La temperatura della superficie del suolo influisce sulla temperatura dell'aria. Lo scambio di calore si verifica quando un sottile film d'aria entra in contatto diretto con la superficie terrestre a causa della conduzione del calore molecolare. Inoltre, lo scambio avviene all'interno dell'atmosfera a causa della conduzione del calore turbolento, che è un meccanismo più efficiente per il trasferimento del calore, poiché la miscelazione dell'aria durante la turbolenza contribuisce a un trasferimento di calore molto rapido da uno strato atmosferico all'altro.
Fig n. 2 Grafico dell'andamento giornaliero della temperatura dell'aria.
Come si può vedere in Fig. 2, durante il giorno l'aria si riscalda e si raffredda superficie terrestre, ripetendo approssimativamente le variazioni della temperatura dell'aria (vedi Fig. 1) con un'ampiezza minore. Si può anche vedere che l'ampiezza della variazione giornaliera della temperatura dell'aria è inferiore di circa 1/3 all'ampiezza della variazione della temperatura del suolo. La temperatura dell'aria inizia a salire contemporaneamente alla temperatura della superficie del suolo: dopo l'alba, e il suo massimo si osserva già nelle ore successive, e nel nostro caso alle 15:00, per poi iniziare a diminuire.
Come notato in precedenza, la temperatura massima della superficie del suolo è superiore alla temperatura massima dell'aria (32,8°C). Ciò si spiega con il fatto che la radiazione solare riscalda prima di tutto il suolo, da cui poi viene riscaldata l'aria. E le minime notturne sulla superficie del suolo sono inferiori a quelle dell'aria, poiché il suolo irradia calore nell'atmosfera.
Il vapore acqueo entra continuamente nell'atmosfera per evaporazione dalle superfici dell'acqua e terreno umido e anche come risultato della traspirazione delle piante. Tuttavia, in luoghi diversi e tempo diverso entra nell'atmosfera varie quantità. Si diffonde verso l'alto dalla superficie terrestre ed è trasportato dalle correnti d'aria da un punto all'altro della Terra.
La pressione del vapore acqueo è chiamata pressione del vapore acqueo. Il vapore acqueo, come qualsiasi gas, crea una certa pressione. La pressione del vapore acqueo è proporzionale alla sua densità (massa per unità di volume) e alla sua temperatura assoluta.
Riso. N. 3 Grafico dell'andamento giornaliero dell'elasticità del vapore acqueo.
Le osservazioni sono state effettuate nelle profondità della terraferma durante la stagione calda, quindi il grafico mostra una doppia variazione giornaliera (Fig. 3). Il primo minimo in questi casi si verifica dopo l'alba, così come il minimo di temperatura.
Il terreno inizia a riscaldarsi dopo l'alba, la sua temperatura aumenta e, di conseguenza, l'evaporazione aumenta, il che significa che la pressione del vapore aumenta. Questa tendenza continua fino alle 09:00, quando l'evaporazione predomina sul trasferimento del vapore dal basso verso gli strati più alti. A questo punto, nello strato superficiale si è già stabilita una stratificazione instabile e la convezione è sufficientemente sviluppata. Nel processo di convezione, l'intensità della miscelazione turbolenta aumenta e viene stabilito il trasferimento del vapore acqueo nella direzione del suo gradiente, dal basso verso l'alto. Il deflusso di vapore acqueo dal basso non ha il tempo di essere compensato dall'evaporazione, che porta a una diminuzione del contenuto di vapore (e, di conseguenza, della pressione) vicino alla superficie terrestre di 12-15 ore. E solo allora la pressione inizia ad aumentare, poiché la convezione si indebolisce e l'evaporazione dal terreno riscaldato è ancora ampia e il contenuto di vapore aumenta. Dopo 18h l'evaporazione diminuisce, quindi la pressione diminuisce.
Il corso giornaliero della temperatura dell'ariaè la variazione della temperatura dell'aria durante il giorno. In generale, riflette l'andamento della temperatura della superficie terrestre, ma i momenti dell'inizio dei massimi e dei minimi sono alquanto tardivi: il massimo si verifica alle 14, il minimo dopo l'alba.
Ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria- la differenza tra la temperatura massima e minima dell'aria durante il giorno. È più alto sulla terraferma che sull'oceano, diminuisce quando ci si sposta ad alte latitudini e aumenta in luoghi con terreno nudo. La massima ampiezza in deserti tropicali– fino a 40º C. Valore ampiezza giornaliera la temperatura dell'aria è uno degli indicatori della continentalità climatica. Nei deserti è molto maggiore che nelle zone con clima marittimo.
Variazione annuale della temperatura dell'aria(modificare temperatura media mensile durante l'anno) è determinato principalmente dalla latitudine del luogo. Ampiezza annuale della temperatura dell'aria- la differenza tra la temperatura media mensile massima e minima.
La distribuzione geografica della temperatura dell'aria è mostrata utilizzando isoterme- linee che collegano i punti della mappa con la stessa temperatura. La distribuzione della temperatura dell'aria è zonale, le isoterme annuali nel loro insieme hanno un colpo sublatitudinale e corrispondono alla distribuzione annuale del bilancio di radiazione (Fig. 10, 11).
In media durante l'anno, il parallelo più caldo è 10º N. con una temperatura di +27º C è equatore termico. In estate, l'equatore termico si sposta a 20º N, in inverno si avvicina all'equatore di 5º N.
Riso. 10. Distribuzione temperatura media aria a luglio
Riso. 11. Distribuzione della temperatura media dell'aria nel mese di gennaio
Lo spostamento dell'equatore termico nella SP è spiegato dal fatto che nella SP l'area terrestre situata a basse latitudini è maggiore rispetto alla SP, e durante l'anno ha più alte temperature.
Il calore sulla superficie terrestre è distribuito zonale-regionale. Oltre ad latitudine geografica, la distribuzione delle temperature sulla Terra è influenzata dalla natura della distribuzione della terra e del mare, dai rilievi, dall'altitudine sul livello del mare, dalle correnti marine e d'aria.
La distribuzione latitudinale delle isoterme annuali è disturbata da correnti calde e fredde. Alle latitudini temperate del NP, le sponde occidentali, bagnate da correnti calde, sono più calde delle sponde orientali, lungo le quali passano correnti fredde. Di conseguenza, le isoterme sulle coste occidentali sono piegate verso il polo, sulle coste orientali - verso l'equatore.
medio temperatura annuale SP + 15,2º C e UP + 13,2º C. Temperatura minima in SP ha raggiunto –77º С (Oymyakon) (il minimo assoluto di SP) e –68º С (Verkhoyansk). In SP le temperature minime sono molto più basse; alle stazioni "Sovetskaya" e "Vostok" la temperatura era di -89,2º С (il minimo assoluto di SP). La temperatura minima con tempo sereno in Antartide può scendere a -93º C. Le temperature più alte si osservano nei deserti della zona tropicale: +58º C a Tripoli, +56,7º C in California nella Death Valley.
Le mappe danno un'idea di come i continenti e gli oceani influenzino la distribuzione delle temperature. isonomico(gli isonomali sono linee che collegano punti con le stesse anomalie di temperatura). Le anomalie sono deviazioni delle temperature effettive da quelle di media latitudine. Le anomalie sono positive e negative. Anomalie positive si osservano in estate su continenti riscaldati. In Asia, le temperature sono 4º C più alte di quelle di media latitudine In inverno, le anomalie positive si trovano al di sopra delle correnti calde (sopra la calda corrente del Nord Atlantico al largo delle coste scandinave, la temperatura è di 28º C sopra la norma). Anomalie negative sono pronunciate in inverno sui continenti freddi e in estate sulle correnti fredde. Ad esempio, a Oymyakon in inverno la temperatura è di 22º C al di sotto della norma.
Sulla Terra, ci sono i seguenti cinture termiche(le isoterme sono portate oltre i confini delle zone termiche):
1. Piccante, è limitato in ciascun emisfero da un'isoterma annuale di + 20º С, che passa vicino a 30º s. sh. e y.sh.
2. Due cinture temperate , che in ciascun emisfero giacciono tra l'isoterma annuale + 20º C e + 10º C dalla stessa mese caldo(di conseguenza luglio o gennaio).
3. due cinture fredde, il confine passa lungo l'isoterma di 0º C del mese più caldo. A volte ci sono regioni gelo eterno, che si trovano attorno ai poli (Shubaev, 1977).
In questo modo:
1. L'unica fonte di energia di importanza pratica per il corso dei processi esogeni in GO è il Sole. Il calore del Sole entra nello spazio mondiale sotto forma di energia radiante, che poi, assorbita dalla Terra, si trasforma in energia termica.
2. Il raggio di sole nel suo percorso è soggetto a numerose influenze (diffusione, assorbimento, riflessione) da vari elementi il mezzo in cui penetra e le superfici su cui cade.
3. Per la distribuzione radiazione solare influenza: la distanza tra la Terra e il Sole, l'angolo di incidenza dei raggi solari, la forma della Terra (predetermina la diminuzione dell'intensità della radiazione dall'equatore ai poli). Questa è la ragione principale dell'assegnazione delle zone termali e, di conseguenza, la ragione dell'esistenza delle zone climatiche.
4. L'influenza della latitudine dell'area sulla distribuzione del calore è corretta da una serie di fattori: rilievo; distribuzione di terra e mare; influenza delle correnti marine fredde e calde; circolazione atmosferica.
5. La distribuzione del calore solare è ulteriormente complicata dal fatto che le regolarità e le caratteristiche della distribuzione verticale si sovrappongono alle regolarità della distribuzione orizzontale (lungo la superficie terrestre) dell'irraggiamento e del calore.
Circolazione generale dell'atmosfera
Formata nell'atmosfera correnti d'aria scala diversa. Possono coprire l'intero globo e in altezza - la troposfera e la bassa stratosfera, o interessare solo un'area limitata del territorio. Le correnti d'aria assicurano la ridistribuzione del calore e dell'umidità tra le basse e le alte latitudini e trasportano l'umidità in profondità nel continente. In base all'area di distribuzione si distinguono i venti della circolazione atmosferica generale (GCA), i venti dei cicloni e degli anticicloni e i venti locali. motivo principale La formazione dei venti è una distribuzione irregolare della pressione sulla superficie del pianeta.
Pressione. normale pressione atmosferica- il peso colonna atmosferica con una sezione trasversale di 1 cm 2 al livello dell'oceano a 0ºС a 45º di latitudine. È bilanciato da una colonna di mercurio di 760 mm. La pressione atmosferica normale è 760 mm Hg o 1013,25 mb. La pressione in SI è misurata in pascal (Pa): 1 mb = 100 Pa. La pressione atmosferica normale è 1013,25 hPa. La pressione più bassa mai osservata sulla Terra (al livello del mare), 914 hPa (686 mm); il più alto è 1067,1 hPa (801 mm).
La pressione diminuisce con l'altezza, al diminuire dello spessore dello strato sovrastante dell'atmosfera. Viene chiamata la distanza in metri che si deve salire o scendere affinché la pressione atmosferica cambi di 1 hPa stadio di pressione. Il gradino barico ad un'altezza da 0 a 1 km è di 10,5 m, da 1 a 2 km - 11,9 m, 2-3 km - 13,5 m Il valore del gradino barico dipende dalla temperatura: all'aumentare della temperatura, aumenta di 0 ,quattro %. Nell'aria calda, il gradino barico è maggiore, quindi le regioni calde dell'atmosfera negli strati alti hanno una pressione maggiore di quelle fredde. Si chiama il reciproco del gradino barico gradiente barico verticaleè la variazione di pressione per unità di distanza (100 m è preso come unità di distanza).
La pressione cambia a causa del movimento dell'aria: il suo deflusso da un luogo e l'afflusso all'altro. Il movimento dell'aria è dovuto ad una variazione della densità dell'aria (g/cm 3), derivante da un riscaldamento non uniforme della superficie sottostante. Su una superficie ugualmente riscaldata, la pressione diminuisce uniformemente con l'altezza, e superfici isobariche(superfici tracciate per punti con la stessa pressione) sono parallele tra loro e alla superficie sottostante. Nell'area di alta pressione sanguigna le superfici isobariche sono convesse verso l'alto, nella zona bassa - verso il basso. Sulla superficie terrestre, la pressione è mostrata usando isobara Linee che collegano punti di uguale pressione. Distribuzione pressione atmosferica a livello dell'oceano, rappresentato usando isobare, è chiamato rilievo barico.
Viene chiamata la pressione dell'atmosfera sulla superficie terrestre, la sua distribuzione nello spazio e il cambiamento nel tempo campo barico. Si chiamano le aree di alta e bassa pressione in cui è suddiviso il campo barico sistemi di pressione.
I sistemi barici chiusi includono i massimi barici (un sistema di isobare chiuse con una maggiore pressione al centro) e i minimi (un sistema di isobare chiuse con una pressione ridotta al centro), i sistemi barici aperti includono le creste bariche (una fascia di pressione aumentata da un barico massimo all'interno del campo pressione ridotta), una depressione (una fascia di bassa pressione da un minimo barico all'interno di un campo di pressione aumentato) e una sella (un sistema aperto di isobare tra due massimi barici e due minimi). In letteratura esiste il concetto di "depressione barica" - una cintura di bassa pressione, all'interno della quale possono esserci minimi barici chiusi.
La pressione sulla superficie terrestre è distribuita zonalmente. All'equatore durante l'anno c'è una cintura di bassa pressione - depressione equatoriale(meno di 1015 hPa) . A luglio, si sposta nell'emisfero settentrionale a 15–20º N, a dicembre - nell'emisfero australe, a 5º S. Alle latitudini tropicali (tra 35º e 20º di entrambi gli emisferi), la pressione durante l'anno è aumentata - massimi barici tropicali (subtropicali).(più di 1020 hPa). In inverno, una cintura continua di alta pressione appare sugli oceani e sulla terraferma (Azzorre e hawaiane - SP; Atlantico meridionale, Pacifico meridionale e India meridionale - SP). In estate, l'aumento della pressione persiste solo sugli oceani, sulla terraferma la pressione diminuisce, si verificano depressioni termiche (minimo Iran-Tara - 994 hPa). Alle latitudini temperate, la SP forma una cintura continua in estate pressione ridotta, tuttavia, il campo barico è dissimmetrico: nel Pacifico meridionale, alle latitudini temperate e subpolari, c'è una fascia di bassa pressione sopra la superficie dell'acqua durante tutto l'anno (minimo antartico - fino a 984 hPa); nel SP, per l'alternanza dei settori continentali e oceanici, i minimi barici si esprimono solo sugli oceani (islandese e aleutine - pressione a gennaio 998 hPa); in inverno, i massimi barici compaiono sui continenti per il forte raffreddamento della superficie . Alle latitudini polari, sulle calotte glaciali dell'Antartide e della Groenlandia, la pressione durante l'anno elevato– 1000 hPa ( basse temperature- l'aria è fredda e pesante) (Fig. 12, 13).
Si chiamano aree stabili di alta e bassa pressione, in cui il campo barico si rompe vicino alla superficie della terra centri d'azione dell'atmosfera. Vi sono territori su cui la pressione rimane costante durante tutto l'anno (predominano i sistemi di pressione dello stesso tipo, massimi o minimi); centri permanenti di azione dell'atmosfera:
– depressione equatoriale;
– Aleutine Basse (latitudini temperate del SP);
– basso islandese (latitudini temperate del SP);
- zona di bassa pressione delle latitudini temperate SP (cintura di bassa pressione antartica);
– zone subtropicali alta pressione SP:
Alte Azzorre (Alto Atlantico settentrionale)
Hawaiano High (Alto Pacifico settentrionale)
– zone subtropicali di SP ad alta pressione:
South Pacific High (sud-ovest del Sud America)
Alto Atlantico meridionale (anticiclone di Sant'Elena)
South Indian High (anticiclone Maurizio)
– massimo antartico;
– Massima Groenlandia.
Sistemi a pressione stagionale si formano nel caso in cui la pressione cambi stagionalmente di segno opposto: al posto del massimo barico si ha un minimo barico e viceversa. I sistemi di pressione stagionale includono:
- il minimo estivo dell'Asia meridionale con un centro vicino a 30º di latitudine nord. (997 hPa)
– massimo asiatico invernale centrato sulla Mongolia (1036 hPa)
– minimo estivo messicano (depressione nordamericana) – 1012 hPa
– massimi invernali nordamericani e canadesi (1020 hPa)
– depressioni estive (gennaio) sull'Australia, Sud America e il Sud Africa lasciano il posto in inverno agli anticicloni australiani, sudamericani e sudafricani.
Vento. Gradiente barico orizzontale. Il movimento dell'aria in direzione orizzontale è chiamato vento. Il vento è caratterizzato da velocità, forza e direzione. Velocità del vento: la distanza percorsa dall'aria nell'unità di tempo (m / s, km / h). Forza del vento - la pressione esercitata dall'aria su un sito di 1 m 2 situato perpendicolarmente al movimento. La forza del vento è determinata in kg / m 2 o in punti della scala Beaufort (0 punti - calma, 12 - uragano).
La velocità del vento è determinata gradiente barico orizzontale– variazione di pressione (caduta di pressione di 1 hPa) per unità di distanza (100 km) in direzione di pressione decrescente e perpendicolare alle isobare. Oltre al gradiente barometrico, il vento risente della rotazione terrestre (forza di Coriolis), della forza centrifuga e dell'attrito.
La forza di Coriolis devia il vento a destra (in SP a sinistra) della direzione della pendenza. La forza centrifuga agisce sul vento nei sistemi barici chiusi - cicloni e anticicloni. È diretto lungo il raggio di curvatura della traiettoria verso la sua convessità. La forza di attrito dell'aria sulla superficie terrestre riduce sempre la velocità del vento. L'attrito colpisce lo strato inferiore, di 1000 metri, chiamato strato di attrito. Viene chiamato il movimento dell'aria in assenza di attrito vento gradiente. Viene chiamato vento di gradiente che soffia lungo isobare rettilinee parallele geostrofico, lungo isobare chiuse curvilinee – geociclostrofico. Una rappresentazione visiva della frequenza di occorrenza dei venti in determinate direzioni è data dal diagramma "Rosa del vento".
In accordo con il rilievo barico, esistono le seguenti zone di vento:
- fascia equatoriale di calma (i venti sono relativamente rari, poiché predominano i movimenti ascendenti di aria fortemente riscaldata);
- zone di alisei degli emisferi settentrionale e meridionale;
- aree di calma negli anticicloni della cintura subtropicale ad alta pressione (il motivo è il predominio dei movimenti aerei discendenti);
- alle medie latitudini di entrambi gli emisferi - zone di predominanza dei venti occidentali;
– negli spazi circumpolari i venti soffiano dai poli verso depressioni bariche di medie latitudini, cioè qui sono comuni i venti con una componente orientale.
Circolazione atmosferica generale (GCA)- un sistema di flussi d'aria su scala planetaria, che copre l'intero globo, la troposfera e la bassa stratosfera. Rilasciato nella circolazione atmosferica trasferimenti zonali e meridionali. I trasferimenti zonali che si sviluppano principalmente in direzione sublatitudinale comprendono:
- trasferimento occidentale, che domina l'intero pianeta nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore;
- nella bassa troposfera, alle latitudini polari - venti di levante; alle latitudini temperate - venti occidentali, alle latitudini tropicali ed equatoriali - venti orientali (Fig. 14).
dal polo all'equatore.
Infatti, l'aria all'equatore nello strato superficiale dell'atmosfera è molto calda. L'aria calda e umida sale, il suo volume aumenta e l'alta pressione sorge nella troposfera superiore. Ai poli a causa del forte raffreddamento strati superficiali Atmosfera, l'aria è compressa, il suo volume diminuisce e la pressione in alto diminuisce. Di conseguenza, negli strati superiori della troposfera, c'è un flusso d'aria dall'equatore ai poli. A causa di ciò, la massa d'aria all'equatore, e quindi la pressione sulla superficie sottostante, diminuisce e aumenta ai poli. Nello strato superficiale, il movimento inizia dai poli all'equatore. Conclusione: la radiazione solare costituisce la componente meridionale dell'OCA.
Su una Terra omogenea in rotazione agisce anche la forza di Coriolis. In alto, la forza di Coriolis devia il flusso nella SP a destra della direzione del movimento, ad es. da ovest a est. Nella SP, il movimento dell'aria devia a sinistra, cioè ancora da ovest a est. Pertanto, in alto (nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore, nell'intervallo di altitudine da 10 a 20 km, la pressione diminuisce dall'equatore ai poli), si nota un trasferimento occidentale, si nota per l'intera Terra come un totale. In generale, il movimento dell'aria avviene attorno ai poli. Di conseguenza, la forza di Coriolis costituisce il trasporto zonale dell'OCA.
Al di sotto della superficie sottostante, il movimento è più complesso; la sua divisione in continenti e oceani. Si forma un modello complesso di grandi correnti d'aria. Da cinture subtropicali correnti d'aria ad alta pressione confluiscono nella depressione equatoriale e alle latitudini temperate. Nel primo caso si formano venti orientali di latitudini tropico-equatoriali. Sopra gli oceani, grazie ai massimi barici costanti, esistono tutto l'anno – Alisei- venti delle periferie equatoriali dei massimi subtropicali, che soffiano costantemente solo sugli oceani; sulla terraferma, non sono rintracciabili ovunque e non sempre (le rotture sono causate dall'indebolimento degli anticicloni subtropicali dovuto al forte riscaldamento e allo spostamento della depressione equatoriale a queste latitudini). Nella SP, gli alisei hanno una direzione nord-est, nella SP - sud-est. Gli alisei di entrambi gli emisferi convergono vicino all'equatore. Nella regione della loro convergenza (zona di convergenza intratropicale) sorgono forti correnti d'aria ascendenti, Nubi cumuliformi e cade la pioggia.
Il flusso di vento che va alle latitudini temperate dalla zona tropicale di alta pressione si forma venti occidentali di latitudini temperate. Si intensificano dentro orario invernale, poiché i minimi barici crescono sull'oceano alle latitudini temperate, il gradiente barico tra i minimi barici sugli oceani e i massimi barici sulla terraferma aumenta, quindi aumenta anche la forza dei venti. In SP la direzione dei venti è sud-ovest, in SP - nord-ovest. A volte questi venti sono chiamati anti-aliseo, ma non sono geneticamente correlati agli alisei, ma fanno parte del trasporto planetario da ovest.
Trasferimento orientale. I venti prevalenti alle latitudini polari sono da nord-est a SP e da sud-est a SF. L'aria si muove dalle aree polari di alta pressione verso la zona di bassa pressione delle latitudini temperate. Il trasporto orientale è rappresentato anche dagli alisei delle latitudini tropicali. Vicino all'equatore, il trasporto verso est copre quasi l'intera troposfera e qui non c'è il trasporto verso ovest.
L'analisi delle latitudini delle parti principali dell'OCA permette di distinguere tre collegamenti zonali aperti:
- polare: i venti da est soffiano nella troposfera inferiore, sopra - il trasporto da ovest;
– collegamento moderato: nella troposfera inferiore e superiore – venti occidentali;
- collegamento tropicale: nella troposfera inferiore - venti di levante, sopra - trasferimento di ponente.
Il collegamento tropicale della circolazione era chiamato la cellula di Hadley (l'autore del primo schema OCA, 1735), il collegamento temperato - la cellula di Frerel (un meteorologo americano). Al momento, l'esistenza delle cellule è messa in dubbio (SP Khromov, B.L. Dzerdievsky), tuttavia la loro menzione rimane in letteratura.
Le correnti a getto sono venti di uragano che soffiano sulle zone frontali della troposfera superiore e della stratosfera inferiore. Sono particolarmente pronunciati sopra i fronti polari, la velocità del vento raggiunge i 300–400 km/h a causa dei grandi gradienti di pressione e dell'atmosfera rarefatta.
I trasferimenti meridionali complicano il sistema OCA e forniscono lo scambio interlatitudinale di calore e umidità. I principali trasporti meridionali sono monsoni- venti stagionali che cambiano direzione in estate e in inverno al contrario. Ci sono monsoni tropicali ed extratropicali.
monsoni tropicali sorgono a causa di differenze termiche tra l'emisfero estivo e quello invernale, la distribuzione di terra e mare non fa che aumentare, complicare o stabilizzare questo fenomeno. A gennaio nella SP si trova una catena quasi ininterrotta di anticicloni: quelli subtropicali permanenti sugli oceani e quelli stagionali sui continenti. Allo stesso tempo, una depressione equatoriale spostata si trova nel SP. Di conseguenza, l'aria viene trasferita dall'SP all'SP. A luglio, con un rapporto inverso dei sistemi barici, l'aria viene trasferita attraverso l'equatore dalla SP alla SP. Pertanto, i monsoni tropicali non sono altro che alisei, che in una certa fascia vicino all'equatore acquisiscono una proprietà diversa: un cambiamento stagionale nella direzione generale. I monsoni tropicali scambiano aria tra emisferi, e ancora tra terra e mare, tanto più che ai tropici il contrasto termico tra terra e mare è generalmente ridotto. L'intera area di distribuzione dei monsoni tropicali si trova tra 20º N.S. e 15º S ( africa tropicale a nord dell'equatore, Africa orientale a sud dell'equatore; Arabia meridionale; dall'Oceano Indiano al Madagascar a ovest e all'Australia settentrionale a est; Hindustan, Indocina, Indonesia (senza Sumatra), Cina orientale; in Sud America - Colombia). Ad esempio, la corrente monsonica, che ha origine in un anticiclone sull'Australia settentrionale e va in Asia, è diretta, in sostanza, da un continente all'altro; oceano dentro questo caso funge solo da territorio intermedio. I monsoni in Africa sono lo scambio d'aria tra la terraferma dello stesso continente che giace in diversi emisferi, e su una parte dell'Oceano Pacifico il monsone soffia dalla superficie oceanica di un emisfero alla superficie oceanica dell'altro.
Nell'istruzione monsoni extratropicali Protagonista è il contrasto termico tra terra e mare. Qui si verificano monsoni tra anticicloni stagionali e depressioni, alcune delle quali si trovano sulla terraferma e altre sull'oceano. Pertanto, i monsoni invernali nell'Estremo Oriente sono una conseguenza dell'interazione dell'anticiclone sull'Asia (con il suo centro in Mongolia) e della depressione permanente delle Aleutine; estate - una conseguenza di un anticiclone sulla parte settentrionale dell'Oceano Pacifico e di una depressione sulla parte extratropicale del continente asiatico.
I monsoni extratropicali si esprimono meglio Lontano est(compresa la Kamchatka), il Mare di Okhotsk, il Giappone, l'Alaska e la costa dell'Oceano Artico.
Una delle condizioni principali per la manifestazione della circolazione monsonica è l'assenza di attività ciclonica (non c'è circolazione monsonica in Europa e Nord America a causa dell'intensità dell'attività ciclonica, viene "lavata via" dai trasporti occidentali).
Venti di cicloni e anticicloni. Nell'atmosfera dell'incontro di due masse d'aria con caratteristiche diverse, sorgono costantemente grandi vortici atmosferici: cicloni e anticicloni. Complicano notevolmente lo schema OCA.
Ciclone- piano ascendente vortice atmosferico, che si manifesta in prossimità della superficie terrestre come una zona di bassa pressione, con un sistema di venti dalla periferia al centro in senso antiorario nella SP e in senso orario nella SP.
Anticiclone- un vortice atmosferico discendente piatto, che si manifesta vicino alla superficie terrestre come un'area di alta pressione, con un sistema di venti dal centro alla periferia in senso orario nella SP e in senso antiorario nella SP.
I vortici sono piatti, poiché le loro dimensioni orizzontali sono migliaia di chilometri quadrati, mentre le loro dimensioni verticali sono di 15-20 km. Al centro del ciclone si osservano correnti d'aria ascendenti, nell'anticiclone - discendenti.
I cicloni si dividono in depressioni frontali, centrali, tropicali e termiche.
Cicloni frontali si formano sui fronti artico e polare: sul fronte artico del Nord Atlantico (vicino alle coste orientali Nord America e vicino all'Islanda), sul fronte artico nella parte settentrionale dell'Oceano Pacifico (vicino alla costa orientale dell'Asia e vicino alle Isole Aleutine). I cicloni di solito esistono per diversi giorni, spostandosi da ovest a est ad una velocità di circa 20-30 km/h. Nella parte anteriore compare una serie di cicloni, in una serie di tre o quattro cicloni. Ogni ciclone successivo è in una fase di sviluppo più giovane e si muove più velocemente. I cicloni si sorpassano, si chiudono, si formano cicloni centrali- il secondo tipo di ciclone. A causa dei cicloni centrali inattivi, un'area di bassa pressione viene mantenuta sugli oceani e alle latitudini temperate.
Cicloni originari del nord oceano Atlantico, traslocando Europa occidentale. Molto spesso passano attraverso il Regno Unito, il Mar Baltico, San Pietroburgo e oltre fino agli Urali e Siberia occidentale o attraverso la Scandinavia, la penisola di Kola e oltre, o fino alle Svalbard, o lungo la periferia settentrionale dell'Asia.
I cicloni del Pacifico settentrionale vanno nell'America nord-occidentale e nel nord-est asiatico.
Cicloni tropicali formato sui fronti tropicali il più delle volte tra 5º e 20º N. e tu. sh. Appaiono sopra gli oceani alla fine dell'estate e dell'autunno, quando l'acqua viene riscaldata a una temperatura di 27–28º C. Un forte aumento di temperature calde e aria umida porta al rilascio di un'enorme quantità di calore durante la condensazione, che determina l'energia cinetica del ciclone e la bassa pressione al centro. I cicloni si spostano da est a ovest lungo la periferia equatoriale dei massimi barici permanenti sugli oceani. Se un ciclone tropicale raggiunge latitudini temperate, si espande, perde energia e, come ciclone extratropicale, inizia a spostarsi da ovest a est. La velocità del ciclone stesso è piccola (20–30 km/h), ma i venti al suo interno possono avere una velocità fino a 100 m/s (Fig. 15).
Riso. 15. Distribuzione dei cicloni tropicali
Le principali aree di presenza dei cicloni tropicali: la costa orientale dell'Asia, la costa settentrionale dell'Australia, il Mar Arabico, il Golfo del Bengala; Mar dei Caraibi e Golfo del Messico. In media, ci sono circa 70 cicloni tropicali all'anno con velocità del vento superiori a 20 m/s. A l'oceano Pacifico i cicloni tropicali sono chiamati tifoni, nell'Atlantico - uragani, al largo delle coste dell'Australia - willy-willy.
Depressioni termiche sorgono a terra a causa del forte surriscaldamento della superficie, dell'innalzamento e della diffusione dell'aria al di sopra di essa. Di conseguenza, si forma un'area di bassa pressione vicino alla superficie sottostante.
Gli anticicloni sono suddivisi in anticicloni frontali, subtropicali di origine dinamica e stazionari.
Alle latitudini temperate, all'aria fredda, anticicloni frontali, che si muovono in serie da ovest a est ad una velocità di 20–30 km/h. L'ultimo anticiclone finale raggiunge le zone subtropicali, si stabilizza e si forma anticiclone subtropicale di origine dinamica. Questi includono massimi barici permanenti negli oceani. Anticiclone stazionario emerge sulla terraferma periodo invernale per effetto di un forte raffreddamento della superficie.
Gli anticicloni hanno origine e si mantengono costantemente sulle superfici fredde dell'Artico orientale, dell'Antartide e in inverno Siberia orientale. Quando l'aria artica si rompe da nord in inverno, si stabilisce un anticiclone sull'intero Europa orientale, e talvolta cattura l'ovest e il sud.
Ogni ciclone è seguito e si muove alla stessa velocità da un anticiclone, che comprende qualsiasi serie ciclonica. Quando ci si sposta da ovest a est, i cicloni deviano a nord e gli anticicloni deviano a sud nella SP. Il motivo delle deviazioni è spiegato dall'influenza della forza di Coriolis. Di conseguenza, i cicloni iniziano a spostarsi a nord-est e gli anticicloni a sud-est. A causa dei venti di cicloni e anticicloni, c'è uno scambio di calore e umidità tra le latitudini. Nelle aree ad alta pressione predominano i flussi d'aria dall'alto verso il basso: l'aria è secca, non ci sono nuvole; nelle aree di bassa pressione - dal basso verso l'alto - si formano nuvole, le precipitazioni cadono. L'introduzione di masse d'aria calda è chiamata "onde di calore". Il movimento delle masse d'aria tropicali alle latitudini temperate provoca siccità in estate e forti disgeli in inverno. L'introduzione di masse d'aria artica alle latitudini temperate - "onde fredde" - provoca il raffreddamento.
venti locali- venti che si verificano in aree limitate del territorio per l'influenza di cause locali. I venti locali di origine termica comprendono brezze, venti di montagna-valle, l'influenza del rilievo provoca la formazione di foehns e boro.
brezze si verificano sulle rive di oceani, mari, laghi, dove si verificano grandi escursioni termiche giornaliere. A principali città si formarono le brezze della città. Durante il giorno, quando il terreno è più riscaldato, sopra di esso si verifica un movimento ascendente dell'aria e il suo deflusso dall'alto verso quello più freddo. Negli strati superficiali, il vento soffia verso terra, questa è una brezza diurna (mare). La brezza notturna (costiera) si verifica di notte. Quando la terra si raffredda più dell'acqua, e nello strato superficiale dell'aria, il vento soffia dalla terra al mare. Le brezze marine sono più pronunciate, la loro velocità è di 7 m/s, la banda di propagazione è fino a 100 km.
Venti di valle di montagna formano i venti di pendio e gli attuali venti di montagna-valle e hanno una periodicità giornaliera. I venti di pendio sono il risultato di un diverso riscaldamento della superficie del pendio e dell'aria alla stessa altezza. Durante il giorno l'aria sul pendio si riscalda di più e il vento soffia sul pendio, di notte anche il pendio si raffredda di più e il vento inizia a soffiare lungo il pendio. In realtà i venti di montagna-valle sono causati dal fatto che l'aria nella valle di montagna si riscalda e si raffredda più che alla stessa altezza nella pianura vicina. Di notte il vento soffia verso la pianura, di giorno verso le montagne. Il pendio opposto al vento è chiamato pendio sopravvento e il pendio opposto è chiamato pendio sottovento.
asciugacapelli- un vento caldo e secco di alta montagna, spesso ricoperto di ghiacciai. Sorge a causa del raffreddamento adiabatico dell'aria sul pendio sopravvento e del riscaldamento adiabatico - sul pendio sottovento. L'asciugacapelli più tipico si verifica quando la corrente d'aria dell'OCA si incrocia catena montuosa. Più spesso incontra asciugacapelli anticiclonico, si forma nel caso in cui finisse paese di montagna c'è un anticiclone. Gli asciugacapelli sono più frequenti nelle stagioni di transizione, la loro durata è di diversi giorni (nelle Alpi ci sono 125 giorni con asciugacapelli all'anno). Nelle montagne del Tien Shan, questi venti sono chiamati kastek, in Asia centrale- Garmsil, nelle Montagne Rocciose - Chinook. Gli asciugacapelli fanno fiorire presto i giardini e la neve si scioglie.
Bora- un vento freddo che soffia di lato dalle basse montagne mare caldo. A Novorossijsk è chiamato nord-ost, sulla penisola di Absheron - nord, sul Baikal - sarma, nella valle del Rodano (Francia) - maestrale. La bora si verifica in inverno, quando si forma una zona di alta pressione davanti alla cresta, in pianura, dove si forma aria fredda. Dopo aver attraversato una bassa cresta, l'aria fredda si precipita ad alta velocità verso una baia calda, dove la pressione è bassa, la velocità può raggiungere i 30 m/s, la temperatura dell'aria scende bruscamente a -5ºС.
I vortici di piccola scala lo sono tornado e coaguli di sangue (tornado). I vortici sul mare sono chiamati tornado, sulla terraferma - coaguli di sangue. Tornado e coaguli di sangue di solito hanno origine negli stessi luoghi dei cicloni tropicali, in un clima caldo e umido. La principale fonte di energia è la condensazione del vapore acqueo, in cui viene rilasciata energia. Un gran numero di tornado negli Stati Uniti è dovuto all'arrivo di aria calda e umida dal Golfo del Messico. Il vortice si muove a una velocità di 30–40 km/h, ma la velocità del vento raggiunge i 100 m/s. I trombi di solito si verificano singolarmente, trombe d'aria - in serie. Nel 1981, 105 tornado si sono formati al largo delle coste dell'Inghilterra in cinque ore.
Il concetto di masse d'aria (VM). Un'analisi di quanto sopra mostra che la troposfera non può essere fisicamente omogenea in tutte le sue parti. È diviso, senza cessare di essere uno e intero, in masse d'aria– grandi volumi d'aria nella troposfera e nella bassa stratosfera, che hanno proprietà relativamente uniformi e si muovono nel loro insieme in uno dei flussi OCA. Le dimensioni della VM sono paragonabili a parti dei continenti, la lunghezza è di migliaia di chilometri e lo spessore è di 22-25 km. I territori su cui si formano le VM sono detti centri di formazione. Devono avere una superficie sottostante uniforme (terra o mare), determinate condizioni termiche e il tempo necessario alla loro formazione. Condizioni simili esistono nei massimi barici sugli oceani, nei massimi stagionali sulla terraferma.
La VM ha proprietà tipiche solo al centro della formazione, quando si muove si trasforma, acquisendo nuove proprietà. L'arrivo di determinate VM provoca turni bruschi tempo non periodico. In relazione alla temperatura della superficie sottostante, le VM si dividono in calde e fredde. Una macchina virtuale calda si sposta su una superficie sottostante fredda, porta riscaldamento, ma si raffredda. Cold VM arriva alla superficie calda sottostante e porta il raffreddamento. A seconda delle condizioni di formazione, i VM si dividono in quattro tipi: equatoriali, tropicali, polari (aria di latitudini temperate) e artici (antartiche). In ogni tipo si distinguono due sottotipi: marino e continentale. Per sottotipo continentale, formata sopra i continenti, è caratterizzata da un ampio intervallo di temperatura e bassa umidità. sottotipo marino formato sopra gli oceani, da qui il relativo e umidità assolutaè elevata, le ampiezze di temperatura sono molto inferiori a quelle continentali.
VM equatoriali si formano a basse latitudini, caratterizzate da alte temperature e da elevata umidità relativa e assoluta. Queste proprietà si conservano sia sulla terraferma che sul mare.
VM tropicale si formano alle latitudini tropicali, la temperatura durante l'anno non scende sotto i 20º C, umidità relativa piccolo. Assegna:
– HTM continentali che si formano sui continenti delle latitudini tropicali nei massimi barici tropicali - sopra il Sahara, Arabia, Thar, Kalahari, e in estate nelle zone subtropicali e persino al sud delle latitudini temperate - nell'Europa meridionale, in Asia centrale e in Kazakistan , in Mongolia e nel nord della Cina;
– HCM marini che si formano su aree di acqua tropicale – nelle Azzorre e nelle alture hawaiane; caratterizzato da alta temperatura e contenuto di umidità, ma bassa umidità relativa.
Macchine virtuali polari, o aria di latitudini temperate, si formano a latitudini temperate (in anticicloni di latitudini temperate da VM artiche e aria che proveniva dai tropici). Le temperature sono negative in inverno, positive in estate, l'ampiezza della temperatura annuale è significativa, l'umidità assoluta aumenta in estate e diminuisce in inverno, l'umidità relativa è nella media. Assegna:
– l'aria continentale delle latitudini temperate (CHC), che si forma sulle vaste superfici dei continenti delle latitudini temperate, è fortemente fredda e stabile in inverno, il clima è sereno con forti gelate; in estate fa molto caldo, al suo interno sorgono correnti ascendenti;
Motivi delle variazioni della temperatura dell'aria.
La temperatura dell'aria varia giornalmente in base alla temperatura della superficie terrestre. Poiché l'aria viene riscaldata e raffreddata dalla superficie terrestre, l'ampiezza della variazione di temperatura giornaliera nella cabina meteorologica è inferiore a quella della superficie del suolo, in media di circa un terzo.
L'aumento della temperatura dell'aria inizia con l'aumento della temperatura del suolo (15 minuti dopo) al mattino, dopo l'alba. A 13-14 ore, la temperatura del terreno, come sappiamo, inizia a scendere. A 14-15 ore si uniforma con la temperatura dell'aria; da quel momento in poi, con un ulteriore abbassamento della temperatura del suolo, inizia a scendere anche la temperatura dell'aria.
La variazione diurna della temperatura dell'aria si manifesta abbastanza correttamente solo in condizioni di tempo sereno stabile.
Ma in alcuni giorni, l'andamento giornaliero della temperatura dell'aria può essere molto sbagliato. Dipende dai cambiamenti nella nuvolosità e dall'avvezione.
L'ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria varia anche in base alla stagione, alla latitudine e anche alla natura del suolo e del terreno. In inverno è meno che in estate. Con l'aumentare della latitudine, l'ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria diminuisce, poiché l'altezza di mezzogiorno del sole sopra l'orizzonte diminuisce. A latitudini di 20-30° a terra, l'ampiezza media giornaliera della temperatura per l'anno è di circa 12°, a 60° di latitudine circa 6°, a 70° di latitudine solo 3°. Alle latitudini più elevate, dove il sole non sorge o tramonta per molti giorni di seguito, non vi è alcuna variazione di temperatura diurna regolare.
Anche la temperatura della superficie del suolo cambia durante l'anno. Alle latitudini tropicali, la sua ampiezza annuale, cioè la differenza delle temperature medie a lungo termine dei mesi più caldi e più freddi dell'anno, è piccola e aumenta con la latitudine. Nell'emisfero settentrionale a una latitudine di 10° è di circa 3°, a una latitudine di 30° circa 10° e ad una latitudine di 50° ha una media di circa 25°.
Motivi delle variazioni della temperatura dell'aria
L'aria a diretto contatto con la superficie terrestre scambia con essa calore a causa della conduzione del calore molecolare. Ma all'interno dell'atmosfera c'è un altro trasferimento di calore più efficiente: la conduzione turbolenta del calore. La miscelazione dell'aria durante la turbolenza contribuisce al trasferimento molto rapido del calore da uno strato all'altro dell'atmosfera. La conduttività termica turbolenta aumenta anche il trasferimento di calore dalla superficie terrestre all'aria o viceversa. Se, ad esempio, l'aria viene raffreddata dalla superficie terrestre, per mezzo della turbolenza, l'aria più calda dagli strati sovrastanti viene continuamente inviata al posto dell'aria raffreddata. Ciò mantiene una differenza di temperatura tra l'aria e la superficie e quindi supporta il trasferimento di calore dall'aria alla superficie. variazioni di temperatura associate all'avvezione: l'afflusso di nuove masse d'aria in un determinato luogo da altre parti il globo sono chiamati avettivo. Se l'aria con una temperatura più alta scorre in un dato luogo, parlano di avvezione di calore, se da una più bassa parlano di avvezione di freddo.
La variazione generale della temperatura in un punto geografico fisso, che dipende sia dai cambiamenti individuali dello stato dell'aria che dall'avvezione, è chiamata variazione locale (locale).
L'andamento annuale della temperatura dell'aria è determinato principalmente dall'andamento annuale della temperatura della superficie attiva. L'ampiezza della variazione annuale è la differenza tra le temperature medie mensili dei mesi più caldi e più freddi. L'ampiezza della variazione annuale della temperatura dell'aria è influenzata da:
La latitudine del luogo. L'ampiezza più piccola si osserva nella zona equatoriale. All'aumentare della latitudine del luogo, l'ampiezza aumenta, raggiungendo valori più alti alle latitudini polari
Altitudine del luogo sul livello del mare. All'aumentare dell'altezza sul livello del mare, l'ampiezza diminuisce.
Tempo atmosferico. Nebbia, pioggia e per lo più nuvoloso. L'assenza di nuvolosità in inverno porta ad una diminuzione della temperatura media del mese più freddo e, in estate, ad un aumento della temperatura media del mese più caldo.
Il gelo si riferisce a una diminuzione della temperatura a 0 ° C e al di sotto a temperature medie giornaliere positive.
Durante le gelate, la temperatura dell'aria a un'altezza di 2 m può talvolta rimanere positiva e nello strato d'aria più basso adiacente al suolo può scendere fino a 0 ° C e al di sotto.
In base alle condizioni per la formazione del gelo, sono divisi in:
radiazione;
avvettivo;
advective-radiazioni.
Gelo da radiazioni derivano dal raffreddamento radiativo del suolo e degli strati adiacenti dell'atmosfera. Il verificarsi di tali gelate è favorito dal tempo senza nuvole e dai venti leggeri. La nuvolosità riduce l'irraggiamento effettivo e quindi riduce la probabilità di gelo. Il vento impedisce anche il verificarsi del gelo, perché. migliora la miscelazione turbolenta e, di conseguenza, aumenta il trasferimento di calore dall'aria al terreno. Le gelate radiative sono influenzate dalle proprietà termiche del suolo. Minore è la sua capacità termica e conducibilità termica, più forte è il gelo.
gelate adattive. Si formano per avvezione di aria con temperatura inferiore a 0 °C. Quando l'aria fredda invade, il terreno si raffredda dal contatto con esso, e quindi le temperature dell'aria e del suolo differiscono poco. Le gelate advettive coprono vaste aree e dipendono poco dalle condizioni locali.
Gelate advetive-radiative. Associato all'invasione dell'aria fredda e secca, a volte anche con una temperatura positiva. Di notte, specialmente con tempo sereno o nuvoloso, quest'aria viene ulteriormente raffreddata a causa delle radiazioni e si verificano gelate sia in superficie che nell'aria.
Durante il giorno, la superficie attiva assorbe parte della radiazione totale che le arriva e la contro radiazione dell'atmosfera, ma perde energia sotto forma di radiazione ad onda lunga propria. Il calore ricevuto dalla superficie attiva viene in parte trasferito nel suolo o serbatoio e in parte nell'atmosfera. Inoltre, parte del calore ricevuto viene speso per l'evaporazione dell'acqua dalla superficie attiva. Di notte non c'è irraggiamento totale e la superficie attiva di solito perde calore sotto forma di irraggiamento effettivo. A quest'ora del giorno, il calore delle profondità del suolo o del corpo idrico sale alla superficie attiva e il calore dell'atmosfera viene trasferito verso il basso, cioè va anche alla superficie attiva. Come risultato della condensazione del vapore acqueo dall'aria, il calore di condensazione viene rilasciato sulla superficie attiva.
Il reddito-spesa totale di energia sulla superficie attiva è chiamato bilancio termico.
Equazione del bilancio termico:
B \u003d P + L + CW,
dove B è il bilancio di radiazione;
P è il flusso di calore tra la superficie attiva e gli strati sottostanti;
L - flusso di calore turbolento nello strato superficiale dell'atmosfera;
C·W - calore speso per evaporazione dell'acqua o rilasciato durante la condensazione del vapore acqueo sulla superficie attiva;
C è il calore di evaporazione;
W è la quantità di acqua evaporata da un'unità di superficie durante l'intervallo di tempo per il quale è stato compilato il bilancio termico.
Figura 2.3 - Schema del bilancio termico della superficie attiva
Uno dei componenti principali del bilancio termico della superficie attiva è il suo bilancio radiativo B, che è bilanciato dai flussi di calore non radiativi L, P, CW.
Nel bilancio termico non vengono presi in considerazione i processi meno importanti:
Il trasferimento di calore in profondità nel terreno per precipitazione che cade su di esso;
Il costo del calore durante i processi di decadimento, durante il decadimento radioattivo delle sostanze presenti nella crosta terrestre;
Il flusso di calore dalle viscere della Terra;
Produzione di calore durante l'attività industriale.
Il corso giornaliero della temperatura dell'ariaè chiamato il cambiamento della temperatura dell'aria durante il giorno - in generale, riflette l'andamento della temperatura della superficie terrestre, ma i momenti dell'inizio dei massimi e dei minimi sono alquanto tardivi, il massimo si verifica alle 14, il minimo dopo l'alba.
Ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria(la differenza tra la temperatura massima e minima dell'aria durante il giorno) è maggiore sulla terraferma che sull'oceano; diminuisce quando ci si sposta ad alte latitudini (il più grande nei deserti tropicali - fino a 40 0 ° C) e aumenta in luoghi con terreno nudo. L'ampiezza dell'ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria è uno degli indicatori della continentalità del clima. Nei deserti è molto maggiore che nelle zone con clima marittimo.
Variazione annuale della temperatura dell'aria(variazione della temperatura media mensile durante l'anno) è determinata principalmente dalla latitudine del luogo. Ampiezza annuale della temperatura dell'aria- la differenza tra la temperatura media mensile massima e minima.
La distribuzione geografica della temperatura dell'aria è mostrata utilizzando isoterme- linee che collegano i punti della mappa con la stessa temperatura. La distribuzione della temperatura dell'aria è zonale; le isoterme annuali hanno generalmente un colpo sublatitudinale e corrispondono alla distribuzione annuale del bilancio di radiazione.
In media per l'anno, il parallelo più caldo è 10 0 N.L. con una temperatura di 27 0 C è equatore termico. In estate, l'equatore termico si sposta a 20 0 N, in inverno si avvicina all'equatore di 5 0 N. Lo spostamento dell'equatore termico nella SP è spiegato dal fatto che nella SP l'area terrestre situata a basse latitudini è maggiore rispetto alla SP e ha temperature più elevate durante l'anno.
Il calore sulla superficie terrestre è distribuito zonale-regionale. Oltre alla latitudine geografica, la distribuzione delle temperature sulla Terra è influenzata da: natura della distribuzione della terra e del mare, rilievo, altitudine sul livello del mare, mare e correnti d'aria.
La distribuzione latitudinale delle isoterme annuali è disturbata da correnti calde e fredde. Alle latitudini temperate del NP, le sponde occidentali, bagnate da correnti calde, sono più calde delle sponde orientali, lungo le quali passano correnti fredde. Di conseguenza, le isoterme sulle coste occidentali sono piegate verso il polo, sulle coste orientali - verso l'equatore.
La temperatura media annuale di SP è +15,2 0 С e SP è +13,2 0 С. In SP le temperature minime sono molto più basse; alle stazioni "Sovetskaya" e "Vostok" la temperatura era di -89,2 0 С (minimo assoluto di SP). La temperatura minima con tempo senza nuvole in Antartide può scendere a -93 0 С. Le temperature più alte si osservano nei deserti della zona tropicale, +58 0 С a Tripoli, +56,7 0 С in California, nella Death Valley.
Le mappe danno un'idea di quanto i continenti e gli oceani influenzino la distribuzione delle temperature. isonomico(gli isonomali sono linee che collegano punti con le stesse anomalie di temperatura). Le anomalie sono deviazioni delle temperature effettive da quelle di media latitudine. Le anomalie sono positive e negative. Anomalie positive si osservano in estate su continenti riscaldati. In Asia, le temperature sono 4 0 C superiori a quelle di media latitudine In inverno, le anomalie positive si trovano al di sopra delle correnti calde (sopra la calda corrente del Nord Atlantico al largo delle coste scandinave, la temperatura è di 28 0 C sopra la norma). Anomalie negative sono pronunciate in inverno sui continenti freddi e in estate sulle correnti fredde. Ad esempio, a Oymyakon in inverno la temperatura è di 22 0 C al di sotto della norma.
Sulla Terra si distinguono le seguenti zone termiche (le isoterme sono portate oltre i confini delle zone termiche):
1. Piccante, è limitato in ciascun emisfero da un'isoterma annuale di +20 0 С, che passa vicino a 30 0 s. sh. e y.sh.
2. Due cinture temperate, che in ciascun emisfero si trovano tra l'isoterma annuale +20 0 C e +10 0 C del mese più caldo (rispettivamente luglio o gennaio).
3. due cinture fredde, il confine passa lungo l'isoterma 0 0 dal mese più caldo. A volte ci sono regioni gelo eterno, che si trovano intorno ai poli (Shubaev, 1977)
In questo modo:
1. L'unica fonte di calore di importanza pratica per il corso dei processi esogeni in GO è il Sole. Il calore del Sole entra nello spazio mondiale sotto forma di energia radiante, che poi, assorbita dalla Terra, si trasforma in energia termica.
2. Il raggio di sole nel suo cammino è soggetto a numerose influenze (diffusione, assorbimento, riflessione) dai vari elementi del mezzo che penetra e dalle superfici su cui cade.
3. La distribuzione della radiazione solare è influenzata da: la distanza tra la Terra e il Sole; l'angolo di incidenza dei raggi solari; la forma della Terra (predetermina la diminuzione dell'intensità della radiazione dall'equatore ai poli). Questa è la ragione principale dell'assegnazione delle zone termali e, di conseguenza, la ragione dell'esistenza delle zone climatiche.
4. L'influenza della latitudine dell'area sulla distribuzione del calore è corretta da una serie di fattori: rilievo; distribuzione di terra e mare; influenza delle correnti marine fredde e calde; circolazione atmosferica.
5. La distribuzione del calore solare è ulteriormente complicata dal fatto che le regolarità e le caratteristiche della distribuzione verticale si sovrappongono alle regolarità della distribuzione orizzontale (lungo la superficie terrestre) dell'irraggiamento e del calore.
