Суточный ход температуры воздуха определяется соответствующим ходом температуры деятельной поверхности. Нагревание и охлаждение воздуха зависят от термического режима деятельной поверхности. Тепло, поглощенное этой поверхностью, частично распространяется в глубь почвы или водоема, а другая его часть отдается прилегающему слою атмосферы и затем распространяется в вышележащие слои. При этом происходит некоторое запаздывание роста и понижения температуры воздуха по сравнению с изменением температуры почвы.

Минимальная температура воздуха на высоте 2 м наблюдается перед восходом солнца. По мере поднятия солнца над горизонтом температура воздуха в течение 2--3 ч быстро повышается. Затем рост температуры замедляется. Максимум ее наступает через 2--3 ч после полудня. Далее температура понижается-- сначала медленно, а затем более быстро.

Над морями и океанами максимум температуры воздуха наступает на 2--3 ч раньше, чем над материками, причем амплитуда суточного хода температуры -воздуха над крупными водоемами больше амплитуды колебания температуры водной поверхности. Это объясняется тем, что поглощение солнечной радиации воздухом и собственное его излучение над морем значительно больше, чем над сушей, так как над морем в воздухе содержится больше водяного пара.

Особенности суточного хода температуры воздуха выявляются при осреднении результатов длительных наблюдений. При таком осреднении исключаются отдельные непериодические нарушения суточного хода температуры, связанные с вторжениями холодных и теплых воздушных масс. Эти вторжения искажают суточный ход температуры. Например, при вторжении днем холодной воздушной массы температура воздуха над некоторыми пунктами иногда понижается, а не повышается. При вторжении же тёплой массы ночью температура может повышаться.

При установившейся погоде изменение температуры воздуха в течение суток выражено довольно отчетливо. Но амплитуда суточного хода температуры воздуха над сушей всегда меньше амплитуды суточного хода температуры поверхности почвы. Амплитуда суточного хода температуры воздуха зависит от ряда факторов.

Широта места. С увеличением широты места амплитуда суточного хода температуры воздуха убывает. Наибольшие амплитуды наблюдаются в субтропических широтах. В среднем за год рассматриваемая амплитуда составляет в тропических областях около 12°С, в умеренных широтах 8--9°С, у Полярного круга 3--4°С, в Заполярье 1--2°С.

Время года. В умеренных широтах наименьшие амплитуды наблюдаются зимой, а наибольшие - летом. Весной они несколько больше, чем осенью. Амплитуда суточного хода температуры зависит не только от дневного максимума, но и от ночного минимума, который тем ниже, чем продолжительнее ночь. В умеренных и высоких широтах за короткие летние ночи температура не успевает упасть до очень низких значений и потому амплитуда здесь остается сравнительно небольшой. В полярных областях в условиях круглосуточного полярного дня амплитуда суточного хода температуры воздуха составляет, всего около 1 °С. В полярную ночь суточные колебания температуры почти не наблюдаются. В Заполярье наибольшие амплитуды отмечаются весной и осенью. На острове Диксон наибольшая амплитуда в эти сезоны составляет в среднем 5--6 °С.

Наибольшие амплитуды суточного хода температуры воздуха наблюдаются в тропических широтах, причем они здесь мало зависят от времени года. Так, в тропических пустынях эти амплитуды в течение всего года составляют 20--22 °С.

Характер деятельной поверхности. Над водной поверхностью амплитуды суточного хода температуры воздуха меньше, чем над сушей. Над морями и океанами они составляют в среднем 2--3°С. С удалением от берегов в глубь материка амплитуды увеличиваются до 20--22 °С. Аналогичное по характеру, но более слабое влияние на суточный ход температуры воздуха оказывают внутренние водоемы и сильно увлажненные поверхности (болота, места с обильной растительностью). В сухих степях и пустынях среднегодовые амплитуды суточного хода температуры воздуха достигают 30 °С.

Облачность. Амплитуда суточного хода температуры воздуха в ясные дни больше, чем в облачные, так как колебания температуры воздуха находятся в прямой зависимости от колебаний температуры деятельного слоя, которые в свою очередь непосредственно связаны с количеством и характером облаков.

Рельеф местности. На суточный ход температуры воздуха значительное влияние оказывает рельеф местности, на что впервые обратил внимание А. И. Воейков. При вогнутых формах рельефа (котловины, ложбины, долины) воздух соприкасается с наибольшей площадью подстилающей поверхности. Здесь воздух днем застаивается, а ночью охлаждается над склонами и стекает на дно. В результате этого увеличивается как дневное нагревание, так и ночное охлаждение воздуха внутри вогнутых форм рельефа по сравнению с равнинной местностью. Тем самым увеличиваются и амплитуды суточных колебаний температуры в таком рельефе. При выпуклых формах рельефа (горы, холмы, возвышенности) воздух соприкасается с наименьшей площадью подстилающей поверхности. Влияние деятельной поверхности на температуру воздуха уменьшается. Таким образом, амплитуды суточного хода температуры воздуха в котловинах, ложбинах, долинах больше, чем над равнинами, а над последними они больше, чем над вершинами гор и холмов.

Высота над уровнем моря. С увеличением высоты места амплитуда суточного хода температуры воздуха уменьшается, а моменты наступления максимумов и минимумов сдвигаются на более позднее время. Суточный ход температуры с амплитудой 1--2°С наблюдается даже на высоте тропопаузы, но здесь он уже обусловлен поглощением солнечной радиации озоном, содержащимся в воздухе.

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

В северном полушарии на континентах максимальная средняя температура воздуха наблюдается в июле, минимум в январе. На океанах и побережье материков экстремальные температуры наступают несколько позднее: максимум - в августе, минимум - в феврале - марте. На суше амплитуды годового хода температуры воздуха значительно больше, чем над водной поверхностью.

Большое влияние на амплитуду годового хода температуры воздуха оказывает широта места. Наименьшая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне. С увеличением широты места амплитуда увеличивается, достигая наибольших значений в полярных широтах. Амплитуда годовых колебаний температуры воздуха зависит также от высоты места над уровнем моря. С увеличением высоты амплитуда уменьшается. Большое влияние оказывают на годовой ход температуры воздуха погодные условия: туман, дождь и главным образом облачность. Отсутствие облачности зимой приводит к понижению средней температуры самого холодного месяца, а летом -- к повышению средней температуры самого теплого месяца.

Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.

• 1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдаются два максимума температуры -- после весеннего и осеннего равноденствия, когда солнце над экватором в полдень находится в зените, 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 океанами амплитуды составляют около 1 °С, а над континентами 5--10°С.
• 2. Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также отмечается годовой ход температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями -- в августе. Годовые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и побережьями они в среднем составляют 10--15 °С, над материками 40--50 °С, а на широте 60° достигают 60 °С.
• 3. Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолжительной холодной зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Годовые амплитуды над океаном и побережьями полярных морей составляют 25--40 °С, а на суше превышают 65 °С. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум -- в январе.

Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявляются из многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания. В отдельные годы под влиянием вторжений теплых или холодных масс возникают отклонения от приведенных типов. Частые вторжения морских воздушных масс на материк приводят к уменьшению амплитуды. Вторжения континентальных воздушных масс на побережья морей и океанов увеличивают амплитуду в этих районах. Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс. Например, в умеренных широтах значительные непериодические похолодания происходят при вторжении холодных воздушных масс из Арктики. При этом весной нередко отмечаются возвраты холода. При вторжении в умеренные широты тропических воздушных масс осенью наблюдаются возвраты тепла 8, с. 285 - 291.

Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток. В общем, он отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают: максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.

Суточная амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной температурой воздуха в течение суток. Она выше на суше, чем над океаном, уменьшается при движении в высокие широты и возрастает в местах с оголенной почвой. Наибольшая амплитуда в тропических пустынях – до 40º С. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется, прежде всего, широтой места. Годовая амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной среднемесячной температурой.

Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм – линий, соединяющих на карте точки с одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса (рис.10, 11).

В среднем за год самой теплой параллелью является 10º с.ш. с температурой +27º С – это термический экватор . Летом термический экватор смещается до 20º с.ш., зимой – приближается к экватору на 5º с.ш.

Рис. 10. Распределение средней температуры воздуха в июле

Рис. 11. Распределение средней температуры воздуха в январе

Смещение термического экватора в СП объясняется тем, что в СП площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с ЮП, а она в течение года имеет более высокие температуры.

Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально. Помимо географической широты, на распределение температур на Земле влияют характер распределения суши и моря, рельеф, высота местности над уровнем моря, морские и воздушные течения.

Широтное распределение годовых изотерм нарушают теплые и холодные течения. В умеренных широтах СП западные берега, омываемые теплыми течениями, теплее восточных берегов, вдоль которых проходят холодные течения. Следовательно, изотермы у западных берегов изгибаются к полюсу, у восточных – к экватору.

Средняя годовая температура СП +15,2º С, а ЮП +13,2º С. Минимальная температура в СП достигала –77º С (Оймякон) (абсолютный минимум СП) и –68º С (Верхоянск). В ЮП минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура –89,2º С (абсолютный минимум ЮП). Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до –93º С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса: в Триполи +58º С, в Калифорнии в Долине Смерти, отмечена температура +56,7º С.

О том, насколько материки и океаны влияют на распределение температур, дают представление карты изономал (изономалы – линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур). Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные аномалии наблюдаются летом над подогретыми материками. Над Азией температуры выше среднеширотных на 4º С. Зимой положительные аномалии располагаются над теплыми течениями (над теплым Северо-Атлантичеким течением у берегов Скандинавии температура выше нормы на 28º С). Отрицательные аномалии ярко выражены зимой над охлажденными материками и летом – над холодными течениями. Например, в Оймяконе зимой температура на 22º С ниже нормы.

На Земле выделяют следующие тепловые пояса (за границы тепловых поясов приняты изотермы):

1. Жаркий , ограничен в каждом полушарии годовой изотермой +20º С, проходящий вблизи 30º с. ш. и ю.ш.

2. Два умеренных пояса , которые в каждом полушарии лежат между годовой изотермой +20º С и +10º С самого теплого месяца (соответственно июля или января).

3. Два холодных пояса , граница проходит по изотерме 0º С самого теплого месяца. Иногда выделяют области вечного мороза , которые располагаются вокруг полюсов (Шубаев, 1977).

Таким образом:

1. Единственным источником энергии, имеющим практическое значение для хода экзогенных процессов в ГО, является Солнце. Тепло от Солнца поступает в мировое пространство в форме лучистой энергии, которая затем, поглощенная Землей, превращается в энергию тепловую.

2. Солнечный луч на своем пути подвергается многочисленным воздействиям (рассеяние, поглощение, отражение) со стороны различных элементов пронизываемой им среды и тех поверхностей, на которые он падает.

3. На распределение солнечной радиации влияют: расстояние между землей и Солнцем, угол падения солнечных лучей, форма Земли (предопределяет убывание интенсивности радиации от экватора к полюсам). В этом основная причина выделения тепловых поясов и, следовательно, причина существования климатических зон.

4. Влияние широты местности на распределение тепла, корректируется рядом факторов: рельеф; распределение суши и моря; влияние холодных и теплых морских течений; циркуляция атмосферы.

5. Распределение солнечной теплоты осложняется еще и тем, что на закономерности горизонтального (вдоль земной поверхности) распределения радиации и тепла накладываются закономерности и особенности вертикального распределения.

Общая циркуляция атмосферы

В атмосфере формируются воздушные потоки разного масштаба. Они могут охватывать весь земной шар, а по высоте – тропосферу и нижнюю стратосферу, или воздействовать только на ограниченный участок территории. Воздушные потоки обеспечивают перераспределение тепла и влаги между низкими и высокими широтами, заносят влагу вглубь континента. По площади распространения выделяют ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА), ветры циклонов и антициклонов, местные ветры. Главной причиной образования ветров является неравномерное распределение давления по поверхности планеты.

Давление. Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см 2 на уровне океана при 0ºС на 45º широты. Оно уравновешивается столбиком ртути в 760 мм. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба или 1013,25 мб. Давление в СИ измеряется в паскалях (Па): 1 мб = 100 Па. Нормальное атмосферное давление равно 1013,25 гПа. Самое низкое давление, которое наблюдалось на Земле (на уровне моря), 914 гПа (686 мм); самое высокое – 1067,1 гПа (801 мм).

Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 гПа, называется барической ступенью . Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до 2 км – 11,9 м, 2–3 км – 13,5 м. Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4 %. В теплом воздухе барическая ступень больше, следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные. Величина, обратная барической ступени, называется вертикальным барическим градиентом – это изменение давления на единицу расстояния (за единицу расстояния принимается 100 м).

Давление изменяется в результате перемещения воздуха – его оттока из одного места и притока в другое. Движение воздуха обусловлено изменением плотности воздуха (г/см 3), возникающим в результате неравномерного нагрева подстилающей поверхности. Над одинаково нагретой поверхностью с высотой давление равномерно понижается, и изобарические поверхности (поверхности, проведенные через точки с одинаковым давлением) располагаются параллельно друг другу и подстилающей поверхности. В области повышенного давления изобарические поверхности обращены выпуклостью вверх, в области пониженного – вниз. На земной поверхности давление показывается с помощью изобар – линий, соединяющих точки с одинаковым давлением. Распределение атмосферного давления на уровне океана, изображенное с помощью изобар, носит наименование барического рельефа.

Давление атмосферы на земную поверхность, его распределение в пространстве и изменение во времени называется барическим полем . Области высокого и низкого давления, на которые расчленено барическое поле, называются барическими системами .

К замкнутым барическим системам относятся барические максимумы (система замкнутых изобар с повышенным давлением в центре) и минимумы (система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре), к незамкнутым – барические гребень (полоса повышенного давления от барического максимума внутри поля пониженного давления), ложбина (полоса пониженного давления от барического минимума внутри поля повышенного давления) и седловина (незамкнутая система изобар между двумя барическими максимумами и двумя минимумами). В литературе встречается понятие «барическая депрессия» – пояс пониженного давления, внутри которого могут быть замкнутые барические минимумы.

Давление по земной поверхности распределено зонально. На экваторев течение года располагается пояс пониженного давления – экваториальная депрессия (менее 1015 гПа). В июле она перемещается в Северное полушарие на 15–20º с.ш., в декабре – в Южное, на 5º ю.ш. В тропических широтах (между 35º и 20º обоих полушарий) давление в течение года повышенное – тропические (субтропические) барические максимумы (более 1020 гПа). Зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс повышенного давления (Азорский и Гавайский – СП; Ю-Атлантический, Ю-Тихоокеанский и Ю-Индийский – ЮП). Летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии (Ирано-Тарский минимум – 994 гПа). В умеренных широтах СП летом формируется сплошной пояс пониженного давления , однако барическое поле дисимметрично: в ЮП в умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь год существует полоса пониженного давления (Приантарктический минимум - до 984 гПа); в СП в связи с чередованием материковых и океанических секторов барические минимумы выражены только над океанами (Исландский и Алеутский – давление в январе 998 гПа), зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в течение года повышенное – 1000 гПа (низкие температуры – воздух холодный и тяжелый) (рис. 12, 13).

Устойчивые области повышенного и пониженного давления, на которые распадается барическое поле у поверхности земли, называют центрами действия атмосферы . Существуют территории, над которыми в течение года давление сохраняется постоянным (преобладают барические системы одного типа, либо максимумы, либо минимумы), здесь формируются постоянные центры действия атмосферы:

– экваториальная депрессия;

– Алеутский минимум (умеренные широты СП);

– Исландский минимум (умеренные широты СП);

– зона пониженного давления умеренных широт ЮП (Приантарктический пояс пониженного давления);

– субтропические зоны высокого давления СП:

Азорский максимум (Северо-Атлантический максимум)

Гавайский максимум (Северо-Тихоокеанский максимум)

– субтропические зоны высокого давления ЮП:

Южно-Тихоокеанский максимум (ю-зап. Ю.Америки)

Южно-Атлантический максимум (антициклон о. Св. Елены)

Южно-Индийский максимум (антициклон о. Маврикий)

– Антарктический максимум;

– Гренландский максимум.

Сезонные барические системы образуются в том случае, если давление по сезонам изменяет знак на обратный: на месте барического максимума возникает барический минимум и наоборот. К сезонным барическим системам относятся:

– летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30º с.ш. (997 гПа)

– зимний Азиатский максимум с центром над Монголией (1036 гПа)

– летний Мексиканский минимум (Северо-Американская депрессия) – 1012 гПа

– зимний Северо-Американский и Канадский максимумы (1020 гПа)

– летние (январские) депрессии над Австралией, Южной Америкой и южной Африкой уступают место зимой австралийскому, южноамериканскому и южноафриканскому антициклонам.

Ветер. Горизонтальный барический градиент. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра – расстояние, которое проходит воздух за единицу времени (м/с, км/ч). Сила ветра – давление, оказываемое воздухом на площадку в 1 м 2 , расположенную перпендикулярно движению. Сила ветра определяется в кг/м 2 или в баллах по шкале Бофорта (0 баллов – штиль, 12 – ураган).

Скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом – изменением давления (падение давления на 1 гПа) на единицу расстояния (100 км) в сторону уменьшения давления и перпендикулярно изобарам. Кроме барометрического градиента на ветер действуют вращение Земли (сила Кориолиса), центробежная сила и трение.

Сила Кориолиса отклоняет ветер вправо (в ЮП влево) от направления градиента. Центробежная сила действует на ветер в замкнутых барических системах – циклонах и антициклонах. Она направлена по радиусу кривизны траектории в сторону ее выпуклости. Сила трения воздуха о земную поверхность всегда уменьшает скорость ветра. Трение сказывается в нижнем, 1000-метровом слое, называемом слоем трения . Движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром . Градиентный ветер, дующий вдоль параллельных прямолинейных изобар, называется геострофическим , вдоль криволинейных замкнутых изобар – геоциклострофическим . Наглядное представление о повторяемости ветров определенных направлений дает диаграмма «роза ветров».

В соответствии с барическим рельефом существуют следующие зоны ветров:

– приэкваториальный пояс штилей (ветры сравнительно редки, так как господствуют восходящие движения сильно нагретого воздуха);

– зоны пассатов северного и южного полушарий;

– области затишья в антициклонах субтропического пояса высокого давления (причина – господство нисходящих движений воздуха);

– в средних широтах обоих полушарий – зоны преобладания западных ветров;

– в околополярных пространствах ветры дуют от полюсов в сторону барических депрессий средних широт, т.е. здесь обычны ветры с восточной составляющей.

Общая циркуляция атмосферы (ОЦА) – система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. В циркуляции атмосферы выделяют зональные и меридиональные переносы. К зональным переносам, развивающимся в основном в субширотном направлении, относятся:

– западный перенос, господствующий на всей планете в верхней тропосфере и нижней стратосфере;

– в нижней тропосфере, в полярных широтах – восточные ветры; в умеренных широтах – западные ветры, в тропических и экваториальных широтах – восточные (рис.14).

от полюса к экватору.

В самом деле, воздух на экваторе в приземном слое атмосферы сильно прогревается. Теплый и влажный воздух поднимается вверх, объем его возрастает, и в верхней тропосфере возникает высокое давление. У полюсов из-за сильного охлаждения приземных слоев атмосферы воздух сжимается, объем его уменьшается и наверху давление падает. Следовательно, в верхних слоях тропосферы возникает переток воздуха от экватора к полюсам. Благодаря этому масса воздуха у экватора, а значит, и давление у подстилающей поверхности уменьшаются, а на полюсах возрастает. В приземном слое начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация формирует меридиональную составляющую ОЦА.

На однородной вращающейся Земле действует еще и сила Кориолиса. Наверху сила Кориолиса отклоняет поток в СП вправо от направления движения, т.е. с запада на восток. В ЮП движение воздуха отклоняется влево, т.е. опять с запада на восток. Поэтому вверху (в верхней тропосфере и нижней стратосфере, в интервале высот от 10 до 20 км, давление уменьшается от экватора к полюсам) отмечен западный перенос, он отмечен для всей Земли в целом. В общем, движение воздуха происходит вокруг полюсов. Следовательно, сила Кориолиса формирует зональный перенос ОЦА.

Внизу у подстилающей поверхности движение более сложное, влияние оказывает неоднородная подстилающая поверхность, т.е. расчленение ее на материки и океаны. Образуется сложная картина основных воздушных потоков. От субтропических поясов высокого давления воздушные потоки оттекают к экваториальной депрессии и в умеренные широты. В первом случае образуются восточные ветры тропических-экваториальных широт. Над океанами благодаря постоянным барическим максимумам они существуют круглый год – пассаты – ветры экваториальных периферий субтропических максимумов, постоянно дующие только над океанами; над сушей прослеживаются не всюду и не всегда (перерывы вызываются ослаблением субтропических антициклонов из-за сильного прогрева и перемещения в эти широты экваториальной депрессии). В СП пассаты имеют северо-восточное направление, в ЮП – юго-восточное. Пассаты обоих полушарий сходятся вблизи экватора. В области их сходимости (внутритропическая зона конвергенции) возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются кучевые облака и выпадают ливневые осадки.

Ветровой поток, идущий в умеренные широты от тропического пояса повышенного давления, формирует западные ветры умеренных широт. Они усиливаются в зимнее время, так как над океаном в умеренных широтах разрастаются барические минимумы, увеличивается барический градиент между барическими минимумами над океанами и барическими максимумами над сушей, следовательно, увеличивается и сила ветров. В СП направление ветров юго-западное, в ЮП – северо-западное. Иногда эти ветры называют антипассатами, но генетически они с пассатами не связаны, а являются частью общепланетарного западного переноса.

Восточный перенос. Преобладающими ветрами в полярных широтах являются северо-восточные в СП и юго-восточные – в ЮП. Воздух перемещается от полярных областей повышенного давления в сторону пояса пониженного давления умеренных широт. Восточный перенос представлен также пассатами тропических широт. Вблизи экватора восточный перенос охватывает почти всю тропосферу, и западного переноса здесь нет.

Анализ по широтам основных частей ОЦА позволяет выделить три зональных незамкнутых звена:

– полярное: в нижней тропосфере дуют восточные ветры, выше – западный перенос;

– умеренное звено: в нижней и верхней тропосфере – ветры западных направлений;

– тропическое звено: в нижней тропосфере – восточные ветры, выше – западный перенос.

Тропическое звено циркуляции получило название ячейки Гадлея (автор наиболее ранней схемы ОЦА, 1735 г.), умеренное звено – ячейки Фрреля (американский метеоролог). В настоящее время существование ячеек подвергается сомнению (С.П. Хромов, Б.Л. Дзердиевский), однако в литературе упоминание о них сохраняется.

Струйные течения – ветры ураганной силы, дующие над фронтальными зонами в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Особенно ярко они выражены над полярными фронтами, скорость ветра достигает 300–400 км/ч из-за больших градиентов давления и разреженности атмосферы.

Меридиональные переносы осложняют систему ОЦА и обеспечивают междуширотный обмен теплотой и влагой. Главными меридиональными переносами являются муссоны – сезонные ветры, меняющие летом и зимой направление на противоположное. Выделяют муссоны тропические и внетропические.

Тропические муссоны возникают по причине термических различий между летним и зимним полушариями, распределение суши и моря только усиливает, осложняет или стабилизирует это явление. В январе в СП располагается почти непрерывная цепь антициклонов: над океанами – постоянных субтропических, над материками – сезонных. В то же время в ЮП лежит сдвинутая туда экваториальная депрессия. В результате образуется перенос воздуха из СП в ЮП. В июле при обратном соотношении барических систем, происходит перенос воздуха через экватор из ЮП в СП. Таким образом, тропические муссоны – это не что иное, как пассаты, которые в некоторой, близкой к экватору полосе приобретают иное свойство – сезонную смену генерального направления. При помощи тропических муссонов осуществляется обмен воздуха между полушариями , а на между сушей и морем, тем более, что в тропиках термический контраст между сушей и морем вообще невелик. Область распространения тропических муссонов вся лежит между 20º с.ш. и 15º ю.ш. (тропическая Африка к северу от экватора, восточная Африка к югу от экватора; южная Аравия; Индийский океан до Мадагаскара на западе и до северной Австралии на востоке; Индостан, Индокитай, Индонезия (без Суматры), Восточный Китай; в Ю.Америке – Колумбия). Например, муссонное течение, зарождающееся в антициклоне над северной Австралией и идущее в Азию, направляется, в сущности, с одного материка на другой; океан в данном случае служит лишь промежуточной территорией. Муссоны в Африке есть обмен воздуха между сушей одного и того же материка, лежащих в разных полушариях, а над частью Тихого океана муссон дует с океанической поверхности одного полушария на океаническую поверхность другого.

В образовании внетропических муссонов ведущую роль играет термический контраст между сушей и морем. Здесь муссоны возникают между сезонными антициклонами и депрессиями, одни из которых лежат на материке другие на океане. Так, зимние муссоны на Дальнем востоке есть следствие взаимодействия антициклона над Азией (с центром в Монголии) и постоянной Алеутской депрессии; летний – следствие антициклона над северной частью Тихого океана и депрессии над внетропической частью Азиатского материка.

Внетропические муссоны лучше всего выражены на Дальнем Востоке (включая Камчатку), в Охотском море, в Японии, на Аляске и побережье Северного Ледовитого океана.

Одно из главных условий проявления муссонной циркуляции – отсутствие циклонической деятельности (над Европой и С. Америкой муссонная циркуляция отсутствует вследствие интенсивности циклонической деятельности, она «смывается» западным переносом).

Ветры циклонов и антициклонов. В атмосфере при встрече двух воздушных масс с разными характеристиками постоянно возникают крупные атмосферные вихри – циклоны и антициклоны. Они сильно усложняют схему ОЦА.

Циклон – плоский восходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в СП и по часовой – в ЮП.

Антициклон – плоский нисходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в СП и против часовой – в ЮП.

Вихри плоские, так как их горизонтальные размеры – тысячи квадратных километров, а вертикальные – 15–20 км. В центре циклона наблюдаются восходящие токи воздуха, в антициклоне – нисходящие.

Выделяют циклоны фронтальные, центральные, тропические и термические депрессии.

Фронтальные циклоны образуются на Арктическом и Полярном фронтах: на Арктическом фронте Северной Атлантики (около восточных берегов Северной Америки и у Исландии), на Арктическом фронте в северной части Тихого океана (около восточных берегов Азии и у Алеутских островов). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь с запада на восток со скоростью около 20-30 км/ч. На фронте возникает серия циклонов, в серии по три-четыре циклона. Каждый следующий циклон находится на более молодой стадии развития и двигается быстрее. Циклоны нагоняют друг друга, смыкаются, образуя центральные циклоны – второй тип циклона. Благодаря малоподвижным центральным циклонам поддерживается область пониженного давления над океанами и в умеренных широтах.

Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, движутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через Великобританию, Балтийское море, Санкт-Петербург и далее на Урал и в Западную Сибирь или по Скандинавии, Кольскому полуострову и далее или к Шпицбергену, или по северной окраине Азии.

Северотихоокеанские циклоны идут в северо-западную Америку, а также северо-восточную Азию.

Тропические циклоны образуются на тропических фронтах чаще всего между 5º и 20º с. и ю. ш. Возникают они над океанами в конце лета и осенью, когда вода нагрета до температуры 27–28º С. Мощный подъем теплого и влажного воздуха приводит к выделению огромного количества теплоты при конденсации, что определяет кинетическую энергию циклона и низкое давление в центре. Циклоны двигаются с востока на запад по экваториальной периферии постоянных барических максимумов на океанах. Если тропический циклон достигает умеренных широт, он расширяется, теряет энергию и уже как внетропический циклон начинает двигаться с запада на восток. Скорость движения самого циклона небольшая (20–30 км/ч), но ветры в нем могут иметь скорость до 100 м/с (рис. 15).

Рис. 15. Распространение тропических циклонов

Основные районы возникновения тропических циклонов: восточное побережье Азии, северное побережье Австралии, Аравийское море, Бенгальский залив; Карибское море и Мексиканский залив. В среднем за год бывает около 70 тропических циклонов со скоростью ветра более 20 м/с. В Тихом океане тропические циклоны называются тайфунами, в Атлантическом – ураганами, у берегов Австралии – вилли-вилли.

Термические депрессии возникают на суше из-за сильного перегрева участка поверхности, поднятия и растекания воздуха над ним. В результате у подстилающей поверхности образуется область пониженного давления.

Антициклоны подразделяются на фронтальные, субтропические антициклоны динамического происхождения и стационарные.

В умеренных широтах в холодном воздухе возникают фронтальные антициклоны, которые перемещаются сериями с запада на восток со скоростью 20–30 км/ч. Последний заключительный антициклон достигает субтропиков, стабилизируется и образует субтропический антициклон динамического происхождения. К ним относятся постоянные барические максимумы на океанах. Стационарный антициклон возникает над сушей в зимний период в результате сильного выхолаживания участка поверхности.

Зарождаются и устойчиво держатся антициклоны над холодными поверхностями Восточной Арктики, Антарктиды, а зимой и Восточной Сибири. При прорыве арктического воздуха с севера зимой антициклон устанавливается над всей Восточной Европой, а иногда захватывает Западную и Южную.

За каждым циклоном следует и перемещается с той же скоростью антициклон, который заключает собой всякую циклоническую серию. При движении с запада на восток циклоны испытывают отклонение к северу, а антициклоны – к югу в СП. Причина отклонений объясняется влиянием силы Кориолиса. Следовательно, циклоны начинают двигаться на северо-восток, а антициклоны на юго-восток. Благодаря ветрам циклонов и антициклонов наблюдается обмен между широтами теплом и влагой. В областях повышенного давления преобладают токи воздуха сверху вниз – воздух сухой, облаков нет; в областях пониженного давления – снизу вверх – образуются облака, выпадают осадки. Внедрение теплых воздушных масс называется «волнами тепла». Перемещение тропических воздушных масс в умеренные широты летом вызывает засуху, зимой – сильные оттепели. Внедрение арктических воздушных масс в умеренные широты – «волны холода» – вызывает похолодание.

Местные ветры – ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин. К местным ветрам термического происхождения относятся бризы, горно-долинные ветры, влияние рельефа вызывает образование фенов и бора.

Бризы возникают на берегах океанов, морей, озер, там, где велики суточные колебания температур. В крупных городах сформировались городские бризы. Днем, когда суша нагрета сильнее, над ней возникает восходящее движение воздуха и отток его наверху в сторону более холодного. В приземных слоях ветер дует в сторону суши, это дневной (морской) бриз. Ночной (береговой) бриз возникает ночью. Когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и в приземном слое воздуха ветер дует с суши на море. Морские бризы выражены сильнее, их скорость равна 7 м/с, полоса распространения – до 100 км.

Горно-долинные ветры образуют ветры склонов и собственно горно-долинные и имеют суточную периодичность. Ветры склонов – результат различного нагрева поверхности склона и воздуха на той же высоте. Днем воздух на склоне нагревается сильнее, и ветер дует вверх по склону, ночью склон охлаждается тоже сильнее и ветер начинает дуть вниз по склону. Собственно горно-долинные ветры вызваны тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте на соседней равнине. Ночью ветер дует в сторону равнины, днем – в сторону гор. Обращенный в сторону ветра склон, называется наветренным, а противоположный – подветренным.

Фен – теплый сухой ветер с высоких гор, часто покрытых ледниками. Возникает он благодаря адиабатическому охлаждению воздуха на наветренном склоне и адиабатическому нагреву – на подветренном склоне. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение ОЦА переваливает через горный хребет. Чаще встречается антициклональный фен, он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Фены наиболее часты в переходные сезоны, продолжительность их несколько суток (в Альпах в году 125 дней с фенами). В горах Тянь-Шаня подобные ветры называют кастек, в Средней Азии – гармсиль, в Скалистых горах – чинук. Фены вызывают раннее цветение садов, таяние снега.

Бора – холодный ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове – нордом, на Байкале – сармой, в долине Роны (Франция) – мистралью. Возникает бора зимой, когда перед хребтом, на равнине, образуется область повышенного давления, где формируется холодный воздух. Перевалив невысокий хребет, холодный воздух устремляется с большой скоростью в сторону теплой бухты, где давление низкое, скорость может достигать 30 м/с, температура воздуха резко падает до –5ºС.

К мелкомасштабным вихрям относятся смерчи и тромбы (торнадо) . Вихри над морем называются смерчами, над сушей – тромбами. Зарождаются смерчи и тромбы обычно в тех же местах, что и тропические циклоны, в жарком влажном климате. Основным источником энергии служит конденсация водяных паров, при которой выделяется энергия. Большое число торнадо в США объясняется приходом влажного теплого воздуха с Мексиканского залива. Вихрь двигается со скоростью 30–40 км/ч, но скорость ветра в нем достигает 100 м/с. Тромбы возникают обычно поодиночке, вихри – сериями. В 1981 г. у побережья Англии в течение пяти часов сформировалось 105 смерчей.

Понятие о воздушных массах (ВМ). Анализ вышеизложенного показывает, что тропосфера не может быть физически однородной во всех своих частях. Она разделяется, не переставая быть единой и цельной, на воздушные массы – крупные объемы воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающие относительно однородными свойствами и движущиеся как единое целое в одном из потоков ОЦА. Размеры ВМ сопоставимы с частями материков, протяженность тысячи километров, мощность – 22–25 км. Территории, над которыми формируются ВМ, называются очагами формирования. Они должны обладать однородной подстилающей поверхностью (суша или море), определенными тепловыми условиями и временем, необходимым для их образования. Подобные условия существуют в барических максимумах над океанами, в сезонных максимумах над сушей.

Типичные свойства ВМ имеет только в очаге формирования, при перемещении она трансформируется, приобретая новые свойства. Приход тех или иных ВМ вызывает резкие смены погоды непериодического характера. По отношению к температуре подстилающей поверхности ВМ делят на теплые и холодные. Теплая ВМ перемещается на холодную подстилающую поверхность, она приносит потепление, но сама охлаждается. Холодная ВМ приходит на теплую подстилающую поверхность и приносит похолодание. По условиям образования ВМ подразделяют на четыре типа: экваториальные, тропические, полярные (воздух умеренных широт) и арктические (антарктическая). В каждом типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. Для континентального подтипа , образующегося над материками, характерна большая амплитуда температур и пониженная влажность. Морской подтип формируется над океанами, следовательно, относительная и абсолютная влажность у него повышены, амплитуды температур значительно меньше континентальных.

Экваториальные ВМ образуются в низких широтах, характеризуются высокими температурами и большой относительной и абсолютной влажностью. Эти свойства сохраняются и над сушей и над морем.

Тропические ВМ формируются в тропических широтах, температура в течение года не опускается ниже 20º С, относительная влажность невелика. Выделяют:

– континентальные ТВМ, формирующиеся над материками тропических широт в тропических барических максимумах – над Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже на юге умеренных широт – на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае;

– морские ТВМ, образующиеся над тропическими акваториями – в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуются высокой температурой и влагосодержанием, но низкой относительной влажностью.

Полярные ВМ , или воздух умеренных широт, образуются в умеренных широтах (в антициклонах умеренных широт из арктических ВМ и воздуха, пришедшего из тропиков). Температуры зимой отрицательные, летом положительные, годовая амплитуда температур значительна, абсолютная влажность увеличивается летом и уменьшается зимой, относительная влажность средняя. Выделяют:

– континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов умеренных широт, зимой сильно охлажден и устойчив, погода в нем ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи;

Измерения температуры воздуха и других метеоэлементов производятся в метеорологических будках, где термометры помещают­ся на высоте двух метров от поверхности. Особенности суточного и годового хода тем­пературы воздуха выявляются при осреднении результатов за длительный период наблю­дений.

Суточный ход температуры воздуха отражает суточный ход температуры земной по­верхности, но моменты максимума и миниму­ма температуры несколько запаздывают. Мак­симум температуры воздуха над сушей наблюдается в 14-15 ч, над водоемами - около 16 ч, минимум над сушей - вскоре по­сле восхода Солнца, над водоемами - спус­тя 2 - 3 ч после восхода Солнца. Разницумежду суточным максимумом и минимумом температуры воздуха называют суточной амп­литудой температуры. Она зависит от ря­да факторов: широты места, времени года, ха­рактера подстилающей …
поверхности (суша или водоем), облачности, рельефа, абсолютной вы­соты местности, характера растительности и т. д. В общем над сушей она гораздо боль­ше (особенно летом), чем над Океаном. С вы­сотой суточные колебания температуры зату­хают: над сушей - на высоте 2 - 3 км, над Океаном - ниже.

Годовой ход температуры воздуха -из­менение среднемесячных температур воздуха в течение года. Он тоже повторяет годовой ход температуры деятельной поверхности. Годовая амплитуда температуры воздуха - разность среднемесячных температур самого теп­лого и самого холодного месяцев. Ее величи­на зависит от тех же факторов, что и суточ­ная амплитуда температур, и обнаруживает сходные закономерности: она растет с увели­чением географической широты вплоть до по­лярных кругов (рис. 29). Это связано с раз­ным притоком солнечного тепла летом и зи­мой, главным образом из-за меняющегося угла падения солнечных лучей и за счет разной про­должительности суточного освещения в тече­ние года в умеренных и высоких широтах. Весьма важен и характер подстилающей по­верхности: над сушей годовая амплитуда боль­ше - она может доходить до 60 - 65 °С, а над водой - обычно менее 10-12 °С (рис. 30).

Экваториальный тип. Годовые температуры воздуха весь год высокие и ровные, но все-таки наблюдаются два небольших макси­мума температуры — — после дней равноденст-вий (апрель, октябрь) и два небольших мини­мума — — после дней солнцестояний (июль, ян­варь). Над материками годовая амплитуда температуры 5-10 °С, на побережьях -3 °С, над океанами — — всего около 1 °С (рис. 31).

Тропический тип. В годовом ходе выра­жен один максимум температуры воздуха - после наивысшего положения Солнца и один минимум - после наинизшего положения в дни солнцестояний. Над континентамигодовая амплитуда температуры в основном 10-15 °С за счет очень высоких летних температур, над океанами — — около 5 °С.

Тип умеренных широт. В годовом ходе температуры воздуха хорошо выражен макси­мум и минимум соответственно после дней лет­него и зимнего солнцестояний, причем над ма­териками температура качественно меняется в течение года, переходя через О °С (кроме за­падных побережий материков). Годовая амп­литуда температуры на материках составляет 25- 40 °С, а в глубине Евразии доходит до 60 - 65 °С за счет очень низких зимних тем­ператур, над океанами и на западных побере жьях материков, где температуры весь год положительные, амплитуда небольшая 10-15 °С.

В умеренном поясе различают субтропиче­скую, собственно умеренную и субполярную подзоны. Все вышесказанное относилось к соб­ственно умеренной подзоне. В целом же в пре­делах этих трех подзон годовые амплитуды тем­пературы воздуха возрастают с увеличением широты и по мере удаления от океанов.

Полярный тип характеризуется суровой, гцюдолжительной зимой. В годовом ходе на­блюдаются также один максимум температу­ры около О °С и ниже - во время полярно­го дня и один значительный минимум темпе­ратуры - в конце полярной ночи. Годовая амплитуда температуры на суше 30 - 40 °С, над океанами и на побережьях - около 20 °С.

Типы годового хода температуры воздуха выявляются из средних многолетних данных и отражают периодические сезонные колебания. С адвекцией воздушныхмасс связаны откло­нения температуры от средних значений в от­дельные годы и сезоны. Изменчивость сред­них месячных температур воздуха в большей степени свойственна умеренным и близлежа­щим широтам, особенно в переходных облас­тях между морским и континентальным кли­матом.

Для развития растительности весьма важ­ны производные температурные показатели, такие, например, как сумма активных темпе­ратур (сумма за период со средними суточны­ми температурами выше 10 °С). Она в значи­тельной степени определяет набор сельскохо­зяйственных культур в той или иной местности

Общие сведения о температуре воздуха

Определение 1

Показатель теплового состояния воздуха, регистрируемый измерительными приборами, называется температурой .

Солнечные лучи, падая на шарообразную форму планеты, нагревают её по-разному, потому что поступают под различными углами. Солнечные лучи атмосферный воздух не нагревают, в то время как земная поверхность нагревается очень сильно и передает тепловую энергию прилегающим слоям воздуха. Теплый воздух становится легким и поднимается вверх, где перемешивается с холодным, отдавая при этом часть своей тепловой энергии. С высотой теплый воздух охлаждается и на высоте $10$ км его температура становится постоянной $-40$ градусов.

Определение 2

В стратосфере происходит перестановка температур, и её показатели начинают расти. Это явление получило название температурной инверсии .

Сильнее всего поверхность земли нагревается там, где солнечные лучи падают под прямым углом – это область экватора . Минимальное количество тепла получают полярные и приполярные районы , потому что угол падения солнечных лучей острый и лучи скользят по поверхности, да к тому же ещё и рассеиваются атмосферой. В результате этого, можно сказать, что температура воздуха уменьшается от экватора к полюсам планеты.

Большую роль играет наклон земной оси к плоскости орбиты и время года, что приводит к неравномерному нагреванию Северного и Южного полушарий. Температура воздуха не является постоянным показателем, в любой точке земного шара она, на протяжении суток, меняется. На тематических климатических картах температура воздуха показана специальным условным знаком, который получил название изотерма .

Определение 3

Изотермы – это линии, соединяющие точки земной поверхности с одинаковыми показателями температуры.

На основании изотерм на планете выделяют тепловые пояса, идущие от экватора к полюсам:

• Экваториальный или жаркий пояс;
• Два умеренных пояса;
• Два холодных пояса.

Таким образом, на температуру воздуха большое влияние оказывают:

• Географическая широта места;
• Перенос тепла из низких широт в высокие широты;
• Распределение материков и океанов;
• Расположение горных хребтов;
• Течения в океане.

Изменение температуры

Температура воздуха непрерывно изменяется в течение суток. Суша днем быстро нагревается, а от неё нагревается воздух, но с наступлением ночи суша также быстро охлаждается, а вслед за ней происходит охлаждение воздуха. Поэтому прохладнее всего будет в предрассветные часы, а теплее – после обеда.

Обмен теплом, массой и количеством движения , между отдельными слоями атмосферы происходит постоянно. Взаимодействие атмосферы с поверхностью земли характеризуется этими же процессами и осуществляется следующими путями:

• Радиационный путь (поглощение воздухом солнечной радиации);
• Путь теплопроводности;
• Передача тепла путем испарения, конденсации или кристаллизации водяного пара.

Температура воздуха даже на одной и той же широте не может быть постоянной. На Земле только в одном климатическом поясе суточное колебание температур отсутствует – это жаркий или экваториальный пояс. Здесь одинаковое значение будет как у ночных, так и дневных температур воздуха. На побережьях крупных водоемов и над их поверхностью суточная амплитуда тоже несущественна, зато в зоне пустынного климата разница между дневными и ночными температурами иногда достигает $50-60$ градусов.

В умеренных климатических поясах максимальная солнечная радиация приходится на дни летних солнцестояний – в Северном полушарии это июль месяц, а в Южном полушарии – январь . Причина этого заключается не только в интенсивной солнечной радиации, но и в том, что сильно нагретая поверхность планеты отдает огромное количество тепловой энергии.

Средние широты отличаются более высокими годовыми амплитудами. Любая местность планеты характеризуется своими средними и абсолютными температурами воздуха. Самым жарким местом на Земле является Ливийская пустыня , где зафиксирован абсолютный максимум – ($ +58 $ градусов), а самым холодным местом является российская станция «Восток» в Антарктиде – ($ -89,2$ градуса). Все средние температуры – среднесуточные, среднемесячные, среднегодовые – являются среднеарифметическими величинами нескольких показателей термометра. Мы уже знаем, что с высотой в тропосфере температура воздуха понижается, но в приземном слое её распределение может быть различным – она может увеличиваться, уменьшаться или оставаться постоянной. Представление о том, как распределяется температура воздуха с высотой, дает вертикальный градиент температуры (ВГТ). Время года, время суток, погодные условия оказывают влияние на значение ВГТ. Например, ветер способствует перемешиванию воздуха и на разных высотах его температура выравнивается, а это значит, что ветер ВГТ уменьшает. ВГТ резко снижается, если почва влажная, паровое поле имеет ВГТ больше, чем густо засеянное, потому что данные поверхности имеют разный температурный режим.

Знак ВГТ говорит о том, как с высотой происходит изменение температуры, если он меньше нуля, то с высотой температура увеличивается. И, наоборот, если знак больше нуля – температура с удалением от поверхности будет уменьшаться и останется без изменений при ВГТ = 0. Такое распределение температуры с высотой получило название инверсии .

Инверсии могут быть:

• Радиационные (радиационное выхолаживание поверхности);
• Адвективные (образуются при перемещении теплого воздуха на холодную поверхность).

Выделяют четыре типа годового хода температуры исходя из средней многолетней амплитуды и времени наступления экстремальных температур:

• Экваториальный тип – выделяют два максимума и два минимума;
• Тропический тип (максимум и минимум наблюдается после солнцестояний);
• Умеренный тип (максимум и минимум отмечаются после солнцестояний);
• Полярный тип (минимальная температура во время полярной ночи);

Высота места над уровнем океана тоже оказывает влияние на годовой ход температуры воздуха. Годовая амплитуда с высотой уменьшается. Измерением температуры воздуха занимаются специалисты на метеорологических станциях.

Ещё одной особенностью суточного хода температуры можно считать отсутствие сезонной изменчивости у суточного максимума температуры. Весь год он наблюдается в 13-15 часов. И наличие суточного хода у суточного минимума температуры. В холодную часть года он наблюдается в 5-8 часов, в тёплую половину года - в 3-5 часов. Существенной характеристикой суточного хода температуры воздуха является разность температуры самого тёплого и самого холодного часа - амплитуда. Эта разность постепенно увеличивается с 2,6° в декабре до 6,3° в сентябре, когда ночи уже бывают по-осеннему прохладными, а дни по-летнему жаркими.

Диапазон изменения средних суточных температур воздуха на протяжении года составил от -12,9° до +32°. Анализируя (табл. 2.6), видим самый холодный месяц года - январь, самый тёплый - август.

Отрицательная средняя суточная температура воздуха наблюдается в районе Туапсе в январе, феврале, марте, ноябре и декабре. За исследуемый период наблюдалось 413 суток с отрицательной средней суточной температурой, в том числе 159 - в январе, 127 - в феврале, 44 - в марте, 15 - в ноябре и 68 - в декабре. Средняя суточная температура воздуха в пределах 16,1-17° наблюдается в районе Туапсе за исключением января. Средняя суточная температура 15,1°-16° кроме января не наблюдается еще и в июле. И еще интересно, средняя суточная температура в пределах 11,1°-15° наблюдается круглый год за исключением июля и августа.

Средняя суточная температура воздуха выше 25° наблюдается в районе Туaпсе в период с мая по сентябрь. Всего за исследуемый период было отмечено 454 дня со средней суточной температурой выше 25°, в том числе 1 день в мае, 16 дней в июне, 191 день в июле, 231 день в августе и 15 дней в сентябре. Температура воздуха не остаётся неизменной, а из года в год испытывает большие колебания, поэтому даты устойчивого перехода её через различные пределы значительно отклоняются от средней многолетней даты. Так, в отдельные тёплые вёсны может не наблюдаться устойчивого перехода средней суточной температуры воздуха через 20°, а переход через 15 и 20° происходит на месяц раньше. В другие годы наоборот весна бывает холодной и только к концу июня средняя суточная температура достигает 15°.

Таким образом, в районе Туапсе в среднем наблюдается 131 день со средне суточной температурой воздуха ниже 10°, 74 дня со средней суточной температурой 10-15°, 74 дня со средней суточной температурой 15-20° и 66 дней со средней суточной температурой выше 20°.

В период, когда средняя суточная температура воздуха бывает ниже 10° могут наблюдаться дни морозов.

И, хотя устойчивого морозного периода в описываемом районе нет, при вторжении на побережье холодных масс воздуха, температура ежегодно понижается до отрицательных значений.

Таблица 2.6 Суточный ход температуры воздуха

Суточ. амплит.

Обычно морозы начинаются во второй-третьей декаде ноября, а прекращаются в первой - второй декаде марта. Днём с морозом считается такой, в котором хотя бы в один из сроков наблюдений температура по минимальному термометру была 0° и ниже 11, с. 115 - 125.

Характерной особенностью холодного периода является то, что даже в относительно холодные дни, когда средняя суточная температура воздуха бывает отрицательной, часто в дневные часы наблюдаются оттепели и максимальная температура воздуха бывает положительной. Непрерывность морозных периодов постоянно нарушается оттепелями.

Остановимся подробнее также на характере распределения жарких дней в районе Туапсе (табл. 2.7). Дни со средней суточной температурой от 20,1-до 25° можно отнести к умеренно жарким, а со средней суточной температурой выше 25° - к жарким. Заметим, что в дни,- когда средняя суточная температура воздуха бывает 20° и выше, наблюдённая днём достигает 30-35°, а иногда и выше.

Таблица 2. 7 Повторяемость периодов с жаркими днями различной продолжительности

Наблюдаются жаркие дни в период с мая по сентябрь, но преимущественно в июле и августе. Так, за 35 лет в районе Туапсе наблюдалась 2741 день с умеренно жаркой погодой и 454 жарких дня, в том числе 422 жарких дня наблюдались в июле и августе. За весь период наблюдений только три раза средняя суточная температура воздуха была выше 30°.

Дни, в которые температура воздуха бывает выше 19°С, а упругость водяного пара выше 18,8 мб, можно отнести к дням с душной погодой. В (табл. 2.8), случаи с душной погодой выделены. Душная погода в районе Туапсе наблюдается в теплую часть года и ночью и днем, причем ночью на душную погоду приходится 38 % случаев, а днем - 60 % случаев. Наибольшая вероятность душной погоды ночью - про достижении температуры воздуха 21-23° при относительной влажности 81-90 %. Днем погода бывает душной обычно при температуре воздуха 25-27° и влажности воздуха 61-80 %.

Таблица 2.8 Повторяемость (%) различных значений температуры воздуха при определенных величинах относительной влажности в июле (1969-1978 гг.).

Температура воздуха, °С

Следует обратить внимание на то, что в районе Туапсе высокая влажность воздуха может наблюдаться и в холодное время года. И сочетание низкой температуры и высокой влажности воздуха организмом человека воспринимается очень тяжело. При этом очень остро ощущается холод, трудно согреться. Кроме того, холодная погода воспринимается организмом человека по-разному в тихую и ветреную погоду. Сочетание отрицательной температуры воздуха с сильным ветром как бы удваивает ощущение холода. В районе Туапсе такое сочетание бывает в холодный период года при сильных северо-восточных ветрах.

В среднем за период с апреля по ноябрь в районе Туапсе наблюдалось около 91 дня с умеренно жаркой и жаркой погодой, в том числе 56 дней из них приходятся на июль и август.

В повседневной жизни особую важность для человека приобретают ежедневные температуры.

Самая низкая средняя суточная температура воздуха в Туапсе отмечается в период с 14 января по 10 февраля. В наиболее суровом за период исследования январе 1972 года 14 и 15 числа средняя суточная температура воздуха была ниже -11°, а 13 января 1964 года наблюдалась самая низкая средняя суточная температура и составила -12,6°. Такое понижение температуры воздуха с возникновением боры - сильного северо-восточного ветра. Отрицательная средняя суточная температура воздуха может наблюдаться в исследуемом районе в январе, феврале, марте и декабре.

Благодаря активной зимней циклонической деятельности весьма часто на Черное море поступают теплые воздушные массы с юга. Отметим, что средняя суточная температура воздуха, например в январе, может изменяться в пределах от -12,6° до 14,4°, а в феврале - от -10,3° до 15,3°. Т.е. и в зимние месяцы в районе Туапсе могут наблюдаться теплые солнечные дни.

Устойчивое и сначала медленное повышение средней суточной температуры воздуха начинается с конца марта и продолжается до июля. Для весенних месяцев характерна смена относительно жарких дней относительно холодными. Так, с 29 апреля по 1 мая 1986 года средняя суточная температура была на 7-9° выше средней многолетней температуры, а с 5 по 9 мая этого же года она упала на 6-7° ниже средней многолетней. Такие резкие перепады температуры обычно сопровождаются различными стихийными явлениями (ливнями, снегопадами в горах, паводками на реках) и отрицательно отражаются на здоровье людей.

Теплый период года в районе Туапсе начинается с 17 июня и продолжается до 10 сентября. Наиболее высокой средняя многолетняя температура каждого дня бывает с 14 июля по 24 августа и удерживается она в пределах 23,0-24,1°. Этот период года можно считать жарким и в отдельные годы и дни этого периода средняя суточная температура достигает и превышает 25°.

В отдельные годы и этого теплого периода бывает средняя суточная температура воздуха ниже 20°. В последней декаде августа нередко происходит резкое понижение температуры, сопровождаемое интенсивными ливнями. Так было в 1960, 1966, 1978 и 1980 годах, причем в 1980 году минимум температуры составил 10,2°.

Бывают случаи, когда важно знать закономерности распределения не только отдельных метеорологических элементов, но и их комплексов. Важную роль в формировании термического режима играет адвекция теплых или холодных воздушных масс. Характер адвекции зависит от направления воздушных масс. Комплексная обработка температуры воздуха и ветра - термические розы - дает возможность проследить влияние ветра на температуру воздуха.

В зимние месяцы (январь, февраль и декабрь) воздушные массы, пришедшие с северной половины горизонта - холодные, а с южной половины горизонта - теплые. Почти одинаковы розы марта и ноября. В оба месяца холодные массы воздуха приходят с северо-восточной половины горизонта, а теплые - с южной и юго-западной. Только в ноябре понижение и повышение температуры боле выражено, нежели в марте. Интересна роза апреля. Некоторое повышение температуры происходит лишь при восточном и западном переносе. Ветры остальных румбов приносят в район Туапсе холодный воздух. Заметим, что в апреле вода в море еще не прогрелась, поэтому воздушные массы над морем холоднее. Мало отличается от апрельской роза мая. Правда в мае, кроме западных и восточных ветров, теплый воздух приносят северо-западные и северные ветры. Интересна роза июня. В июне ветры северные, северо-восточные и юго-восточные приносят холодные массы воздуха, ветры восточные и южные - нейтральны, а ветры юго-западные, западные и северо-западные приходят с теплыми массами воздуха. Летом, когда ветры бывают слабее, чем в зимние месяцы, их влияние на температурный режим сказывается меньше. Розы июля, августа и сентября мало отличаются друг от друга. В летние месяцы ветры от севера до юго-востока приходят с относительно холодными массами воздуха, а ветры от юга до запада, наоборот, с теплыми массами воздуха. Роза октября мало отличается от роз зимних месяцев, но несколько иначе ориентирована 11, с. 125 - 131.

Большое практическое значение имеет комплексное изучение температуры и влажности воздуха. Комплексная характеристика для июля раздельно по двум периодам суток: с 9 до 18 часов - день и с 21 до 06 часов - ночь. Обработка данных производилась по градациям температуры воздуха через 2°, а относительной влажности воздуха - через 10%. Материала взяты за 10 лет (1969-1978 гг.).

В районе Туапсе могут наблюдаться аномальные в температурном отношении годы, сезоны, месяцы. На годы со всеми четырьмя нормальными сезонами приходится всего около 3 % всех лет исследуемого периода, на годы с одним аномальным сезоном - 21 %, с двумя аномальными сезонами - 35 %, с тремя аномальными сезонами - 28 % и со всеми четырьмя аномальными сезонами - 10 %. Такие полностью аномальные годы это: 1924, 1938, 1948, 1953, 1962, 1963, 1966, 1972, 1981 и 1984.

атмосфера турбулентный циркуляция воздух

---