토양 표면 온도는 공기 온도에 영향을 미칩니다. 열 교환은 분자 열전도로 인해 얇은 공기막이 지표면과 직접 접촉할 때 발생합니다. 또한, 교환은 난류 열전도로 인해 대기 내부에서 발생하는데, 이는 난류 동안의 공기 혼합이 한 대기층에서 다른 대기층으로 매우 빠른 열 전달에 기여하기 때문에 열 전달에 보다 효율적인 메커니즘입니다.
그림 2. 일별 기온 변화 그래프.
그림 2에서 볼 수 있듯이 낮에는 공기가 가열되고 냉각됩니다. 지구의 표면, 더 작은 진폭으로 대략적으로 반복되는 기온 변화(그림 1 참조). 일별 기온 변화의 진폭은 토양 온도 변화의 진폭보다 약 1/3 정도 작은 것을 알 수 있습니다. 대기 온도는 토양 표면의 온도와 동시에 상승하기 시작합니다. 일출 후, 최대값은 이미 늦은 시간에, 우리의 경우 15:00에 관찰된 다음 감소하기 시작합니다.
앞서 언급했듯이 최대 토양 표면 온도는 최대 대기 온도(32.8°C)보다 높습니다. 이것은 태양 복사가 우선 토양을 가열하고 공기가 가열된다는 사실에 의해 설명됩니다. 그리고 토양이 대기로 열을 방출하기 때문에 토양 표면의 야간 최저 기온은 공기보다 낮습니다.
수증기는 수면에서 증발하여 지속적으로 대기 중으로 유입되고, 젖은 흙또한 식물에 의한 증산의 결과로. 그러나 다양한 장소와 다른 시간대기권에 들어간다 다양한 수량. 그것은 지구 표면에서 위쪽으로 퍼지고 지구의 한 곳에서 다른 곳으로 기류에 의해 운반됩니다.
수증기의 압력을 수증기압이라고 합니다. 수증기는 모든 가스와 마찬가지로 특정 압력을 생성합니다. 수증기의 압력은 밀도(단위 부피당 질량)와 절대 온도에 비례합니다.
쌀. 3 번 수증기 탄성의 일일 과정 그래프.
관측은 따뜻한 계절에 본토의 깊은 곳에서 수행되었으므로 그래프는 이중 일변동을 보여줍니다(그림 3). 이러한 경우 첫 번째 최소값은 온도 최소값과 마찬가지로 일출 후에 발생합니다.
토양은 일출 후 가열되기 시작하고 온도가 상승하고 결과적으로 증발이 증가하여 증기압이 증가합니다. 이 경향은 아래에서 높은 층으로의 증기 이동보다 증발이 우세한 09:00까지 계속됩니다. 이때쯤이면 이미 표층에 불안정한 성층이 형성되어 대류가 충분히 발달되어 있다. 대류 과정에서 난류 혼합의 강도가 증가하고 아래쪽에서 위쪽으로 기울기 방향으로 수증기의 이동이 설정됩니다. 아래에서 수증기가 유출되면 증발에 의해 보상될 시간이 없으므로 지표면 근처의 증기 함량(결과적으로 압력)이 12-15시간 감소합니다. 그리고 나서야 대류가 약해지면서 압력이 증가하기 시작하고 가열된 토양의 증발이 여전히 크고 증기 함량이 증가합니다. 18시간 후에 증발이 감소하므로 압력이 떨어집니다.
기온의 일일 코스낮 동안의 기온 변화입니다. 일반적으로 지표면의 온도의 경과를 반영하지만 최대와 최소가 발생하는 순간은 다소 늦습니다. 최대는 일출 후 최소인 오후 2시에 발생합니다.
기온의 일일 진폭- 낮 동안의 최고 기온과 최저 기온의 차이. 그것은 바다보다 육지에서 더 높으며 고위도로 이동할 때 감소하고 맨땅이 있는 곳에서 증가합니다. 최대 진폭 열대 사막– 최대 40º C. 값 일일 진폭기온은 기후 대륙성을 나타내는 지표 중 하나입니다. 사막에서는 해양성 기후를 가진 지역보다 훨씬 더 큽니다.
기온의 연간 변화(변화 월 평균 기온연중)는 주로 장소의 위도에 의해 결정됩니다. 기온의 연간 진폭- 최대 및 최소 월 평균 기온의 차이.
기온의 지리적 분포는 다음을 사용하여 표시됩니다. 등온선- 같은 온도를 가진 지도상의 점들을 연결하는 선. 기온의 분포는 구역이며, 연간 등온선은 전체적으로 위도 아래의 파업을 가지며 복사 균형의 연간 분포에 해당합니다(그림 10, 11).
연중 평균적으로 가장 따뜻한 평행선은 10º N입니다. +27º C의 온도는 열적도. 여름에는 적도가 20ºN으로 이동하고 겨울에는 적도에 5ºN 접근합니다.
쌀. 10. 유통 평온 7월의 공기
쌀. 11. 1월 평균 기온 분포
SP에서 열적도의 이동은 SP에서 저위도에 위치한 육지 면적이 SP에 비해 더 크고 연중 더 많다는 사실에 의해 설명됩니다. 고온.
지구 표면의 열은 지역적으로 분포되어 있습니다. 와는 별개로 지리적 위도, 지구의 온도 분포는 육지와 바다의 분포 특성, 기복, 해발 고도, 해류 및 기류에 의해 영향을 받습니다.
연간 등온선의 위도 분포는 따뜻한 해류와 한류에 의해 방해받습니다. NP의 온대 위도에서 난류에 의해 씻겨 진 서쪽 해안은 한류가 통과하는 동쪽 해안보다 따뜻합니다. 결과적으로, 서쪽 해안의 등온선은 극쪽으로, 동쪽 해안에서는 적도쪽으로 구부러집니다.
중간 연간 기온 SP + 15.2ºC 및 UP + 13.2ºC. 최저 온도 SP에서는 -77º С(Oymyakon)(SP의 절대 최소값) 및 -68º С(Verkhoyansk)에 도달했습니다. SP에서는 최저 온도가 훨씬 낮습니다. "Sovetskaya"및 "Vostok"역에서 온도는 -89.2º С (SP의 절대 최소값)였습니다. 남극 대륙의 구름이 없는 날씨의 최저 온도는 -93º C까지 떨어질 수 있습니다. 열대 지역의 사막에서 가장 높은 온도가 관찰됩니다. 트리폴리는 +58º C, 데스 밸리의 캘리포니아는 +56.7º C입니다.
지도는 대륙과 바다가 온도 분포에 미치는 영향에 대한 아이디어를 제공합니다. 등항(등변은 동일한 온도 이상을 가진 점을 연결하는 선입니다). 이상 현상은 중위도 온도와 실제 온도의 편차입니다. 이상 현상은 긍정적이고 부정적입니다. 더운 대륙에서 여름에 양성 이상 현상이 관찰됩니다. 아시아 지역의 기온은 중위도 지역보다 4ºC 높으며, 겨울에는 난류(스칸디나비아 연안의 따뜻한 북대서양 해류)보다 높은 온도가 28ºC 높습니다. 추운 대륙에서는 겨울에, 한류에서는 여름에 음의 이상 현상이 나타납니다. 예를 들어, 겨울의 Oymyakon에서 온도는 정상보다 22ºC 낮습니다.
지구에는 다음이 있습니다. 열 벨트(등온선은 열 영역의 경계를 넘어 취해짐):
1. 더운, 각 반구에서 + 20º С의 연간 등온선에 의해 제한되며 30º s 근처를 통과합니다. 쉿. 그리고 y.sh.
2. 둘 온대 벨트 , 각 반구에서 연간 등온선 + 20º C와 + 10º C 사이에 있습니다. 따뜻한 달(따라서 7월 또는 1월).
3. 두 개의 차가운 벨트, 경계는 가장 따뜻한 달의 0ºC 등온선을 따라 지나간다. 가끔 지역이 있다. 영원한 서리, 극 주위에 위치합니다(Shubaev, 1977).
이런 식으로:
1. GO의 외인성 과정에서 실질적으로 중요한 유일한 에너지원은 태양입니다. 태양의 열은 복사 에너지의 형태로 세계 공간으로 들어가고, 지구에 흡수되어 열 에너지로 바뀝니다.
2. 진행 중인 태양광선은 다음으로부터 많은 영향(산란, 흡수, 반사)을 받습니다. 다양한 요소그것이 관통하는 매체와 그것이 떨어지는 표면.
3. 배포용 태양 복사영향 : 지구와 태양 사이의 거리, 태양 광선의 입사각, 지구의 모양 (적도에서 극으로의 복사 강도 감소를 미리 결정함). 이것이 열 구역 할당의 주요 이유이며 결과적으로 기후 구역의 존재 이유입니다.
4. 열 분포에 대한 위도의 영향은 다음과 같은 여러 요인에 의해 수정됩니다. 육지와 바다의 분배; 한랭 및 온난 해류의 영향; 대기 순환.
5. 태양열의 분포는 수직 분포의 규칙성과 특징이 복사와 열의 수평(지구 표면을 따라) 분포의 규칙성에 중첩된다는 사실로 인해 더욱 복잡합니다.
대기의 일반 순환
대기에서 형성 기류다른 규모. 그들은 지구 전체와 높이 - 대류권과 낮은 성층권을 덮거나 영토의 제한된 영역에만 영향을 줄 수 있습니다. 기류는 저위도와 고위도 사이에서 열과 습기의 재분배를 보장하고 수분을 대륙 깊숙이 운반합니다. 분포지역에 따라 일반대기순환(GCA)의 바람, 저기압과 저기압의 바람, 국지적인 바람이 구분된다. 주된 이유바람의 형성은 행성 표면에 고르지 못한 압력 분포입니다.
압력. 정상 대기압- 무게 대기 기둥 45º 위도에서 0ºC의 해수면에서 1cm 2의 단면적. 760mm의 수은 기둥으로 균형을 이룹니다. 정상 대기압은 760mmHg 또는 1013.25mb입니다. SI의 압력은 파스칼(Pa)로 측정됩니다. 1mb = 100Pa. 정상 대기압은 1013.25hPa입니다. 지구에서 관측된 가장 낮은 기압(해수면), 914hPa(686mm), 최고는 1067.1hPa(801mm)입니다.
압력은 높이에 따라 감소하며, 대기를 덮고 있는 층의 두께가 감소합니다. 대기압이 1hPa만큼 변하기 위해 상승하거나 하락해야 하는 거리(미터)를 미터라고 합니다. 압력 단계. 0 ~ 1km 높이의 중압 단계는 10.5m, 1 ~ 2km - 11.9m, 2-3km - 13.5m이며, 중압 단계의 값은 온도에 따라 다릅니다. 온도가 증가하면 0씩 증가합니다. ,4%. 따뜻한 공기에서는 기압 단계가 더 크므로 높은 층의 따뜻한 대기 영역은 차가운 영역보다 압력이 더 큽니다. Baric 단계의 역수는 다음과 같습니다. 수직 baric gradient는 단위 거리당 압력의 변화입니다(100m는 거리 단위로 취함).
공기의 이동으로 인한 압력 변화 - 한 곳에서 유출되고 다른 곳으로 유입됩니다. 공기 이동은 기본 표면의 고르지 않은 가열로 인한 공기 밀도 (g / cm 3)의 변화로 인한 것입니다. 균일하게 가열된 표면 위에서 압력은 높이에 따라 균일하게 감소하고, 등압 표면(같은 압력을 가진 점을 통해 그린 표면)은 서로 평행하고 기본 표면입니다. 지역에서 고혈압등압 표면은 아래쪽 영역에서 위쪽으로 볼록합니다. 지표면에서 압력은 다음을 사용하여 표시됩니다. 등압압력이 같은 점을 연결하는 선. 분포 기압등압선을 사용하여 묘사된 해수면에서 중압감.
지구 표면의 대기압, 공간에서의 분포 및 시간의 변화를 Baric Field. baric field가 나누어지는 고기압과 저기압의 영역을 압력 시스템.
폐쇄형 기압계에는 최대 기압(중앙에 압력이 증가된 폐쇄 등압선 시스템)과 최소(중앙에 압력이 감소한 폐쇄형 등압선 시스템)가 포함되며 개방 기압계에는 기압 융기선(기압에서 증가된 압력 밴드)이 포함됩니다. 필드 내 최대 감압), 골(증가된 압력장 내부의 기압 최소값에서 낮은 압력 밴드) 및 안장(2개의 기압 최대값과 2개의 최소값 사이의 등압 개방 시스템). 문헌에는 "기압 저하"라는 개념이 있습니다. 저압 벨트는 내부에 폐쇄 된 baric 최소값이있을 수 있습니다.
지표면의 압력은 구역별로 분포됩니다. 연중 적도에는 저기압 벨트가 있습니다. 적도 우울증(1015hPa 미만) . 7월에는 북반구로 북위 15–20º, 12월에는 남반구로 남반구로 이동합니다. 열대 위도(양반구의 35º와 20º 사이)에서는 연중 기압이 증가합니다. 열대(아열대) baric high(1020hPa 이상). 겨울에는 바다와 육지(아조레스 제도 및 하와이안 - SP, 남대서양, 남태평양 및 남인도 - SP)에 지속적인 고기압 벨트가 나타납니다. 여름에는 증가된 압력이 해양에서만 지속되고 육지에서는 압력이 감소하고 열저하가 발생합니다(이란-타라 최소값 - 994hPa). 온대 위도에서 SP는 여름에 연속 벨트를 형성합니다. 감압그러나 기압장은 비대칭입니다. 남태평양의 온대 및 아한대 위도에는 일년 내내 수면 위에 저압 대역이 있습니다(남극 최소 - 최대 984hPa). SP에서 대륙 및 해양 섹터의 교대로 인해 baric 최소값은 해양에서만 표시됩니다(Icelandic 및 Aleutian - 1월 998 hPa의 기압). . 극지방에서는 남극대륙과 그린란드의 빙상 위의 연중 기압이 높은– 1000hPa( 저온- 공기는 차갑고 무거움) (그림 12, 13).
지표면 근처에서 baric field가 분해되는 고압 및 저압의 안정 영역을 대기의 작용 중심. 압력이 일년 내내 일정하게 유지되는 영역이 있습니다(최대 또는 최소, 동일한 유형의 압력 시스템이 우세함). 대기의 영구적인 활동 중심:
– 적도 우울증;
– Aleutian Low(SP의 온대 위도);
– 아이슬란드 저지대(SP의 온대 위도);
- 온대 위도 SP(남극 저압 벨트)의 저압대;
아조레스 제도 고지대(북대서양 고지대)
하와이 하이(북태평양 하이)
– 고압 SP의 아열대 지역:
남태평양 고지대(남아메리카 남서쪽)
남대서양 고기압(세인트 헬레나 고기압)
남인도고위도(모리셔스 고기압)
– 남극 최대값;
– 그린란드 최대.
계절 압력 시스템압력이 계절적으로 반대 방향으로 바뀌는 경우 형성됩니다. 최대 기압 대신 기압 최소가 발생하고 그 반대도 마찬가지입니다. 계절적 압력 시스템에는 다음이 포함됩니다.
- 북위 30º 부근에 중심이 있는 여름 남아시아 극소기. (997hPa)
– 몽골을 중심으로 한 겨울 아시아 최대(1036 hPa)
– 여름 멕시코 최저(북미 우울증) – 1012 hPa
– 겨울 북미 및 캐나다 최고(1020hPa)
– 호주의 여름(1월) 우울증, 남아메리카그리고 남아프리카는 겨울에 호주, 남미 및 남아프리카의 고기압에 자리를 양보합니다.
바람. 수평 baric 그라디언트.수평 방향으로의 공기의 움직임을 바람이라고합니다. 바람은 속도, 강도 및 방향이 특징입니다. 풍속 - 단위 시간당 공기가 이동하는 거리(m/s, km/h). 바람의 힘 - 움직임에 수직으로 위치한 1m 2 지점에 공기가 가하는 압력. 바람의 세기는 kg / m 2 또는 Beaufort 척도(0점 - 고요함, 12 - 허리케인)의 점수로 결정됩니다.
풍속이 결정된다 수평 baric gradient- 압력이 감소하는 방향으로 등압선에 수직인 단위 거리(100km)당 압력 변화(1hPa의 압력 강하). 기압 기울기 외에도 바람은 지구의 자전(코리올리 힘), 원심력 및 마찰의 영향을 받습니다.
코리올리 힘은 기울기 방향의 오른쪽(SP에서 왼쪽)으로 바람을 편향시킵니다. 원심력은 폐쇄된 중압 시스템(사이클론 및 안티사이클론)에서 바람에 작용합니다. 궤적의 곡률 반경을 따라 볼록면을 향합니다. 지구 표면의 공기 마찰력은 항상 풍속을 감소시킵니다. 마찰은 1000미터 아래층에 영향을 미칩니다. 마찰층. 마찰이 없을 때의 공기의 운동을 그라데이션 바람. 평행한 직선 등압선을 따라 부는 경사풍을 지리학적, 곡선 폐쇄 등압선을 따라 – 지구순환영양체. 특정 방향에서 바람이 발생하는 빈도를 시각적으로 표현한 그림은 다음과 같습니다. "바람의 장미".
Baric Relief에 따라 다음과 같은 바람대가 존재합니다.
- 적도의 고요한 벨트(강하게 가열된 공기의 상승 운동이 지배적이기 때문에 바람은 비교적 드물다);
- 북반구와 남반구의 무역풍 구역;
-아열대 고기압 벨트의 고기압에서 고요한 지역 (이유는 하강 기류의 지배입니다);
- 양 반구의 중위도에서 - 서풍이 우세한 지역;
- 극주변 공간에서 바람은 극에서 중위도의 중압 함몰 방향으로 분다. 동쪽 성분을 가진 바람은 여기에서 일반적입니다.
일반 대기 순환(GCA)- 지구 전체, 대류권 및 성층권 하부를 덮는 행성 규모의 공기 흐름 시스템. 대기 순환으로 방출 구역 및 자오선 이동.주로 위도 아래 방향으로 발달하는 구역 이동은 다음과 같습니다.
- 상부 대류권과 하부 성층권에서 전체 행성을 지배하는 서쪽 이동;
- 대류권 하부, 극위도 - 동풍; 온대 위도 - 서풍, 열대 및 적도 위도 - 동풍 (그림 14).
극에서 적도까지.
실제로 대기 표층의 적도 공기는 매우 따뜻합니다. 따뜻하고 습한 공기가 상승하고 부피가 증가하며 상부 대류권에서 높은 압력이 발생합니다. 강한 냉각으로 인해 극에서 표면층대기, 공기는 압축되고 부피는 감소하고 상단의 압력은 떨어집니다. 결과적으로, 대류권의 상층에는 적도에서 극으로 공기의 흐름이 있습니다. 이로 인해 적도에서 공기의 질량, 따라서 밑에 있는 표면의 압력이 감소하고 극에서 증가합니다. 표층에서는 극에서 적도로 이동이 시작됩니다. 결론: 태양 복사는 OCA의 자오선 구성 요소를 형성합니다.
균일하게 회전하는 지구에서는 코리올리 힘도 작용합니다. 상단에서 코리올리 힘은 SP의 흐름을 운동 방향의 오른쪽으로 편향시킵니다. 즉, 서쪽에서 동쪽으로. SP에서 공기 이동은 왼쪽으로 벗어납니다. 다시 서쪽에서 동쪽으로. 따라서 상단(대류권 상부 및 성층권 하부, 고도 범위 10~20km에서 적도에서 극으로 기압 감소)에서 서쪽 이동이 기록되고 전체 지구에 대해 다음과 같이 기록됩니다. 전부의. 일반적으로 공기의 움직임은 극 주변에서 발생합니다. 결과적으로 코리올리 힘은 OCA의 구역 수송을 형성합니다.
기본 표면 아래에서는 움직임이 더 복잡합니다. 대륙과 바다로 나뉩니다. 주요 기류의 복잡한 패턴이 형성됩니다. 에서 아열대 벨트고압 기류는 적도 함몰부와 온대 위도로 흐릅니다. 첫 번째 경우에는 열대 적도 위도의 동풍이 형성됩니다. 바다 위에는 일정한 baric maxima 덕분에 존재합니다. 일년 내내 – 무역풍- 아열대 최대의 적도 주변의 바람, 끊임없이 바다 위로만 불고 있습니다. 육지에서 그들은 모든 곳에서 추적되지 않으며 항상 그런 것은 아닙니다 (단단은 강한 가열로 인한 아열대 고기압의 약화와 적도 함몰이 이러한 위도로 이동하여 발생함). SP에서 무역풍은 북동 방향, SP에서는 남동 방향입니다. 두 반구의 무역풍은 적도 부근에서 수렴합니다. 수렴 지역(열대 수렴대)에서는 강한 상승 기류가 발생하고, 적운그리고 비가 내립니다.
고기압의 열대 지역에서 온대 위도로 가는 바람의 흐름 온대 위도의 서풍.그들은에서 강화 겨울 시간, 온대 위도의 해양에서 최저기압이 증가하기 때문에 해양에서 최저기압과 육지에서 최대기압 사이의 기압 기울기가 증가하므로 바람의 세기도 증가합니다. SP에서 바람의 방향은 남서쪽, SP에서는 북서쪽입니다. 때때로 이러한 바람은 무역풍이라고 불리지만 유전적으로 무역풍과 관련이 없지만 행성의 서풍 수송의 일부입니다.
동부 이적.극위도의 우세한 바람은 SP에서 북동풍, SF에서 남동풍입니다. 공기는 고기압의 극지방에서 온대 위도의 저기압으로 이동합니다. 동부 교통은 열대 위도의 무역풍으로도 대표됩니다. 적도 근처에서 동쪽으로의 수송은 거의 전체 대류권을 덮고 여기에서는 서쪽으로의 수송이 없습니다.
OCA의 주요 부분의 위도 분석을 통해 세 가지 영역의 열린 링크를 구별할 수 있습니다.
- 극지: 대류권 하부에서 동풍이 분다.
– 중간 연결: 하부 및 상부 대류권 – 편서풍;
- 열대성 링크: 하부 대류권에서 - 동풍, 위 - 서쪽으로 이동합니다.
순환의 열대 연결은 Hadley 세포(최초 OCA 계획의 저자, 1735년), 온대 연결-Frerel 세포(미국 기상학자)라고 불렸습니다. 현재 세포의 존재에 의문이 제기되고 있지만(S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), 세포에 대한 언급은 문헌에 남아 있습니다.
제트기류는 상부 대류권과 하부 성층권의 전면 영역에 부는 허리케인력의 바람입니다. 그들은 극지방에서 특히 두드러지며 풍속은 큰 기압 구배와 희박한 대기로 인해 300-400km/h에 이릅니다.
자오선 이동은 OCA 시스템을 복잡하게 만들고 열과 습기의 위도 간 교환을 제공합니다. 주요 자오선 교통수단은 우기- 여름과 겨울에 방향이 반대로 바뀌는 계절풍. 열대 몬순과 온대 몬순이 있습니다.
열대 몬순여름과 겨울 반구 사이의 열 차이로 인해 발생하는 육지와 바다의 분포는 이 현상을 강화, 복잡화 또는 안정화시킬 뿐입니다. 1월에는 거의 중단되지 않은 고기압 사슬이 SP에 위치합니다. 바다에는 영구적인 아열대, 대륙에는 계절에 따라 발생합니다. 동시에 SP에 적도 우울증이 이동했습니다. 결과적으로 SP에서 SP로 공기가 전달됩니다. 7월에는 기압 시스템의 역비로 적도를 가로질러 SP에서 SP로 공기가 이동합니다. 따라서 열대 몬순은 적도에 가까운 특정 밴드에서 일반적인 방향의 계절적 변화와 같은 다른 속성을 얻는 무역풍에 불과합니다. 열대 몬순은 공기를 교환합니다. 반구, 그리고 육지와 바다 사이, 특히 열대 지방에서는 육지와 바다 사이의 열적 대비가 일반적으로 작기 때문입니다. 열대 몬순의 전체 분포 지역은 20º N.S. 및 15º S ( 열대 아프리카적도의 북쪽, 적도 남쪽의 동부 아프리카; 남부 아라비아; 인도양에서 서쪽으로 마다가스카르, 동쪽으로 호주 북부; 힌두스탄, 인도차이나, 인도네시아(수마트라 제외), 중국 동부; 남미 - 콜롬비아). 예를 들어, 호주 북부의 고기압에서 시작하여 아시아로 가는 몬순 해류는 본질적으로 한 대륙에서 다른 대륙으로 향합니다. 바다에서 이 경우중간 영역의 역할만 합니다. 아프리카의 몬순은 서로 다른 반구에 있는 같은 대륙의 육지 사이의 공기 교환이며, 태평양의 일부를 가로질러 몬순은 한 반구의 해양 표면에서 다른 반구의 해양 표면으로 분다.
교육에서 온대 몬순육지와 바다의 열 대비가 주역입니다. 여기서 몬순은 계절성 저기압과 저기압 사이에 발생하며, 일부는 본토에, 다른 일부는 바다에 있습니다. 따라서 극동의 겨울 몬순은 아시아(몽골을 중심으로 함)의 고기압과 영구적인 알류산 저기압의 상호 작용의 결과입니다. 여름 - 태평양 북부의 고기압과 아시아 대륙의 온대 지역의 저기압의 결과.
온대 몬순은 다음에서 가장 잘 표현됩니다. 극동(캄차카 포함), 오호츠크 해, 일본, 알래스카 및 북극해 연안.
몬순 순환의 징후의 주요 조건 중 하나는 저기압 활동이 없다는 것입니다( 저기압 활동의 강도로 인해 유럽과 북미에는 몬순 순환이 없으며 서부 운송에 의해 "씻겨져 갑니다").
저기압과 고기압의 바람.두 사람의 만남의 분위기 속에서 기단다른 특성을 가진 큰 대기 소용돌이가 끊임없이 발생합니다 - 사이클론과 고기압. 그것들은 OCA 체계를 크게 복잡하게 만듭니다.
집진 장치- 평평한 오름차순 대기 소용돌이, SP에서는 시계 반대 방향으로, SP에서는 시계 방향으로 주변부에서 중심까지의 바람 시스템과 함께 지표 근처에서 저압 영역으로 나타납니다.
안티 사이클론- SP에서 시계 방향으로 중심에서 주변으로 바람의 시스템과 SP에서 시계 반대 방향으로 바람의 시스템과 함께 지표 근처에서 고압의 영역으로 나타나는 평평한 하강 대기 소용돌이.
소용돌이는 수평 치수가 수천 평방 킬로미터이고 수직 치수가 15-20km이기 때문에 평평합니다. 사이클론의 중심에는 상승하는 기류가, 반대로 사이클론에서는 하강하는 기류가 관찰됩니다.
사이클론은 정면, 중앙, 열대 및 온열 저기압으로 나뉩니다.
정면 사이클론북극 및 극지 전선에서 형성됩니다: 북대서양의 북극 전선(동부 해안 근처) 북아메리카그리고 아이슬란드 근처), 태평양 북부의 북극 전선(아시아 동부 해안 근처 및 알류샨 열도 근처). 사이클론은 보통 며칠 동안 존재하며 약 20-30km/h의 속도로 서쪽에서 동쪽으로 이동합니다. 일련의 사이클론이 전면에 나타나며 3~4개의 사이클론이 연속적으로 나타납니다. 각각의 다음 사이클론은 더 어린 발달 단계에 있으며 더 빠르게 움직입니다. 사이클론은 서로를 추월하고, 닫고, 형성합니다. 중앙 저기압- 두 번째 유형의 사이클론. 비활성 중앙 저기압으로 인해 해양과 온대 위도에 저기압 영역이 유지됩니다.
북쪽에서 시작된 사이클론 대서양, 이동 서유럽. 대부분 영국, 발트해, 상트페테르부르크를 거쳐 우랄과 서부 시베리아또는 스칸디나비아, 콜라 반도 및 그 너머, 스발바르, 또는 아시아 북부 외곽을 따라.
북태평양 사이클론은 북서 아메리카와 동북 아시아로 이동합니다.
열대성 저기압북위 5º에서 20º 사이의 열대 전선에서 가장 자주 형성됩니다. 그리고 유. 쉿. 그들은 물이 27-28ºC의 온도로 가열될 때 여름과 가을이 끝날 때 바다 위에 나타납니다. 습한 공기응축 중에 엄청난 양의 열이 방출되어 사이클론의 운동 에너지와 중심의 낮은 압력을 결정합니다. 사이클론은 대양의 영구 기압 최대값의 적도 주변을 따라 동쪽에서 서쪽으로 이동합니다. 열대성 저기압이 온대에 도달하면 팽창하고 에너지를 잃고 온대 저기압으로 서쪽에서 동쪽으로 이동하기 시작합니다. 사이클론 자체의 속도는 작지만(20–30km/h), 그 안의 바람은 최대 100m/s의 속도를 가질 수 있습니다(그림 15).
쌀. 15. 열대성 저기압의 분포
열대성 저기압의 주요 발생 지역: 아시아의 동부 해안, 호주의 북부 해안, 아라비아 해, 벵골 만; 카리브해와 멕시코만. 평균적으로 풍속이 20m/s 이상인 열대성 저기압이 연간 약 70개 있습니다. 에 태평양열대성 저기압은 대서양에서 태풍이라고 불립니다. 허리케인, 호주 연안의 윌리 윌리.
열 함몰표면적의 강한 과열, 그 위의 공기의 상승 및 확산으로 인해 육지에서 발생합니다. 그 결과, 하부 표면 근처에 저압 영역이 형성됩니다.
고기압은 역동적 기원의 정면, 아열대 고기압과 정지 상태의 고기압으로 세분화됩니다.
온대 위도에서, 찬 공기에서, 정면 안티 사이클론, 20~30km/h의 속도로 서쪽에서 동쪽으로 연속적으로 이동합니다. 마지막 마지막 고기압은 아열대 지방에 도달하여 안정되고 형성됩니다. 동적 기원의 아열대 고기압.여기에는 바다의 영구적인 baric maxima가 포함됩니다. 고정식 안티 사이클론육지 위로 나타난다 겨울 기간표면적의 강한 냉각의 결과.
고기압은 북극 동부, 남극 대륙의 추운 표면과 겨울에 시작되어 꾸준히 유지됩니다. 동부 시베리아. 겨울에 북극에서 북서풍이 불면 전국에 저기압이 형성된다. 동유럽, 때로는 서부와 남부를 포착합니다.
각 사이클론은 모든 사이클론 계열을 포함하는 저기압에 의해 동일한 속도로 이동합니다. 남서쪽에서 동쪽으로 이동할 때 저기압은 북으로, 고기압은 남쪽으로 편향한다. 편차의 원인은 코리올리 힘의 영향으로 설명됩니다. 결과적으로 사이클론은 북동쪽으로 이동하기 시작하고 고기압은 남동쪽으로 이동하기 시작합니다. 저기압과 저기압의 바람으로 인해 위도 사이에 열과 습기가 교환됩니다. 고압 지역에서는 공기가 위에서 아래로 흐릅니다. 공기가 건조하고 구름이 없습니다. 저기압 지역에서 - 아래에서 위로 - 구름이 형성되고 강수량이 떨어집니다. 따뜻한 기단의 도입을 "열파"라고 합니다. 열대 기단이 온대 위도로 이동하면 여름에는 가뭄이 발생하고 겨울에는 강한 해빙이 발생합니다. 온대 위도에 북극 기단의 도입 - "한파" - 냉각을 유발합니다.
국지적 바람- 국지적 원인의 영향으로 영토의 제한된 지역에서 발생하는 바람. 열 기원의 국지적 바람에는 산들 바람, 산계곡 바람이 포함되며 구호의 영향으로 foehns와 붕소가 형성됩니다.
산들바람일교차가 큰 대양, 바다, 호수 기슭에서 발생한다. 에 주요 도시도시 바람이 형성되었습니다. 낮에 육지가 더 강하게 가열되면 공기가 위쪽으로 위로 이동하고 위쪽에서 더 차가운 쪽으로 공기가 유출됩니다. 표층에서는 바람이 육지를 향하여 분다. 이것은 낮(바다) 바람이다. 밤(해안) 바람은 밤에 발생합니다. 육지가 물보다 더 차갑고 공기의 표층에서는 바람이 육지에서 바다로 붑니다. 바닷바람은 더 뚜렷하고 속도는 7m/s, 전파 대역은 최대 100km입니다.
산골짜기 바람사면의 바람과 실제 산계곡풍을 형성하고 일주기성을 갖는다. 사면풍은 동일한 높이에서 사면 표면과 공기의 서로 다른 가열의 결과입니다. 낮에는 경사면의 공기가 더 뜨거워지고 바람이 경사면을 위로 분다. 밤에는 경사면도 더 차갑고 바람이 경사면을 따라 불기 시작합니다. 실제로 산골짜기 바람은 산골짜기의 공기가 이웃 평야의 같은 높이보다 더 뜨겁고 더 차갑다는 사실에 의해 발생합니다. 밤에는 바람이 평야를 향하고 낮에는 산을 향하여 분다. 바람을 향하는 경사를 풍향경사라고 하고 반대의 경사를 풍하경사라고 합니다.
헤어 드라이어- 종종 빙하로 덮인 높은 산에서 불어오는 따뜻하고 건조한 바람. 바람이 불어오는 경사면에서 공기의 단열 냉각과 바람이 불어오는 경사면의 단열 난방으로 인해 발생합니다. 가장 일반적인 헤어드라이어는 OCA의 기류가 교차할 때 발생합니다. 산맥. 더 자주 만나다안티 사이클론 헤어 드라이어, 그것은 이상 경우에 형성됩니다 산악 국가안티 사이클론이 있습니다. 헤어 드라이어는 과도기에 가장 자주 사용되며 지속 기간은 며칠입니다 (알프스에서는 헤어 드라이어가 1 년에 125 일입니다). Tien Shan 산에서는 그러한 바람을 kastek이라고합니다. 중앙 아시아- Garmsil, Rocky Mountains - Chinook. 헤어드라이어는 정원을 일찍 피고 눈을 녹이게 합니다.
건조한 찬 바람- 낮은 산에서 옆으로 부는 찬 바람 따뜻한 바다. Novorossiysk에서는 Absheron 반도에서 nord-ost라고 불립니다. Bora는 추운 공기가 형성되는 평야의 능선 앞, 고압 영역이 형성되는 겨울에 발생합니다. 낮은 산등성이를 건너면 차가운 공기가 따뜻한 만을 향해 고속으로 돌진합니다. 압력이 낮고 속도가 30m/s에 도달할 수 있으며 기온은 -5ºC로 급격히 떨어집니다.
소규모 소용돌이는 토네이도그리고 혈전(토네이도). 바다 위의 소용돌이는 토네이도, 육지 위의 혈전이라고합니다. 토네이도와 혈전은 일반적으로 덥고 습한 기후의 열대성 저기압과 같은 장소에서 발생합니다. 에너지의 주요 원천은 에너지가 방출되는 수증기의 응축입니다. 미국에서 많은 토네이도가 발생하는 것은 멕시코만에서 습하고 따뜻한 공기가 유입되기 때문입니다. 회오리바람은 30~40km/h의 속도로 움직이지만 그 안에서의 풍속은 100m/s에 이릅니다. 혈전은 일반적으로 회오리바람을 연속적으로 단독으로 발생합니다. 1981년에는 5시간 만에 잉글랜드 해안에서 105개의 토네이도가 발생했습니다.
기단(VM)의 개념.위의 분석은 대류권이 모든 부분에서 물리적으로 균질할 수 없다는 것을 보여줍니다. 그것은 하나와 전체를 쉬지 않고 나누어진다. 기단- 상대적으로 균일한 특성을 갖고 OCA 흐름 중 하나에서 전체적으로 움직이는 대류권과 성층권 하부의 많은 양의 공기. VM의 크기는 대륙의 일부와 비슷하며 길이는 수천 킬로미터이고 두께는 22-25km입니다. VM이 형성되는 영역을 형성 센터라고 합니다. 그것들은 균일한 기본 표면(육지 또는 바다), 특정 열 조건 및 형성에 필요한 시간이 있어야 합니다. 비슷한 조건이 해양의 baric maxima와 육지의 계절적 maxima에 존재합니다.
VM은 형성의 중심에만 전형적인 속성을 가지고 있으며, 움직일 때 변형되어 새로운 속성을 얻습니다. 특정 VM이 도착하면 급격한 교대비주기적인 날씨. 기본 표면의 온도와 관련하여 VM은 따뜻한 것과 차가운 것으로 나뉩니다. 따뜻한 VM은 차가운 기본 표면으로 이동하여 온난화를 가져오지만 자체적으로 냉각됩니다. 차가운 VM은 따뜻한 하부 표면에 와서 냉각을 가져옵니다. VM은 형성 조건에 따라 적도, 열대성, 극지(온대 위도의 공기) 및 북극(남극)의 4가지 유형으로 나뉩니다. 각 유형에서 해양 및 대륙의 두 가지 하위 유형이 구별됩니다. 을 위한 대륙 아형, 대륙에 걸쳐 형성되며 넓은 온도 범위와 낮은 습도가 특징입니다. 해양 하위 유형바다 위에 형성되어 상대적으로 절대 습도그것은 상승하고 온도 진폭은 대륙보다 훨씬 적습니다.
적도 VM높은 온도와 높은 상대 및 절대 습도를 특징으로 하는 저위도에서 형성됩니다. 이러한 속성은 육지와 바다 모두에서 보존됩니다.
열대 VM열대 위도에서 형성되며 연중 기온이 20ºC 이하로 떨어지지 않으며, 상대 습도작은. 할당:
– 열대 기압 최대치에서 열대 위도의 대륙에 형성되는 대륙성 HTM - 사하라, 아라비아, 타르, 칼라하리, 여름에는 아열대 지방과 온대 위도 남쪽에서도 - 남부 유럽, 중앙 아시아 및 카자흐스탄 , 몽골과 중국 북부;
– 열대 수역 위에 형성되는 해양 HCM – 아조레스 제도 및 하와이 고지대; 고온 및 수분 함량이 높지만 상대 습도가 낮은 특징이 있습니다.
폴라 VM, 또는 온대 위도의 공기는 온대 위도에서 형성됩니다(북극 VM에서 온 온대 위도의 고기압과 열대 지방에서 온 공기). 온도는 겨울에 음수, 여름에 양수, 연간 온도 진폭이 상당하고 절대 습도가 여름에 증가하고 겨울에 감소하며 상대 습도는 평균입니다. 할당:
– 온대 위도 대륙의 광대 한 표면에 형성된 온대 위도 대륙 공기 (CHC)는 겨울에 강하게 차가워지고 안정적이며 날씨가 맑고 심한 서리가 내립니다. 여름에는 매우 따뜻해지며 상승하는 해류가 발생합니다.
기온 변화의 원인.
공기의 온도는 지표면의 온도에 따라 매일 변합니다. 공기는 지표면에서 가열 및 냉각되기 때문에 기상관의 일일 온도 변화 진폭은 토양 표면보다 평균 약 1/3만큼 작습니다.
기온의 상승은 일출 후 아침에 토양 온도의 상승(15분 후)과 함께 시작됩니다. 13-14 시간에 우리가 알고 있듯이 토양의 온도가 떨어지기 시작합니다. 14-15시간에 기온과 같아집니다. 그때부터 토양 온도가 더 떨어지면 공기 온도도 떨어지기 시작합니다.
기온의 일교차는 안정적이고 맑은 날씨의 조건에서만 정확하게 나타납니다.
그러나 어떤 날에는 기온의 일일 코스가 매우 틀릴 수 있습니다. 그것은 이류뿐만 아니라 흐림의 변화에 달려 있습니다.
기온의 일일 진폭은 계절, 위도, 토양 및 지형의 특성에 따라 달라집니다. 겨울에는 여름보다 적습니다. 위도가 증가함에 따라 수평선 위의 태양의 정오 높이가 감소함에 따라 기온의 일일 진폭이 감소합니다. 육지의 위도 20~30°에서 일 평균 기온 진폭은 약 12°, 위도 60°에서 약 6°, 위도 70°에서 3°에 불과합니다. 여러 날 동안 해가 뜨거나 지지 않는 고위도 지역에서는 규칙적인 일교차가 전혀 없습니다.
토양 표면의 온도도 연중 변합니다. 열대 위도에서 연간 진폭, 즉 연중 가장 따뜻한 달과 가장 추운 달의 장기 평균 온도 차이는 작고 위도에 따라 증가합니다. 북반구에서는 위도 10°에서 약 3°, 위도 30°에서 약 10°, 위도 50°에서 평균 약 25°입니다.
기온 변화의 원인
지구 표면과 직접 접촉하는 공기는 분자 열전도로 인해 지구와 열을 교환합니다. 그러나 대기 내부에는 난류 열전도에 의한 또 다른 더 효율적인 열 전달이 있습니다. 난기류 동안 공기의 혼합은 대기의 한 층에서 다른 층으로 열을 매우 빠르게 전달하는 데 기여합니다. 난류 열전도율은 또한 지구 표면에서 공기로 또는 그 반대로 열 전달을 증가시킵니다. 예를 들어, 공기가 지표면에서 냉각되면 난기류에 의해 위층의 따뜻한 공기가 냉각된 공기 대신 지속적으로 전달됩니다. 이것은 공기와 표면 사이의 온도 차이를 유지하므로 공기에서 표면으로의 열 전달을 지원합니다. 이류와 관련된 온도 변화 - 다른 부분에서 주어진 장소로 새로운 기단의 유입 지구형용사라고 합니다. 온도가 높은 공기가 특정 장소로 유입되면 열이류라고 하고 온도가 낮은 공기가 유입되면 한랭이류라고 합니다.
공기 상태의 개별 변화와 이류 모두에 따라 달라지는 고정된 지리적 지점에서의 일반적인 온도 변화를 국부적(로컬) 변화라고 합니다.
기온의 연간 과정은 주로 활성 표면 온도의 연간 과정에 의해 결정됩니다. 연간 변동의 진폭은 가장 따뜻한 달과 가장 추운 달의 월 평균 기온의 차이입니다. 기온의 연간 변화의 진폭은 다음에 의해 영향을 받습니다.
장소의 위도입니다. 가장 작은 진폭은 적도 지역에서 관찰됩니다. 장소의 위도가 증가함에 따라 진폭이 증가하여 도달합니다. 가장 높은 값극지방에서
해발고도. 해발 고도가 높아질수록 진폭은 감소합니다.
날씨. 안개, 비, 대체로 흐림. 겨울에 흐림이 없으면 가장 추운 달의 평균 기온이 감소하고 여름에는 가장 따뜻한 달의 평균 기온이 상승합니다.
서리는 양의 평균 일일 온도에서 0 ° C 이하로 온도가 감소하는 것을 나타냅니다.
서리 동안 2m 높이의 공기 온도는 때때로 양수를 유지할 수 있으며지면에 인접한 가장 낮은 공기층에서는 0 ° C 이하로 떨어질 수 있습니다.
서리 형성 조건에 따라 다음과 같이 나뉩니다.
방사능;
이형사;
이류 방사선.
방사선 서리토양과 대기의 인접한 층의 복사 냉각의 결과로 발생합니다. 그러한 서리의 발생은 구름이없는 날씨와 가벼운 바람에 의해 선호됩니다. 흐림은 유효 방사선을 감소시켜 서리의 가능성을 줄입니다. 바람은 또한 서리의 발생을 방지하기 때문입니다. 그것은 난류 혼합을 향상시키고 결과적으로 공기에서 토양으로의 열 전달이 증가합니다. 복사 서리는 토양의 열적 특성에 영향을 받습니다. 열용량과 열전도율이 낮을수록 서리가 강해집니다.
이류성 서리. 그들은 온도가 0 ° C 이하인 공기의 이류의 결과로 형성됩니다. 찬 공기가 침입하면 토양이 접촉하여 냉각되므로 공기와 토양 온도의 차이가 거의 없습니다. 이류성 서리는 넓은 지역을 덮고 지역 조건에 거의 의존하지 않습니다.
이류 복사 서리.차갑고 건조한 공기의 침입과 관련하여 때로는 양의 온도를 갖기도 합니다. 밤에는 특히 맑거나 흐린 날씨에 이 공기가 복사에 의해 추가로 냉각되어 표면과 공기 모두에서 서리가 발생합니다.
낮 동안 활성 표면은 그것에 오는 전체 복사와 대기의 반대 복사의 일부를 흡수하지만 자체 장파 복사의 형태로 에너지를 잃습니다. 활성 표면이 받는 열은 부분적으로 토양이나 저수지로 전달되고 부분적으로는 대기로 전달됩니다. 또한 수신된 열의 일부는 활성 표면에서 물의 증발에 소비됩니다. 밤에는 전체 복사가 없으며 활성 표면은 일반적으로 유효 복사의 형태로 열을 잃습니다. 이 시간에 토양이나 수체의 깊이에서 열은 활성 표면으로 올라가고 대기에서 열은 아래로 전달됩니다. 즉, 활성 표면으로도 이동합니다. 공기에서 수증기가 응결되어 응결열이 활성 표면에서 방출됩니다.
활성 표면에서 에너지의 총 수입 지출을 열 균형이라고 합니다.
열 균형 방정식:
B \u003d P + L + CW,
여기서 B는 방사선 균형입니다.
P는 활성 표면과 기본 레이어 사이의 열유속입니다.
L - 대기 표층의 난류 열유속;
C·W - 수분 증발에 소비된 열 또는 활성 표면의 수증기 응축 동안 방출되는 열.
C는 증발열이다.
W는 열 균형이 집계된 시간 간격 동안 표면 장치에서 증발한 물의 양입니다.
그림 2.3 - 활성 표면의 열 균형 계획
활성 표면의 열 균형의 주요 구성 요소 중 하나는 복사 균형 B이며, 이는 비복사 열유속 L, P, CW에 의해 균형을 이룹니다.
열 균형에서 덜 중요한 프로세스는 고려되지 않습니다.
토양에 떨어지는 강수에 의해 토양 깊숙이 열이 전달됩니다.
붕괴 과정, 지각에 있는 물질의 방사성 붕괴 중 열 비용;
지구의 창자에서 나오는 열의 흐름;
산업 활동 중 열 발생.
기온의 일일 코스낮 동안의 기온의 변화라고합니다. 일반적으로 지구 표면의 온도의 경과를 반영하지만 최대와 최소가 발생하는 순간은 다소 늦고 최대는 14시에 발생합니다. 일출 후 최소.
기온의 일일 진폭(낮 동안의 최고 기온과 최저 기온의 차이)는 바다보다 육지에서 더 높습니다. 고위도 (열대 사막에서 최대 - 최대 40 ° C)로 이동할 때 감소하고 맨땅이있는 곳에서 증가합니다. 기온의 일일 진폭의 크기는 기후의 대륙성을 나타내는 지표 중 하나입니다. 사막에서는 해양성 기후를 가진 지역보다 훨씬 더 큽니다.
기온의 연간 변화(연중 평균 월별 온도의 변화)는 주로 장소의 위도에 의해 결정됩니다. 기온의 연간 진폭- 최대 및 최소 월 평균 기온의 차이.
기온의 지리적 분포는 다음을 사용하여 표시됩니다. 등온선- 같은 온도를 가진 지도상의 점들을 연결하는 선. 기온의 분포는 구역에 따라 다르며 연간 등온선은 일반적으로 위도 아래의 파업을 가지며 복사 균형의 연간 분포에 해당합니다.
연중 평균적으로 가장 따뜻한 평행선은 10 0 N.L입니다. 27 0 C의 온도는 열적도. 여름에는 열적도가 20 0 N으로 이동하고 겨울에는 5 0 N만큼 적도에 접근합니다. SP에서 열적도의 이동은 SP에서 저위도에 위치한 육지 면적이 SP에 비해 더 크고 연중 기온이 더 높다는 사실에 의해 설명됩니다.
지구 표면의 열은 지역적으로 분포되어 있습니다. 지리적 위도 외에도 지구의 온도 분포는 육지와 바다의 분포 특성, 기복, 해발 고도, 해류 및 기류의 영향을 받습니다.
연간 등온선의 위도 분포는 따뜻한 해류와 한류에 의해 방해받습니다. NP의 온대 위도에서 난류에 의해 씻겨 진 서쪽 해안은 한류가 통과하는 동쪽 해안보다 따뜻합니다. 결과적으로, 서쪽 해안의 등온선은 극쪽으로, 동쪽 해안에서는 적도쪽으로 구부러집니다.
SP의 연평균 기온은 +15.2 0 С이고 SP는 +13.2 0 С입니다. SP에서는 최저 온도가 훨씬 낮습니다. "Sovetskaya"및 "Vostok"역에서 온도는 -89.2 0 С (SP의 절대 최소값)였습니다. 남극 대륙의 구름이없는 날씨의 최저 온도는 -93 0 С로 떨어질 수 있습니다. 최고 온도는 열대 지역의 사막, 트리폴리의 +58 0 С, 캘리포니아, 데스 밸리의 +56.7 0 С에서 관찰됩니다.
지도는 대륙과 바다가 온도 분포에 얼마나 영향을 미치는지에 대한 아이디어를 제공합니다. 등항(등변은 동일한 온도 이상을 가진 점을 연결하는 선입니다). 이상 현상은 중위도 온도와 실제 온도의 편차입니다. 이상 현상은 긍정적이고 부정적입니다. 더운 대륙에서 여름에 양성 이상 현상이 관찰됩니다. 아시아에서는 온도가 중위도보다 4 0 C 더 높으며 겨울에는 따뜻한 해류 위에 긍정적 인 이상 현상이 있습니다 (스칸디나비아 연안의 따뜻한 북대서양 해류 위의 온도는 표준보다 28 0 C 높음). 추운 대륙에서는 겨울에, 한류에서는 여름에 음의 이상 현상이 나타납니다. 예를 들어, 겨울의 Oymyakon에서 온도는 표준보다 22 0 C 낮습니다.
다음 열 영역은 지구에서 구별됩니다(등온선은 열 영역의 경계를 넘어 취해집니다).
1. 더운, 각 반구에서 +20 0 С의 연간 등온선에 의해 제한되며 30 0 초 근처를 통과합니다. 쉿. 그리고 y.sh.
2. 두 개의 온대 벨트, 각 반구에서 가장 따뜻한 달(각각 7월 또는 1월)의 연간 등온선 +20 0 C와 +10 0 C 사이에 있습니다.
3. 두 개의 차가운 벨트, 경계는 가장 따뜻한 달의 0 0 등온선을 따라 전달됩니다. 가끔 지역이 있다. 영원한 서리, 극 주위에 위치한 (Shubaev, 1977)
이런 식으로:
1. GO의 외인성 과정에서 실질적으로 중요한 유일한 열원은 태양입니다. 태양의 열은 복사 에너지의 형태로 세계 공간으로 들어가고, 지구에 흡수되어 열 에너지로 바뀝니다.
2. 태양 광선은 통과하는 매체의 다양한 요소와 광선이 떨어지는 표면의 다양한 영향(산란, 흡수, 반사)을 받습니다.
3. 태양 복사의 분포는 다음의 영향을 받습니다. 지구와 태양 사이의 거리; 태양 광선의 입사각; 지구의 모양 (적도에서 극으로의 복사 강도의 감소를 미리 결정함). 이것이 열 구역 할당의 주요 이유이며 결과적으로 기후 구역의 존재 이유입니다.
4. 열 분포에 대한 위도의 영향은 다음과 같은 여러 요인에 의해 수정됩니다. 육지와 바다의 분배; 한랭 및 온난 해류의 영향; 대기 순환.
5. 태양열의 분포는 수직 분포의 규칙성과 특징이 복사와 열의 수평(지구 표면을 따라) 분포의 규칙성에 중첩된다는 사실로 인해 더욱 복잡합니다.
