Mudança anual na temperatura do ar. Variação diária e anual da temperatura Variação diária e anual da temperatura do ar

Variação diária da temperatura do ar

A temperatura da superfície do solo afeta a temperatura do ar. A troca de calor ocorre quando uma fina película de ar entra em contato direto com a superfície da Terra devido à condução de calor molecular. Além disso, a troca ocorre dentro da atmosfera devido à condução turbulenta de calor, que é um mecanismo mais eficiente de transferência de calor, uma vez que a mistura do ar durante a turbulência contribui para uma transferência de calor muito rápida de uma camada atmosférica para outra.

Fig No. 2 Gráfico da evolução diária da temperatura do ar.

Como pode ser visto na Fig. 2, durante o dia, o ar aquece e esfria de superfície da Terra, repetindo aproximadamente as mudanças na temperatura do ar (ver Fig. 1) com uma amplitude menor. Pode-se até ver que a amplitude da variação diária da temperatura do ar é menor que a amplitude da variação da temperatura do solo em cerca de 1/3. A temperatura do ar começa a subir ao mesmo tempo que a temperatura da superfície do solo: após o nascer do sol, e seu máximo já é observado nas horas posteriores, e no nosso caso às 15:00, e depois começa a diminuir.

Como observado anteriormente, a temperatura máxima da superfície do solo é maior que a temperatura máxima do ar (32,8°C). Isso se explica pelo fato de que a radiação solar aquece primeiro o solo, a partir do qual o ar é aquecido. E as baixas noturnas na superfície do solo são mais baixas do que no ar, pois o solo irradia calor para a atmosfera.

Variação diária da pressão de vapor de água

O vapor de água entra continuamente na atmosfera por evaporação das superfícies da água e solo úmido e também como resultado da transpiração das plantas. No entanto, em diferentes lugares e tempo diferente ele entra na atmosfera várias quantidades. Ele se espalha para cima a partir da superfície da Terra e é transportado por correntes de ar de um lugar na Terra para outro.

A pressão do vapor de água é chamada de pressão de vapor de água. O vapor de água, como qualquer gás, cria uma certa pressão. A pressão do vapor de água é proporcional à sua densidade (massa por unidade de volume) e à sua temperatura absoluta.

Arroz. Nº 3 Gráfico da evolução diária da elasticidade do vapor de água.

As observações foram realizadas nas profundezas do continente durante a estação quente, pelo que o gráfico mostra uma variação diária dupla (Fig. 3). O primeiro mínimo nesses casos ocorre após o nascer do sol, assim como o mínimo de temperatura.

O solo começa a aquecer após o nascer do sol, sua temperatura aumenta e, como resultado, a evaporação aumenta, o que significa que a pressão de vapor aumenta. Essa tendência continua até as 09:00, quando a evaporação predomina sobre a transferência de vapor das camadas inferiores para as superiores. A essa altura, a estratificação instável já está estabelecida na camada superficial e a convecção está suficientemente desenvolvida. No processo de convecção, a intensidade da mistura turbulenta aumenta e a transferência de vapor de água na direção de seu gradiente, de baixo para cima, é estabelecida. A saída de vapor de água de baixo não tem tempo para ser compensada pela evaporação, o que leva a uma diminuição do teor de vapor (e, consequentemente, da pressão) perto da superfície da Terra em 12-15 horas. E só então, a pressão começa a aumentar, à medida que a convecção enfraquece, e a evaporação do solo aquecido ainda é grande, e o teor de vapor aumenta. Após 18h a evaporação diminui, então a pressão cai.

O curso diário da temperatura do aré a variação da temperatura do ar durante o dia. Em geral, reflete o curso da temperatura da superfície terrestre, mas os momentos do início dos máximos e mínimos são um pouco tardios: o máximo ocorre às 14h, o mínimo após o nascer do sol.

Amplitude diária da temperatura do ar- a diferença entre a temperatura máxima e mínima do ar durante o dia. É mais alto em terra do que no oceano, diminui quando se desloca para altas latitudes e aumenta em locais com solo nu. A maior amplitude em desertos tropicais– até 40º C. Valor amplitude diária a temperatura do ar é um dos indicadores da continentalidade do clima. Nos desertos, é muito maior do que em áreas com clima marítimo.

Variação anual da temperatura do ar(mudança temperatura média mensal durante o ano) é determinada principalmente pela latitude do local. Amplitude anual da temperatura do ar- a diferença entre a temperatura média mensal máxima e mínima.

A distribuição geográfica da temperatura do ar é mostrada usando isotérmicas- linhas conectando pontos no mapa com a mesma temperatura. A distribuição da temperatura do ar é zonal, as isotermas anuais como um todo têm uma orientação sublatitudinal e correspondem à distribuição anual do balanço de radiação (Fig. 10, 11).

Em média ao longo do ano, o paralelo mais quente é 10º N. com uma temperatura de +27º C é equador térmico. No verão, o equador térmico desloca-se para 20º N, no inverno aproxima-se do equador em 5º N.

Arroz. 10. Distribuição temperatura média ar em julho

Arroz. 11. Distribuição da temperatura média do ar em janeiro

O deslocamento do equador térmico em SP é explicado pelo fato de que em SP a área de terra localizada em baixas latitudes é maior em relação a SP, e durante o ano tem mais temperaturas altas.

O calor na superfície da Terra é distribuído zonal-regional. Além de latitude geográfica, a distribuição das temperaturas na Terra é influenciada pela natureza da distribuição da terra e do mar, relevo, altitude acima do nível do mar, correntes marítimas e aéreas.

A distribuição latitudinal das isotermas anuais é perturbada por correntes quentes e frias. Nas latitudes temperadas do PN, as costas ocidentais, banhadas por correntes quentes, são mais quentes do que as costas orientais, por onde passam as correntes frias. Consequentemente, as isotérmicas nas costas ocidentais são dobradas em direção ao pólo, nas costas orientais - em direção ao equador.

Médio temperatura anual SP + 15,2º C, e UP + 13,2º C. Temperatura mínima em SP atingiu –77º С (Oymyakon) (o mínimo absoluto de SP) e –68º С (Verkhoyansk). Em SP, as temperaturas mínimas são bem mais baixas; nas estações "Sovetskaya" e "Vostok" a temperatura era de -89,2º С (o mínimo absoluto de SP). A temperatura mínima em tempo sem nuvens na Antártica pode cair para -93º C. As temperaturas mais altas são observadas nos desertos da zona tropical: +58º C em Trípoli, +56,7º C na Califórnia no Vale da Morte.

Os mapas dão uma ideia de como os continentes e oceanos afetam a distribuição das temperaturas. isonômico(isonômicas são linhas conectando pontos com as mesmas anomalias de temperatura). Anomalias são desvios das temperaturas reais das de latitudes médias. As anomalias são positivas e negativas. Anomalias positivas são observadas no verão sobre continentes aquecidos. Na Ásia, as temperaturas são 4º C mais altas do que as de latitudes médias. No inverno, as anomalias positivas estão localizadas acima das correntes quentes (acima da corrente quente do Atlântico Norte na costa da Escandinávia, a temperatura está 28º C acima da norma). Anomalias negativas são pronunciadas no inverno sobre continentes frios e no verão sobre correntes frias. Por exemplo, em Oymyakon no inverno a temperatura fica 22º C abaixo do normal.

Na Terra, existem os seguintes cintos térmicos(as isotermas são tomadas além dos limites das zonas térmicas):

1. Quente, é limitado em cada hemisfério por uma isoterma anual de + 20º С, passando perto de 30º s. sh. e y.sh.

2. Dois cintos temperados , que em cada hemisfério se situam entre a isotérmica anual + 20º C e + 10º C da mês quente(conforme julho ou janeiro).

3. dois cintos frios, o limite passa ao longo da isotérmica de 0º C do mês mais quente. Às vezes há regiões geada eterna, que estão localizados ao redor dos pólos (Shubaev, 1977).

Nesse caminho:

1. A única fonte de energia de importância prática para o curso dos processos exógenos em GO é o Sol. O calor do Sol entra no espaço do mundo na forma de energia radiante, que então, absorvida pela Terra, se transforma em energia térmica.

2. O raio de sol em seu caminho está sujeito a inúmeras influências (espalhamento, absorção, reflexão) de vários elementos o meio em que penetra e as superfícies sobre as quais cai.

3. Para distribuição radiação solar influência: a distância entre a Terra e o Sol, o ângulo de incidência dos raios solares, a forma da Terra (predetermina a diminuição da intensidade da radiação do equador aos pólos). Esta é a principal razão para a atribuição de zonas térmicas e, consequentemente, a razão para a existência de zonas climáticas.

4. A influência da latitude da área na distribuição do calor é corrigida por uma série de fatores: relevo; distribuição de terra e mar; influência das correntes marítimas frias e quentes; circulação atmosférica.

5. A distribuição do calor solar é ainda mais complicada pelo fato de que as regularidades e características da distribuição vertical são sobrepostas às regularidades da distribuição horizontal (ao longo da superfície da Terra) de radiação e calor.

Circulação geral da atmosfera

Formado na atmosfera correntes de ar escala diferente. Eles podem cobrir todo o globo e em altura - a troposfera e a estratosfera inferior, ou afetar apenas uma área limitada do território. As correntes de ar garantem a redistribuição de calor e umidade entre latitudes baixas e altas e carregam a umidade para dentro do continente. De acordo com a área de distribuição, distinguem-se ventos de circulação atmosférica geral (GCA), ventos de ciclones e anticiclones e ventos locais. razão principal A formação de ventos é uma distribuição desigual de pressão sobre a superfície do planeta.

Pressão. pressão atmosférica normal- O peso coluna atmosférica com seção transversal de 1 cm 2 ao nível do mar a 0ºС a 45º de latitude. É equilibrado por uma coluna de mercúrio de 760 mm. A pressão atmosférica normal é 760 mm Hg ou 1013,25 mb. A pressão no SI é medida em pascal (Pa): 1 mb = 100 Pa. A pressão atmosférica normal é 1013,25 hPa. A pressão mais baixa já observada na Terra (ao nível do mar), 914 hPa (686 mm); o mais alto é 1067,1 hPa (801 mm).

A pressão diminui com a altura, à medida que a espessura da camada sobrejacente da atmosfera diminui. A distância em metros que se deve subir ou descer para que a pressão atmosférica mude em 1 hPa é chamada estágio de pressão. O degrau baric a uma altura de 0 a 1 km é de 10,5 m, de 1 a 2 km - 11,9 m, 2-3 km - 13,5 m. O valor do degrau baric depende da temperatura: com o aumento da temperatura, aumenta em 0 , quatro %. No ar quente, o degrau bárico é maior, portanto, regiões quentes da atmosfera em camadas altas têm mais pressão do que as frias. O recíproco do passo baric é chamado gradiente baric verticalé a mudança na pressão por unidade de distância (100 m é tomado como uma unidade de distância).

A pressão muda como resultado do movimento do ar - sua saída de um lugar e entrada para outro. O movimento do ar é devido a uma mudança na densidade do ar (g/cm 3), resultante do aquecimento irregular da superfície subjacente. Sobre uma superfície igualmente aquecida, a pressão diminui uniformemente com a altura, e superfícies isobáricas(superfícies desenhadas através de pontos com a mesma pressão) são paralelas entre si e a superfície subjacente. Na área de pressão alta superfícies isobáricas são convexas para cima, na área baixa - para baixo. Na superfície da Terra, a pressão é mostrada usando isobar Linhas conectando pontos de igual pressão. Distribuição pressão atmosférica ao nível do oceano, representado usando isóbaras, é chamado alívio barico.

A pressão da atmosfera na superfície da Terra, sua distribuição no espaço e mudança no tempo é chamada de campo bárico. As áreas de alta e baixa pressão em que se divide o campo bárico são chamadas de sistemas de pressão.

Os sistemas báricos fechados incluem máximos báricos (um sistema de isóbaras fechadas com pressão aumentada no centro) e mínimos (um sistema de isóbaras fechadas com pressão reduzida no centro), sistemas báricos abertos incluem cristas báricas (uma faixa de pressão aumentada de um máximo dentro do campo pressão reduzida), uma calha (uma banda de baixa pressão a partir de um mínimo bárico dentro de um campo de pressão aumentado) e uma sela (um sistema aberto de isóbaras entre dois máximos e dois mínimos báricos). Na literatura, existe o conceito de "depressão barica" - um cinturão de baixa pressão, dentro do qual pode haver mínimos baricos fechados.

A pressão na superfície da Terra é distribuída zonalmente. No equador durante o ano há um cinturão de baixa pressão - depressão equatorial(menos de 1015 hPa) . Em julho, desloca-se para o Hemisfério Norte a 15–20º N, em dezembro - para o Hemisfério Sul, a 5º S. Nas latitudes tropicais (entre 35º e 20º de ambos os hemisférios), a pressão durante o ano é aumentada - elevações baricas tropicais (subtropicais)(mais de 1020 hPa). No inverno, um cinturão contínuo de alta pressão aparece sobre os oceanos e terra (Açores e Havaianas - SP; Atlântico Sul, Pacífico Sul e Sul da Índia - SP). No verão, o aumento da pressão persiste apenas sobre os oceanos, sobre a terra a pressão diminui, ocorrem depressões térmicas (mínimo Irã-Tara - 994 hPa). Em latitudes temperadas, o SP forma um cinturão contínuo no verão pressão reduzida, no entanto, o campo bárico é dissimétrico: no Pacífico Sul, em latitudes temperadas e subpolares, há uma faixa de baixa pressão acima da superfície da água durante todo o ano (mínimo antártico - até 984 hPa); no SP, devido à alternância dos setores continental e oceânico, os mínimos báricos são expressos apenas sobre os oceanos (Islandês e Aleuta - pressão em janeiro 998 hPa); no inverno, os máximos báricos aparecem sobre os continentes devido ao forte resfriamento da superfície . Nas latitudes polares, sobre os mantos de gelo da Antártida e da Groenlândia, a pressão durante o ano elevado– 1000 hPa ( Baixas temperaturas- o ar é frio e pesado) (Fig. 12, 13).

Áreas estáveis de alta e baixa pressão, nas quais o campo bárico se rompe perto da superfície da Terra, são chamadas centros de ação da atmosfera. Há territórios em que a pressão se mantém constante ao longo do ano (predominam sistemas de pressão do mesmo tipo, sejam máximos ou mínimos); centros permanentes de ação da atmosfera:

– depressão equatorial;

– Baixa Aleuta (latitudes temperadas do SP);

– baixa islandesa (latitudes temperadas do SP);

- zona de baixa pressão de latitudes temperadas SP (cinturão de baixa pressão antártico);

– zonas subtropicais alta pressão SP:

Alto dos Açores (Alto do Atlântico Norte)

Alta havaiana (alta do Pacífico Norte)

– zonas subtropicais de alta pressão SP:

South Pacific High (sudoeste da América do Sul)

Alto Atlântico Sul (anticiclone Santa Helena)

South Indian High (anticiclone Maurício)

– Máximo Antártico;

– Gronelândia máximo.

Sistemas de pressão sazonal são formados no caso de a pressão mudar sazonalmente de sinal para o oposto: no lugar do máximo baric, ocorre um mínimo baric e vice-versa. Os sistemas de pressão sazonal incluem:

- o mínimo de verão do Sul da Ásia com um centro próximo de 30º N. latitude. (997 hPa)

– máximo de inverno asiático centrado na Mongólia (1036 hPa)

– baixa no verão mexicano (depressão norte-americana) – 1012 hPa

– máximas de inverno norte-americanas e canadenses (1020 hPa)

– depressões de verão (janeiro) sobre a Austrália, América do Sul e a África do Sul dão lugar no inverno aos anticiclones australianos, sul-americanos e sul-africanos.

Vento. Gradiente bárico horizontal. O movimento do ar na direção horizontal é chamado de vento. O vento é caracterizado pela velocidade, força e direção. Velocidade do vento - a distância que o ar viaja por unidade de tempo (m / s, km / h). Força do vento - a pressão exercida pelo ar em um local de 1 m 2 localizado perpendicularmente ao movimento. A força do vento é determinada em kg/m 2 ou em pontos na escala Beaufort (0 pontos - calma, 12 - furacão).

A velocidade do vento é determinada gradiente bárico horizontal– mudança de pressão (queda de pressão de 1 hPa) por unidade de distância (100 km) na direção da pressão decrescente e perpendicular às isóbaras. Além do gradiente barométrico, o vento é afetado pela rotação da Terra (força de Coriolis), força centrífuga e atrito.

A força de Coriolis desvia o vento para a direita (em SP para a esquerda) da direção do gradiente. A força centrífuga atua sobre o vento em sistemas báricos fechados - ciclones e anticiclones. Ele é direcionado ao longo do raio de curvatura da trajetória em direção à sua convexidade. A força de atrito do ar na superfície da terra sempre reduz a velocidade do vento. O atrito afeta a camada inferior de 1.000 metros, chamada camada de atrito. O movimento do ar na ausência de atrito é chamado de vento gradiente. O vento gradiente soprando ao longo de isóbaras retilíneas paralelas é chamado geostrófico, ao longo de isóbaras fechadas curvilíneas – geociclostrófico. Uma representação visual da frequência de ocorrência de ventos em certas direções é dada pelo diagrama "Rosa do Vento".

De acordo com o relevo baric, existem as seguintes zonas de vento:

- faixa equatorial de calmaria (os ventos são relativamente raros, pois dominam movimentos ascendentes de ar fortemente aquecido);

- zonas de ventos alísios dos hemisférios norte e sul;

- áreas de calma nos anticiclones do cinturão de alta pressão subtropical (o motivo é o domínio dos movimentos aéreos descendentes);

- nas latitudes médias de ambos os hemisférios - zonas de predominância de ventos de oeste;

– em espaços circumpolares, os ventos sopram dos pólos em direção às depressões báricas de latitudes médias, ou seja, ventos com componente leste são comuns aqui.

Circulação atmosférica geral (GCA)- um sistema de fluxos de ar em escala planetária, cobrindo todo o globo, troposfera e baixa estratosfera. Liberado na circulação atmosférica transferências zonais e meridionais. As transferências zonais que se desenvolvem principalmente na direção sublatitudinal incluem:

- transferência ocidental, que domina todo o planeta na alta troposfera e na baixa estratosfera;

- na baixa troposfera, nas latitudes polares - ventos de leste; em latitudes temperadas - ventos de oeste, em latitudes tropicais e equatoriais - ventos de leste (Fig. 14).

do pólo ao equador.

De fato, o ar no equador na camada superficial da atmosfera é muito quente. O ar quente e úmido sobe, seu volume aumenta e a alta pressão surge na troposfera superior. Nos pólos devido ao forte resfriamento camadas superficiais Atmosfera, o ar é comprimido, seu volume diminui e a pressão no topo cai. Consequentemente, nas camadas superiores da troposfera, há um fluxo de ar do equador para os pólos. Devido a isso, a massa de ar no equador e, portanto, a pressão na superfície subjacente, diminui e aumenta nos pólos. Na camada superficial, o movimento começa dos pólos até o equador. Conclusão: a radiação solar forma o componente meridional da AOC.

Em uma Terra homogênea em rotação, a força de Coriolis também atua. No topo, a força de Coriolis desvia o fluxo no SP para a direita da direção do movimento, ou seja, de oeste para leste. No SP, o movimento do ar se desvia para a esquerda, ou seja, novamente de oeste para leste. Portanto, no topo (na alta troposfera e na baixa estratosfera, na faixa de altitude de 10 a 20 km, a pressão diminui do equador para os pólos), nota-se uma transferência ocidental, nota-se para toda a Terra como um todo. Em geral, o movimento do ar ocorre em torno dos pólos. Consequentemente, a força de Coriolis forma o transporte zonal do OCA.

Abaixo da superfície subjacente, o movimento é mais complexo; sua divisão em continentes e oceanos. Um padrão complexo de grandes correntes de ar é formado. A partir de cinturões subtropicais correntes de ar de alta pressão fluem para a depressão equatorial e para as latitudes temperadas. No primeiro caso, formam-se ventos de leste de latitudes tropicais-equatoriais. Sobre os oceanos, graças aos constantes máximos báricos, eles existem todo o ano – ventos alísios- ventos das periferias equatoriais de máximos subtropicais, soprando constantemente apenas sobre os oceanos; sobre a terra, eles não são rastreados em todos os lugares e nem sempre (as quebras são causadas pelo enfraquecimento dos anticiclones subtropicais devido ao forte aquecimento e movimento da depressão equatorial para essas latitudes). No SP, os ventos alísios têm direção nordeste, no SP - sudeste. Os ventos alísios de ambos os hemisférios convergem perto do equador. Na região de sua convergência (zona de convergência intratropical), surgem fortes correntes de ar ascendentes, Nuvens Cumulus e a chuva cai.

O fluxo de vento indo para latitudes temperadas da zona tropical de alta pressão forma ventos de oeste de latitudes temperadas. Eles se intensificam em inverno, como os mínimos báricos crescem sobre o oceano em latitudes temperadas, o gradiente bárico entre os mínimos báricos sobre os oceanos e os máximos báricos sobre a terra aumenta, portanto, a força dos ventos também aumenta. Em SP a direção dos ventos é sudoeste, em SP - noroeste. Às vezes, esses ventos são chamados de ventos anti-alísios, mas não estão geneticamente relacionados aos ventos alísios, mas fazem parte do transporte planetário para o oeste.

Traslado oriental. Os ventos predominantes nas latitudes polares são de nordeste no SP e sudeste no SF. O ar se move das áreas polares de alta pressão para a zona de baixa pressão das latitudes temperadas. O transporte oriental também é representado pelos ventos alísios das latitudes tropicais. Perto do equador, o transporte para o leste cobre quase toda a troposfera, e não há transporte para o oeste aqui.

A análise das latitudes das principais partes da OCA nos permite distinguir três ligações abertas zonais:

- polar: ventos de leste sopram na baixa troposfera, acima - transporte de oeste;

– ligação moderada: na baixa e alta troposfera – ventos de oeste;

- ligação tropical: na baixa troposfera - ventos de leste, acima - transferência de oeste.

O elo tropical da circulação foi chamado de célula de Hadley (o autor do primeiro esquema OCA, 1735), o elo temperado - a célula de Frerel (um meteorologista americano). Atualmente, a existência de células é questionada (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), no entanto, a menção a elas permanece na literatura.

As correntes de jato são ventos com força de furacão que sopram sobre zonas frontais na troposfera superior e na estratosfera inferior. Eles são especialmente pronunciados acima das frentes polares, a velocidade do vento atinge 300-400 km/h devido a grandes gradientes de pressão e atmosfera rarefeita.

As transferências meridionais complicam o sistema OCA e proporcionam troca interlatitudinal de calor e umidade. Os principais transportes meridionais são monções- ventos sazonais que mudam de direção no verão e no inverno para o oposto. Existem monções tropicais e extratropicais.

monções tropicais surgem devido às diferenças térmicas entre os hemisférios de verão e inverno, a distribuição de terra e mar só potencializa, complica ou estabiliza esse fenômeno. Em janeiro, uma cadeia quase ininterrupta de anticiclones se localiza no SP: subtropicais permanentes sobre os oceanos e sazonais sobre os continentes. Ao mesmo tempo, uma depressão equatorial deslocou-se ali no SP. Como resultado, o ar é transferido do SP para o SP. Em julho, com uma razão inversa dos sistemas báricos, o ar é transferido através do equador do SP para o SP. Assim, as monções tropicais nada mais são do que ventos alísios, que em certa faixa próxima ao equador adquirem uma propriedade diferente - uma mudança sazonal na direção geral. As monções tropicais trocam o ar entre hemisférios, e entre terra e mar, especialmente porque nos trópicos o contraste térmico entre terra e mar é geralmente pequeno. Toda a área de distribuição das monções tropicais situa-se entre 20º N.S. e 15º S ( áfrica tropical ao norte do equador, leste da África ao sul do equador; sul da Arábia; Oceano Índico a Madagascar a oeste e ao norte da Austrália a leste; Hindustão, Indochina, Indonésia (sem Sumatra), leste da China; na América do Sul - Colômbia). Por exemplo, a corrente de monção, que se origina em um anticiclone sobre o norte da Austrália e vai para a Ásia, é direcionada, em essência, de um continente para outro; oceano em este caso serve apenas como um território intermediário. As monções na África são a troca de ar entre a terra seca do mesmo continente, situada em diferentes hemisférios, e sobre uma parte do Oceano Pacífico a monção sopra da superfície oceânica de um hemisfério para a superfície oceânica do outro.

Na educação monções extratropicais O papel principal é desempenhado pelo contraste térmico entre a terra e o mar. Aqui as monções ocorrem entre anticiclones sazonais e depressões, algumas das quais ficam no continente e outras no oceano. Assim, as monções de inverno no Extremo Oriente são consequência da interação do anticiclone sobre a Ásia (com seu centro na Mongólia) e da depressão permanente das Aleutas; verão - uma consequência de um anticiclone sobre a parte norte do Oceano Pacífico e uma depressão sobre a parte extratropical do continente asiático.

As monções extratropicais são mais bem expressas em Extremo Oriente(incluindo Kamchatka), o Mar de Okhotsk, Japão, Alasca e a costa do Oceano Ártico.

Uma das principais condições para a manifestação da circulação de monções é a ausência de atividade ciclônica (não há circulação de monções na Europa e na América do Norte devido à intensidade da atividade ciclônica, ela é “lavada” pelo transporte ocidental).

Ventos de ciclones e anticiclones. Na atmosfera do encontro de dois massas de ar com características diferentes, surgem constantemente grandes vórtices atmosféricos - ciclones e anticiclones. Eles complicam muito o esquema OCA.

Ciclone- plano ascendente vórtice atmosférico, que se manifesta próximo à superfície terrestre como uma área de baixa pressão, com um sistema de ventos da periferia para o centro no sentido anti-horário no SP e no sentido horário no SP.

Anticiclone- um vórtice atmosférico descendente plano, que se manifesta próximo à superfície da Terra como uma área de alta pressão, com um sistema de ventos do centro para a periferia no sentido horário no SP e no sentido anti-horário no SP.

Os redemoinhos são planos, pois suas dimensões horizontais são de milhares de quilômetros quadrados, enquanto suas dimensões verticais são de 15 a 20 km. No centro do ciclone observam-se correntes de ar ascendentes, no anticiclone - descendentes.

Os ciclones são divididos em depressões frontais, centrais, tropicais e térmicas.

Ciclones frontais são formados nas frentes ártica e polar: na frente ártica do Atlântico Norte (perto das costas orientais América do Norte e perto da Islândia), na frente do Ártico na parte norte do Oceano Pacífico (perto da costa leste da Ásia e perto das Ilhas Aleutas). Os ciclones geralmente existem por vários dias, movendo-se de oeste para leste a uma velocidade de cerca de 20-30 km/h. Uma série de ciclones aparece na frente, em uma série de três ou quatro ciclones. Cada próximo ciclone está em um estágio mais jovem de desenvolvimento e se move mais rápido. Os ciclones ultrapassam-se, aproximam-se, formando ciclones centrais- o segundo tipo de ciclone. Devido aos ciclones centrais inativos, uma área de baixa pressão é mantida sobre os oceanos e em latitudes temperadas.

Ciclones originários do norte oceano Atlântico, movendo-se em Europa Ocidental. Na maioria das vezes eles passam pelo Reino Unido, Mar Báltico, São Petersburgo e mais adiante para os Urais e Sibéria Ocidental ou através da Escandinávia, da Península de Kola e além, ou para Svalbard, ou ao longo da periferia norte da Ásia.

Os ciclones do Pacífico Norte vão para o noroeste da América, bem como para o nordeste da Ásia.

Ciclones tropicais formadas em frentes tropicais na maioria das vezes entre 5º e 20º N. e você. sh. Eles aparecem sobre os oceanos no final do verão e outono, quando a água é aquecida a uma temperatura de 27 a 28º C. ar úmido leva à liberação de uma enorme quantidade de calor durante a condensação, o que determina a energia cinética do ciclone e a baixa pressão no centro. Os ciclones movem-se de leste a oeste ao longo da periferia equatorial dos máximos báricos permanentes nos oceanos. Se um ciclone tropical atinge latitudes temperadas, ele se expande, perde energia e, como um ciclone extratropical, começa a se mover de oeste para leste. A velocidade do próprio ciclone é pequena (20–30 km/h), mas os ventos nele podem ter uma velocidade de até 100 m/s (Fig. 15).

Arroz. 15. Distribuição de ciclones tropicais

As principais áreas de ocorrência de ciclones tropicais: a costa leste da Ásia, a costa norte da Austrália, o Mar Arábico, a Baía de Bengala; Mar do Caribe e Golfo do México. Em média, ocorrem cerca de 70 ciclones tropicais por ano com velocidades de vento superiores a 20 m/s. NO oceano Pacífico ciclones tropicais são chamados de tufões, no Atlântico - furacões, na costa da Austrália - willy-willy.

Depressões térmicas surgem em terra devido ao forte superaquecimento da área de superfície, a ascensão e propagação do ar acima dela. Como resultado, uma área de baixa pressão é formada perto da superfície subjacente.

Os anticiclones são subdivididos em frontais, anticiclones subtropicais de origem dinâmica e estacionários.

Nas latitudes temperadas, no ar frio, anticiclones frontais, que se movem em série de oeste para leste a uma velocidade de 20 a 30 km/h. O último anticiclone final atinge os subtrópicos, estabiliza e forma anticiclone subtropical de origem dinâmica. Estes incluem máximos baric permanentes nos oceanos. Anticiclone estacionário emerge sobre a terra período de inverno como resultado de um forte resfriamento da área de superfície.

Os anticiclones originam-se e mantêm-se firmemente sobre as superfícies frias do Ártico Oriental, Antártida e no inverno Leste da Sibéria. Quando o ar ártico vem do norte no inverno, um anticiclone é estabelecido em toda a Europa Oriental, e às vezes captura o oeste e o sul.

Cada ciclone é seguido e se move na mesma velocidade por um anticiclone, que inclui qualquer série ciclônica. Ao se deslocar de oeste para leste, os ciclones se desviam para o norte e os anticiclones se desviam para o sul no SP. A razão dos desvios é explicada pela influência da força de Coriolis. Consequentemente, os ciclones começam a se mover para o nordeste e os anticiclones para o sudeste. Devido aos ventos de ciclones e anticiclones, há uma troca de calor e umidade entre as latitudes. Em áreas de alta pressão predominam os fluxos de ar de cima para baixo - o ar é seco, não há nuvens; em áreas de baixa pressão - de baixo para cima - as nuvens se formam, a precipitação cai. A introdução de massas de ar quente é chamada de "ondas de calor". O movimento das massas de ar tropicais para latitudes temperadas causa seca no verão e forte degelo no inverno. A introdução de massas de ar árticas em latitudes temperadas - "ondas frias" - provoca resfriamento.

ventos locais- ventos que ocorrem em áreas limitadas do território como resultado da influência de causas locais. Os ventos locais de origem termal incluem brisas, ventos de vale-montanha, a influência do relevo provoca a formação de foehns e boro.

brisas ocorrem nas margens dos oceanos, mares, lagos, onde há grandes flutuações diárias de temperatura. NO principais cidades as brisas da cidade se formaram. Durante o dia, quando a terra é mais aquecida, ocorre um movimento ascendente do ar acima dela e sua saída de cima para o mais frio. Nas camadas superficiais, o vento sopra em direção à terra, é uma brisa diurna (marinha). A brisa noturna (costeira) ocorre à noite. Quando a terra esfria mais do que a água, e na camada superficial do ar, o vento sopra da terra para o mar. As brisas marítimas são mais pronunciadas, sua velocidade é de 7 m/s, a banda de propagação é de até 100 km.

Ventos do vale da montanha formam os ventos das encostas e os ventos reais do vale da montanha e têm uma periodicidade diária. Os ventos de encosta são o resultado de diferentes aquecimentos da superfície da encosta e do ar na mesma altitude. Durante o dia, o ar na encosta aquece mais e o vento sopra encosta acima, à noite a encosta também esfria mais e o vento começa a soprar encosta abaixo. Na verdade, os ventos do vale da montanha são causados pelo fato de que o ar no vale da montanha aquece e esfria mais do que na mesma altura na planície vizinha. À noite o vento sopra em direção às planícies, durante o dia - em direção às montanhas. A inclinação voltada para o vento é chamada de inclinação de barlavento e a inclinação oposta é chamada de inclinação de sotavento.

secador de cabelo- um vento quente e seco de altas montanhas, muitas vezes coberto de geleiras. Surge devido ao resfriamento adiabático do ar na encosta a barlavento e ao aquecimento adiabático - na encosta a sotavento. O secador de cabelo mais típico ocorre quando a corrente de ar do OCA cruza cadeia de montanhas. Mais frequentemente atende secador de cabelo anticiclônico, é formado no caso de mais de país de montanha existe um anticiclone. Os secadores de cabelo são mais frequentes nas estações de transição, sua duração é de vários dias (nos Alpes, há 125 dias com secadores de cabelo por ano). Nas montanhas Tien Shan, esses ventos são chamados de kastek, em Ásia Central- Garmsil, nas Montanhas Rochosas - Chinook. Os secadores de cabelo fazem com que os jardins floresçam cedo, a neve derreta.

Bora- um vento frio soprando das montanhas baixas para o lado mar quente. Em Novorossiysk é chamado nord-ost, na península de Absheron - nord, em Baikal - sarma, no Vale do Ródano (França) - mistral. Bora ocorre no inverno, quando uma área de alta pressão se forma em frente ao cume, na planície, onde o ar frio se forma. Tendo atravessado um cume baixo, o ar frio corre em alta velocidade em direção a uma baía quente, onde a pressão é baixa, a velocidade pode chegar a 30 m/s, a temperatura do ar cai drasticamente para -5ºС.

Os redemoinhos de pequena escala são tornados e coágulos sanguíneos (tornado). Os vórtices sobre o mar são chamados de tornados, sobre a terra - coágulos sanguíneos. Tornados e coágulos sanguíneos geralmente se originam nos mesmos lugares que os ciclones tropicais, em um clima quente e úmido. A principal fonte de energia é a condensação do vapor d'água, na qual a energia é liberada. Um grande número de tornados nos Estados Unidos é devido à chegada de ar úmido e quente do Golfo do México. O redemoinho se move a uma velocidade de 30 a 40 km/h, mas a velocidade do vento atinge 100 m/s. Trombos geralmente ocorrem isoladamente, turbilhões - em série. Em 1981, 105 tornados se formaram na costa da Inglaterra em cinco horas.

O conceito de massas de ar (VM). Uma análise do exposto mostra que a troposfera não pode ser fisicamente homogênea em todas as suas partes. Está dividido, sem deixar de ser uno e inteiro, em massas de ar– grandes volumes de ar na troposfera e baixa estratosfera, que possuem propriedades relativamente uniformes e se movem como um todo em uma das correntes OCA. As dimensões do VM são comparáveis a partes dos continentes, o comprimento é de milhares de quilômetros e a espessura é de 22 a 25 km. Os territórios sobre os quais as MVs são formadas são chamados de centros de formação. Devem ter uma superfície subjacente uniforme (terra ou mar), certas condições térmicas e o tempo necessário para a sua formação. Condições semelhantes existem em máximos báricos sobre oceanos, em máximos sazonais sobre terra.

A VM possui propriedades típicas apenas no centro de formação; ao se mover, ela se transforma, adquirindo novas propriedades. A chegada de certas VMs causa mudanças abruptas clima não periódico. Em relação à temperatura da superfície subjacente, as VMs são divididas em quentes e frias. Uma VM quente se move para uma superfície subjacente fria, traz aquecimento, mas se resfria. Cold VM chega à superfície subjacente quente e traz resfriamento. De acordo com as condições de formação, os VMs são divididos em quatro tipos: equatorial, tropical, polar (ar de latitudes temperadas) e ártico (Antártico). Em cada tipo, distinguem-se dois subtipos - marinho e continental. Por subtipo continental, formada sobre os continentes, é caracterizada por uma grande amplitude térmica e baixa umidade. subtipo marinho formada sobre os oceanos, daí a relativa e umidade absolutaé elevada, as amplitudes de temperatura são muito menores que as continentais.

VMs equatoriais são formados em baixas latitudes, caracterizados por altas temperaturas e alta umidade relativa e absoluta. Essas propriedades são preservadas tanto sobre a terra como sobre o mar.

VM tropical são formados em latitudes tropicais, a temperatura durante o ano não cai abaixo de 20º C, humidade relativa pequena. Distribuir:

– HTMs continentais que se formam sobre os continentes de latitudes tropicais em máximos báricos tropicais - sobre o Saara, Arábia, Thar, Kalahari e no verão nos subtrópicos e até no sul de latitudes temperadas - no sul da Europa, na Ásia Central e no Cazaquistão , na Mongólia e no norte da China;

– HCMs marinhos que se formam sobre áreas de águas tropicais – nos Açores e nas montanhas havaianas; caracterizada por alta temperatura e teor de umidade, mas baixa umidade relativa.

VMs polares, ou ar de latitudes temperadas, são formados em latitudes temperadas (em anticiclones de latitudes temperadas de VMs árticas e ar que veio dos trópicos). As temperaturas são negativas no inverno, positivas no verão, a amplitude térmica anual é significativa, a umidade absoluta aumenta no verão e diminui no inverno, a umidade relativa é média. Distribuir:

– o ar continental de latitudes temperadas (CHC), que se forma sobre as vastas superfícies dos continentes de latitudes temperadas, é fortemente refrigerado e estável no inverno, o clima é claro com geadas severas; no verão fica muito quente, surgem correntes ascendentes;

Razões para mudanças na temperatura do ar.

A temperatura do ar varia diariamente de acordo com a temperatura da superfície da Terra. Como o ar é aquecido e resfriado da superfície terrestre, a amplitude da variação diária da temperatura na cabine meteorológica é menor do que na superfície do solo, em média cerca de um terço.

O aumento da temperatura do ar começa com o aumento da temperatura do solo (15 minutos depois) pela manhã, após o nascer do sol. Às 13-14 horas, a temperatura do solo, como sabemos, começa a cair. Às 14-15 horas iguala-se à temperatura do ar; a partir desse momento, com uma nova queda na temperatura do solo, a temperatura do ar também começa a cair.

A variação diurna da temperatura do ar só se manifesta corretamente em condições de tempo claro e estável.

Mas em alguns dias, o curso diário da temperatura do ar pode estar muito errado. Depende de mudanças na nebulosidade, bem como advecção.

A amplitude diária da temperatura do ar também varia de acordo com a estação, a latitude e também dependendo da natureza do solo e do terreno. No inverno é menor que no verão. Com o aumento da latitude, a amplitude diária da temperatura do ar diminui, à medida que a altura do sol ao meio-dia diminui. Sob latitudes de 20-30° em terra, a amplitude média diária da temperatura para o ano é de cerca de 12°, sob latitude 60° cerca de 6°, sob latitude 70° apenas 3°. Nas latitudes mais altas, onde o sol não nasce ou se põe por muitos dias seguidos, não há variação regular de temperatura diurna.

A temperatura da superfície do solo também muda durante o ano. Nas latitudes tropicais, sua amplitude anual, ou seja, a diferença nas temperaturas médias de longo prazo dos meses mais quentes e mais frios do ano, é pequena e aumenta com a latitude. No hemisfério norte, a uma latitude de 10°, é cerca de 3°, a uma latitude de 30°, cerca de 10°, e a uma latitude de 50°, a média é de cerca de 25°.

Razões para mudanças na temperatura do ar

O ar em contato direto com a superfície da Terra troca calor com ela devido à condução de calor molecular. Mas dentro da atmosfera há outra transferência de calor mais eficiente - por condução turbulenta de calor. A mistura do ar durante a turbulência contribui para a transferência muito rápida de calor de uma camada da atmosfera para outra. A condutividade térmica turbulenta também aumenta a transferência de calor da superfície da Terra para o ar ou vice-versa. Se, por exemplo, o ar é resfriado da superfície da Terra, então, por meio de turbulência, o ar mais quente das camadas sobrejacentes é continuamente fornecido ao local do ar resfriado. Isso mantém uma diferença de temperatura entre o ar e a superfície e, portanto, suporta a transferência de calor do ar para a superfície. mudanças de temperatura associadas à advecção - o influxo de novas massas de ar em um determinado local de outras partes o Globo são chamados de advectivos. Se o ar com uma temperatura mais alta flui para um determinado local, eles falam de advecção de calor, se de uma temperatura mais baixa, eles falam de advecção de frio.

A mudança geral de temperatura em um ponto geográfico fixo, que depende tanto de mudanças individuais no estado do ar quanto da advecção, é chamada de mudança local (local).

O curso anual da temperatura do ar é determinado principalmente pelo curso anual da temperatura da superfície ativa. A amplitude da variação anual é a diferença entre as temperaturas médias mensais dos meses mais quentes e mais frios. A amplitude da variação anual da temperatura do ar é afetada por:

A latitude do lugar. A menor amplitude é observada na zona equatorial. À medida que a latitude do local aumenta, a amplitude aumenta, atingindo valores mais altos em latitudes polares

Altitude do local acima do nível do mar. À medida que a altura acima do nível do mar aumenta, a amplitude diminui.

Tempo. Nevoeiro, chuva e muito nublado. A ausência de nebulosidade no inverno leva a uma diminuição da temperatura média do mês mais frio e no verão - a um aumento da temperatura média do mês mais quente.

geada

Frost refere-se a uma diminuição da temperatura de 0 ° C e abaixo em temperaturas médias diárias positivas.

Durante as geadas, a temperatura do ar a uma altura de 2 m às vezes pode permanecer positiva e, na camada mais baixa de ar adjacente ao solo, pode cair para 0 ° C e abaixo.

De acordo com as condições para a formação de geadas, eles são divididos em:

radiação;

advectivo;

radiação advectiva.

Geada de radiação surgem como resultado do resfriamento radiativo do solo e camadas adjacentes da atmosfera. A ocorrência de tais geadas é favorecida pelo clima sem nuvens e ventos fracos. A nebulosidade reduz a radiação efetiva e, portanto, reduz a probabilidade de geada. O vento também evita a ocorrência de geadas, porque. aumenta a mistura turbulenta e, como resultado, aumenta a transferência de calor do ar para o solo. As geadas radiativas são afetadas pelas propriedades térmicas do solo. Quanto menor sua capacidade de calor e condutividade térmica, mais forte a geada.

geadas advectivas. Eles são formados como resultado da advecção de ar com temperatura abaixo de 0°C. Quando o ar frio invade, o solo esfria do contato com ele e, portanto, as temperaturas do ar e do solo diferem pouco. As geadas advectivas cobrem grandes áreas e são pouco dependentes das condições locais.

Geadas advectivas-radiativas. Associado à invasão de ar frio e seco, às vezes até com temperatura positiva. À noite, especialmente em tempo claro ou nublado, esse ar é resfriado adicionalmente devido à radiação, e as geadas ocorrem tanto na superfície quanto no ar.

Balanço térmico da superfície ativa e atmosfera Balanço térmico da superfície ativa

Durante o dia, a superfície ativa absorve parte da radiação total que chega até ela e a radiação contrária da atmosfera, mas perde energia na forma de sua própria radiação de onda longa. O calor recebido pela superfície ativa é parcialmente transferido para o solo ou reservatório e parcialmente para a atmosfera. Além disso, parte do calor recebido é gasto na evaporação da água da superfície ativa. À noite, não há radiação total e a superfície ativa geralmente perde calor na forma de radiação efetiva. Nessa hora do dia, o calor das profundezas do solo ou corpo d'água sobe para a superfície ativa, e o calor da atmosfera é transferido para baixo, ou seja, também vai para a superfície ativa. Como resultado da condensação do vapor de água do ar, o calor da condensação é liberado na superfície ativa.

O gasto total de energia na superfície ativa é chamado de balanço de calor.

Equação do balanço de calor:

B \u003d P + L + CW,

onde B é o balanço de radiação;

P é o fluxo de calor entre a superfície ativa e as camadas subjacentes;

L - fluxo de calor turbulento na camada superficial da atmosfera;

C·W - calor gasto na evaporação da água ou liberado durante a condensação do vapor d'água na superfície ativa;

C é o calor de evaporação;

W é a quantidade de água que evaporou de uma unidade de superfície durante o intervalo de tempo para o qual o balanço térmico foi compilado.

Figura 2.3 - Esquema do balanço térmico da superfície ativa

Um dos principais componentes do balanço térmico da superfície ativa é seu balanço radiativo B, que é balanceado pelos fluxos de calor não radiativos L, P, CW.

No balanço de calor, processos menos importantes não são levados em consideração:

A transferência de calor profundamente no solo pela precipitação que cai sobre ele;

O custo do calor durante os processos de decomposição, durante a decomposição radioativa de substâncias na crosta terrestre;

O fluxo de calor das entranhas da Terra;

Geração de calor durante a atividade industrial.

O curso diário da temperatura do aré chamada de mudança na temperatura do ar durante o dia - em geral, reflete o curso da temperatura da superfície da Terra, mas os momentos do início dos máximos e mínimos são um pouco tardios, o máximo ocorre às 14 horas, o mínimo após o nascer do sol.

Amplitude diária da temperatura do ar(a diferença entre as temperaturas máximas e mínimas do ar durante o dia) é maior em terra do que no oceano; diminui ao se mover para altas latitudes (o maior em desertos tropicais - até 40 0 C) e aumenta em locais com solo nu. A magnitude da amplitude diária da temperatura do ar é um dos indicadores da continentalidade do clima. Nos desertos, é muito maior do que em áreas com clima marítimo.

Variação anual da temperatura do ar(mudança na temperatura média mensal durante o ano) é determinada principalmente pela latitude do local. Amplitude anual da temperatura do ar- a diferença entre as temperaturas médias mensais máximas e mínimas.

A distribuição geográfica da temperatura do ar é mostrada usando isotérmicas- linhas conectando pontos no mapa com a mesma temperatura. A distribuição da temperatura do ar é zonal; as isotermas anuais geralmente têm uma direção sublatitudinal e correspondem à distribuição anual do balanço de radiação.

Em média para o ano, o paralelo mais quente é 10 0 N.L. com uma temperatura de 27 0 C é equador térmico. No verão, o equador térmico muda para 20 0 N, no inverno se aproxima do equador em 5 0 N. O deslocamento do equador térmico no SP é explicado pelo fato de que no SP a área de terra localizada em baixas latitudes é maior em relação ao SP, e tem temperaturas mais elevadas durante o ano.

O calor na superfície da Terra é distribuído zonal-regional. Além da latitude geográfica, a distribuição das temperaturas na Terra é influenciada por: natureza da distribuição da terra e do mar, relevo, altitude acima do nível do mar, correntes marítimas e aéreas.

A temperatura média anual de SP é +15,2 0 С, e SP é de +13,2 0 С. Em SP, as temperaturas mínimas são bem mais baixas; nas estações "Sovetskaya" e "Vostok" a temperatura foi de -89,2 0 С (mínimo absoluto de SP). A temperatura mínima em clima sem nuvens na Antártida pode cair para -93 0 С. As temperaturas mais altas são observadas nos desertos da zona tropical, +58 0 С em Trípoli, +56,7 0 С na Califórnia, no Vale da Morte.

Os mapas dão uma ideia do quanto os continentes e oceanos afetam a distribuição das temperaturas. isonômico(isonômicas são linhas conectando pontos com as mesmas anomalias de temperatura). Anomalias são desvios das temperaturas reais das de latitudes médias. As anomalias são positivas e negativas. Anomalias positivas são observadas no verão sobre continentes aquecidos. Na Ásia, as temperaturas são 4 0 C mais altas do que as de latitudes médias. No inverno, as anomalias positivas estão localizadas acima das correntes quentes (acima da corrente quente do Atlântico Norte na costa da Escandinávia, a temperatura é 28 0 C acima da norma). Anomalias negativas são pronunciadas no inverno sobre continentes frios e no verão sobre correntes frias. Por exemplo, em Oymyakon no inverno a temperatura é 22 0 C abaixo da norma.

As seguintes zonas térmicas são distinguidas na Terra (as isotérmicas são levadas além dos limites das zonas térmicas):

1. Quente, é limitado em cada hemisfério por uma isoterma anual de +20 0 С, passando perto de 30 0 s. sh. e y.sh.

2. Dois cintos temperados, que em cada hemisfério se situam entre a isotérmica anual +20 0 C e +10 0 C do mês mais quente (julho ou janeiro, respectivamente).

3. dois cintos frios, o limite passa ao longo da isotérmica 0 0 do mês mais quente. Às vezes há regiões geada eterna, que estão localizados ao redor dos pólos (Shubaev, 1977)

Nesse caminho:

1. A única fonte de calor de importância prática para o curso dos processos exógenos em GO é o Sol. O calor do Sol entra no espaço do mundo na forma de energia radiante, que então, absorvida pela Terra, se transforma em energia térmica.

2. O raio de sol em seu caminho está sujeito a inúmeras influências (espalhamento, absorção, reflexão) dos vários elementos do meio em que penetra e das superfícies sobre as quais incide.

3. A distribuição da radiação solar é afetada: pela distância entre a Terra e o Sol; o ângulo de incidência dos raios solares; a forma da Terra (predetermina a diminuição da intensidade da radiação do equador para os pólos). Esta é a principal razão para a atribuição de zonas térmicas e, consequentemente, a razão para a existência de zonas climáticas.