения происходит более эффективная передача тепла путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла от одних слоев атмосферы в другие, особенно интенсивен обмен тепла по вертикали. Как правило, земная поверхность в среднем всегда теплее, чем воздух над ней, поэтому чаще всего тепло передается вверх, от земной поверхности к атмосфере, чем из атмосферы к земной поверхности. Конечно, в разное время дня и года и над разной земной поверхностью перенос тепла может происходить в разных направлениях. Но в итоге передача тепла от земной поверхности доминирует.

Адиабатические изменения температуры воздуха связаны с изменением атмосферного давления без теплообмена с окружающей средой. Если некоторая масса воздуха адиабатически расширяется, то в ней происходит падение температуры и давления, при сжатии массы воздуха температура и давление в ней растут. В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение давления происходят при восходящем движении воздуха, а сжатие воздуха, сопровождающееся повышением давления и температуры, происходит при опускании, т.е. при нисходящем движении воздуха. Поэтому восходящий воздух адиабатически охлаждается, а нисходящий адиабатически нагревается. Установлено, что при адиабатическом подъеме сухого (ненасыщенного) воздуха температура на каждые 100 м подъема падает почти на один градус, а при адиабатическом опускании на 100 м температура растет на ту же величину. Эта величина 1⁰С/100м называется сухоадиабатическим градиентом. Следует помнить, что речь идет об изменении температуры с высотой в вертикально движущейся воздушной массе, а не о распределении температуры с высотой.

Температура в конкретном атмосферном столбе может распределяться различным образом. Вертикальный градиент температуры в нижних 10 км умеренных широт и в нижних 15 км в тропиках в среднем равен 0,6 ⁰С /100м. Если в определенном слое воздуха температура с высотой растет, то это явление носит название температурная инверсия, а слой называется инверсионным. При неизменности температуры в определенном слое воздуха, имеет место изотермия, а этот слой называется изотермическим. Обаэти явления очень важны для прогноза погоды и условий рассеивания выбросов промышленных предприятий в атмосфере над промышленными центрами.

Изменения температуры воздуха в конкретной географической точке могут происходить в результате смены воздушной массы в данном месте, т.е. прихода воздушной массы, имеющей другую температуру. Это явление называется адвекцией. Если в данное место приходит воздушная масса с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла, с более низкой температурой — адвекции холода.