Температура на разной высоте

2.
Географическое распределение температуры
воздуха у земной поверхности.

3.
Распределение температуры воздуха с
высотой.

Текущая версия страницы пока не проверялась опытными участниками и может значительно отличаться от версии, проверенной 29 марта 2021 года; проверки требуют 37 правок.

Текущая версия страницы пока не проверялась опытными участниками и может значительно отличаться от версии, проверенной 5 мая 2020 года; проверки требуют 6 правок.

Причины и механизмы возникновения инверсии

Распределение
температуры в атмосфере по вертикали
положено в основу разделения атмосферы
на пять основных слоев. Для
сельскохозяйственной метеорологии
наибольший интерес представляют
закономерности изменения температуры
в тропосфере, особенно в ее приземном
слое.

Изменение
температуры воздуха на 100 м высоты
называется вертикальным градиентом
температуры (ВГТ зависит от ряда факторов:
времени года (зимой он меньше, летом
больше), времени суток (ночью меньше,
днем больше), расположения воздушных
масс (если на каких-либо высотах над
холодным слоем воздуха располагается
слой более теплого воздуха, то ВГТ меняет
знак на обратный). Среднее значение ВГТ
в тропосфере составляет около 0,б°С/100
м.

В
приземном слое атмосферы ВГТ зависит
от времени суток, погоды и от характера
подстилающей поверхности. Днем ВГТ
почти всегда положителен, особенно
летом над сушей, но при ясной погоде он
в десятки раз больше, чем при пасмурной.
В ясный полдень летом температура
воздуха у поверхности почвы может на
10 °С и более превышать температуру на
высоте 2 м. Вследствие этого ВГТ в данном
двухметровом слое в пересчете на 100 м
составляет более 500°С/100 м. Ветер уменьшает
ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха
его температура на разных высотах
выравнивается. Уменьшают ВГТ облачность
и осадки. При влажной почве резко
снижается ВГТ в приземном слое атмосферы.
Над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ
больше, чем над развитым посевом или
лугом. Зимой над снежным покровом ВГТ
в приземном слое атмосферы невелик и
нередко отрицателен.

С
высотой влияние подстилающей поверхности
и погоды на ВГТ ослабевает и ВГТ
уменьшается по сравнению с его значениями
в приземном слое воздуха. Выше 500 м
затухает влияние суточного хода
температуры воздуха. На высотах от 1,5
до 5—6км ВГТ находится в пределах 0,5—0,6°
С/100 м. На высоте 6—9км ВГТ возрастает и
составляет 0,65—0,75° С/100 м. В верхнем слое
тропосферы ВГТ снова уменьшается до
0,5—0,2° С/100 м.

Данные
о ВГТ в различных слоях атмосферы
используют при составлении прогнозов
погоды, при метеорологическом обслуживании
реактивных самолетов и при выводе
спутников на орбиту, а также при
определении условий выброса и
распространения промышленных отходов
в атмосфере. Отрицательный ВГТ в приземном
слое воздуха ночью весной и осенью
указывает на возможность заморозка.

Тропосфера
является наиболее интересной структурной
частью атмосферы, поскольку здесь
формируются погодообразующие процессы.
Здесь возможно как падение, так и рост
температуры по вертикали, но преобладающим
является падение температуры.

Средний
вертикальный температурный градиент
в тропосфере равен 0,65°/100 м (от 0,5 до
0,7°/100 м). Эта величина вертикального
градиента температуры наблюдается
наиболее часто и определена как средняя
из множества измерений. В действительности
вертикальный градиент температуры в
умеренных широтах Земли изменчив, он
зависит от времени суток, сезона года,
характера атмосферных процессов, а в
нижней части тропосферы, главным образом,
от подстилающей поверхности. В
нижних 4 км он ближе к 0,5°С/100 м, а в полярных
областях и зимой в умеренных широтах
уменьшается до 0,1–0,4°С/100 м. Выше 4 км он
возрастает до 0,7–0,8°С/100 м.
Затем на некоторой высоте наблюдается
резкое убывание градиента до 0,1–0,2°С/100
м. Слой с таким вертикальным градиентом
называется тропопаузой
(переходная между тропосферой и
стратосферой). В высоких широтах он
лежит на высоте 8–10 км, в средних широтах
– 10–12 км, над экватором – около 16 км.

В
приземном слое часто наблюдаются
инверсии температуры.

В
стратосфере падение температуры
сменяется повышением. Вертикальные
градиенты температуры здесь отрицательны,
но малы по абсолютной величине. Поэтому
нижнюю стратосферу (до стратонуля) можно
считать изотермическим слоем.

Вследствие
того, что высота тропосферы велика в
тропиках, температура на уровне тропопаузы
над тропиками очень низка – в течение
всего года -70 – -80°С, а в отдельных случаях
ниже -90°С.
В
умеренных широтах температура тропопаузы
выше
(порядка -55°С), а в полярных областях
летом еще выше (до -45°С в Арктике). В
стратосфере она еще повышается до -35°С,
т.е. летом полярная стратосфера теплее,
чем тропическая. Зимой таких различий
в температуре стратосферы нет: температура
-60 – -70°С и над полюсами, и над экватором.

Такое
распределение температуры в атмосфере
с высотой установилось вследствие
радиационных процессов, атмосферной
турбулентности, адиабатических процессов.
Если бы температура на каждом уровне
тропосферы определялась бы только
процессами поглощения или излучения
радиации, то вертикальный градиент в
нижнем километре был равен 2°С/100 м, а на
высоте 3 км – 1°С/100м, в верхней части
тропосферы уменьшался бы до десятых
долей градуса на 100 м (водяной пар, который
поглощает и излучает энергию в тропосфере
наиболее интенсивно, наибольшей
концентрации достигает у земной
поверхности и быстро убывает с высотой).

Но
в действительности вертикальный градиент
в нижней части тропосферы значительно
меньше, а в верхней наоборот, больше.
Это обусловлено вертикальным перемешиванием
воздуха и адиабатическими изменениями
температуры. В результате подъема одних
элементов турбулентности и опускания
других вниз в процессе перемешивания
устанавливается такое распределение
температуры, при котором вертикальные
градиенты заключены между значениями
сухо- и влажноадиабатического градиентов
(γ) температуры. При этом в нижней части
тропосферы вертикальные градиенты
температур будут меньше, а в верхней –
больше, чем при лучистом равновесии.
Такое тепловое состояние атмосферы
называется конвективным равновесием.

В
стратосфере содержание водяного пара
незначительно, вертикальное перемешивание
воздуха ослаблено, поэтому распределение
температуры по вертикали определяется
повышенным содержанием озона, который
поглощает УФ-лучи. Его содержание растет
с высотой, поэтому и температура в
стратосфере растет или, по крайней мере,
не падает по вертикали.

Мы живем на дне воздушного океана, окутывающего Землю, а наши перемещения в толще этого незримого океана мини­мальны. Мы буквально прижаты к самой поверхности, редко поднимаемся на высоты более нескольких десятков метров. А подъемы на сотни метров и километры (при полетах на самоле­тах, походах в горы или прыжках с парашютом) случаются очень редко. Однако в эти моменты мы можем понять, что с ростом высоты атмосфера нашей планеты изменяется— она становится более холодной и разреженной.

Это подтверждает устоявшееся мнение о том, что с набором высоты становится все холоднее. Доказательством тому служит и информация о температуре воздуха за бортом во время по­лета на самолете. Все это так — с ростом высоты температура равномерно падает, достигая отрицательных величин. Но так происходит только до определенного момента, после которого атмосферу начинает буквально «лихорадить».

Земная атмосфера условно разделена на несколько сло­ев, обладающих различными физическими и химическими свойствами. В каждом из этих слоев наблюдается своя ди­намика изменения температур, и в этом есть немало удиви­тельного.

Самая низкая часть атмосферы, прилегающая непосред­ственно к поверхности Земли, называется тропосферой. Именно в ней происходит основная масса погодных явлений и в ней же могут летать пассажирские самолеты. Высота тропосферы не вез­де одинакова: у полюсов она достигает 9-10 км, а у экватора — до 18 км. Интересной особенностью данного слоя является его температурный режим — каждые последующие 100 метров вы­соты холоднее предыдущих примерно на 0,65 °С. Это приводит к тому, что у «потолка» тропосферы наблюдается мороз от -50 до -56 °С.

Тропосфера венчается так называемой тропопаузой — слоем воздуха толщиной от сотен метров до 2-3 км. В этом слое темпе­ратура практически перестает падать, однако над экватором она может достигать -70 °С. Как видно, до этого момента становится все холоднее и холоднее, а что же дальше?

А дальше все изменяется. Над тропосферой расположена стратосфера, ее нижние слои всегда остаются такими же холод­ными, как и верхняя часть тропопаузы. Однако с подъемом вы­соты температура начинает расти! До высоты в 25 км этот рост незначителен — стратосфера здесь прогревается всего до -56 °С. А далее происходит резкий скачок повышения температуры и на высоте в 40 км становится совсем тепло — около 0 °С. Такой температура остается на протяжении и последующих 15 км — до границы стратопаузы, очерчивающей собой переход от страто­сферы к следующему слою.

Как объяснить рост температуры в стратосфере? В этом слое происходят довольно сложные явления, однако нагрев обеспечи­вается благодаря взаимодействию ультрафиолетового излучения с молекулами элементов, слагающих воздух, — в основном азота и кислорода. Ведь именно в стратосфере находится озоновый слой, как раз и образующийся из кислорода под воздействием жесткого ультрафиолета.

С высоты около 50 км начинается мезосфера — слой атмо­сферы, в котором температура сначала повышается (до высоты около 60 км), а потом падает, достигая к 90 км значений вплоть до -90 °С. Подъем температуры связан с тем, что в нижней части мезосферы еще идут реакции образования озона.

На высотах в 80-90 км расположена так называемая мезопауза — переходной слой от мезосферы к термосфере. Именно в мезопаузе наблюдается самая низкая температура в земной ат­мосфере — вплоть до -225 °С! После этого момента температура с увеличением высоты только поднимается.

Термосфера, лежащая над мезосферой, получила свое назва­ние как раз из-за господствующих в ней высоких температур. На высотах в 250-300 км она становится по-настоящему горя­чей — до + 1700 °С!

Здесь необходимо сделать одно очень важное замечание. О температуре в привычном нам понимании этого слова можно говорить лишь до высот порядка 100 км. Дело в том, что с ростом высоты плотность атмосферы резко падает — более 80 % массы атмосферного воздуха сосредоточено в тропосфере. А на высо­тах в 120-150 км (то есть фактически в атмосфере!) уже летают искусственные спутники и космические корабли. Известно, что температура газов определяется скоростями составляющих их молекул, вот и получается, что на больших высотах, где воздух крайне разрежен, молекулы и атомы движутся с большими ско­ростями, эквивалентными температурам от +400 до +2000 °С и более. Но этих молекул так мало, что они практически не в со­стоянии сколько-либо заметно поднять температуру летающих в термосфере, а также в экзосфере (следующем слое, распола­гающемся на высотах от 800 до 2000-3500 км) космических аппаратов.

Итак, с ростом высоты температура сначала падает, потом растет, потом снова падает и снова растет. Поэтому, с физиче­ской точки зрения, нельзя говорить о постоянном похолодании с набором высоты. Однако из-за резкого снижения плотности воздуха с высотой эти температурные колебания практиче­ски сглаживаются: ни сильнейший мороз на отметке в 85 км, ни 2000-градусная жара на высоте в 250 км практически не ощу­щается спутниками и людьми в скафандрах. Температуры тел на таких высотах уже в значительной степени зависят от солнечно­го нагрева, а не от степени теплоты атмосферы.

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. Линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Верхний предел — около 800 км. Температура растёт до высот 200—300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») — основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности происходит заметное уменьшение размеров этого слоя.

Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

Экзосфера (сфера рассеяния)

Атмосферные слои до высоты 120 км

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200—250 км соответствует температуре ~150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000—3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час­тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20 %; масса мезосферы — не более 0,3 %, термосферы — менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера — это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

Характеристики влажности воздуха. Суточный и годовой ход парциального давления водяного пара и относительной влажности.

Упругость
водяного пара в атмосфере — парциальное
давление водяного пара, находящегося
в воздухе

В
атмосфере Земли содержится около 14 тыс.
км³
водяного пара. Вода попадает в атмосферу
в результате испарения с подстилающей
поверхности. В атмосфере влага
конденсируется, перемещается воздушными
течениями и вновь выпадает в виде
разнообразных осадков на поверхность
Земли, совершая, таким образом, постоянный
круговорот воды. Круговорот воды
возможен, благодаря, способности воды
находится в трёх состояниях (жидком,
твердом, газообразном (парообразном))
и легко переходить из одного состояния
в другое. Влагооборот является одним
из важнейших циклов климатообразования.

Для
количественного выражения содержания
водяного пара в атмосфере употребляют
различные характеристики влажности
воздуха. Основные характеристики
влажности воздуха – упругость водяного
пара и относительная влажность.

Упругость
(фактическая) водяного пара (е) – давление
водяного пара находящегося в атмосфере
выражается в мм.рт.ст. или в миллибарах
(мб). Численно почти совпадает с абсолютной
влажностью (содержанием водяного пара
в воздухе в г/м³),
поэтому упругость часто называют
абсолютной влажностью. Упругость
насыщения (максимальная упругость) (Е)
– предел содержания водяного пара в
воздухе при данной температуре. Значение
упругости насыщения зависит от температуры
воздуха, чем выше температура, тем больше
он может содержать водяного пара.

Суточный
ход влажности (абсолютной) может быть
простым и двойным. Первый совпадает с
суточным ходом температуры, имеет один
максимум и один минимум и характерен
для мест с достаточным количеством
влаги. Он наблюдается над океанами, а
зимой и осенью – над сушей.

Двойной
ход имеет два максимума и два минимума
и характерен для летнего сезона на суше:
максимумы в 9 и 20-21 часа, а минимумы в 6 и
в 16 часов.

Утренний
минимум перед восходом Солнца объясняется
слабым испарением в ночные часы. С
увеличением лучистой энергии испарение
растет, упругость водяного пара достигает
максимума около 9 часов.

В
результате разогрева поверхности
развивается конвекция воздуха, перенос
влаги происходит быстрее, чем поступление
ее с испаряющейся поверхности, поэтому
около 16 часов возникает второй минимум.
К вечеру конвекция прекращается, а
испарение с нагретой поверхности еще
достаточно интенсивно и в нижних слоях
накапливается влага, обеспечивая второй
максимум около 20-21 часа.

Годовой
ход упругости водяного пара соответствует
годовому ходу температуры. Летом
упругость водяного пара больше, зимой
– меньше.

Суточный
и годовой ход относительной влажности
почти всюду противоположен ходу
температуры, т. к. максимальное
влагосодержание с повышением температуры
растет быстрее упругости водяного пара.
Суточный максимум относительной
влажности наступает перед восходом
Солнца, минимум – в 15-16 часов.

В
течение года максимум относительной
влажности, как правило, приходится на
самый холодный месяц, минимум – на самый
теплый месяц. Исключение составляют
регионы, в которых летом дуют влажные
ветры с моря, а зимой – сухие с материка.

Абсолютная
влажность = количество воды в данном
объеме воздуха, измеряется в (г/м³)

Относительная
влажность = процент фактического
количества воды (давления водяного
пара) к давлению паров воды при этой
температуре в условиях насыщения.
Выражается в процентах. Т.е. 40% влажность
означает, что при этой температуре всего
воды может испариться еще 60 %.

Соседние файлы в папке ЭКЗАМЕНЫ

1. Температура Архивная копия от 24 декабря 2016 на Wayback Machine // Метеорологический словарь.
2. Самая низкая температура на поверхности Земли. National Geographic Россия. Дата обращения: 9 декабря 2013. Архивировано из оригинала 13 декабря 2013 года.
3. The Coldest Temperatures Ever Recorded On Earth. Дата обращения: 23 марта 2018. Архивировано 19 июня 2018 года.
4. World Meteorological Organization. Global Weather & Climate Extremes Архивная копия от 8 декабря 2015 на Wayback Machine (англ.)
5. Старый температурный рекорд оспорен»Компьюлента-Онлайн» 14 сентября 2012 года. Дата обращения: 15 сентября 2012. Архивировано из оригинала 9 марта 2013 года.
6. NASA-USGS Landsat 8 Satellite Pinpoints Coldest Spots on Earth . NASA. Дата обращения: 10 декабря 2013. Архивировано 12 декабря 2013 года.
7. Antarctica sets low temperature record of -135.8 degrees . FoxNews. Дата обращения: 10 декабря 2013. Архивировано 11 декабря 2013 года.

Изотермы

Распределение
тепла на картах показывают при помощи
изотерм. Если нанести на географическую
карту средне месячные или средне годовые
значения температуры воздуха по данным
многолетних измерений на отдельных
метеостанциях и соединить точки с
одинаковой величиной, то мы получим на
карте средние изотермы.

Изотермы
– линии, соединяющие точки с одинаковыми
значениями температуры, наблюдаемыми
в различных местах (Погосян, Туркетти,
1970).

Изотермы
(от гр. isos
– равный, therma
– тепло) – линии равных значений
температуры на синоптической карте,
или на карте средних температур за
некоторый промежуток времени, или на
многолетней средней карте, или на
вертикальном разрезе, или на аэрологической
диаграмме (Метеорологический словарь,
1974).

Изотермы
являются частным случаем изолиний
(линий равных значений) метеовеличин.
Наиболее употребляемыми являются карты
января и июля. Поскольку метеостанции
расположены на разной высоте, то на
показания температуры большое влияние
оказывает абсолютная высота станции
над уровнем моря (температура с высотой
уменьшается), чтобы исключить влияние
этого фактора, строят карты приведенных
температур.

Приведение
температуры к уровню моря
– это увеличение температуры на каждой
станции, расположенной выше уровня
моря, соответственно высоте станции.
При этом вертикальный температурный
градиент принимается в размере 0,65° на
100 м. В горных районах на карте приведенных
температур они оказываются значительно
белее высокими, чем действительные
температуры на уровне местности.

Существуют
также и карты неприведенных (реальных)
температур. На картах температур на
уровне местности (неприведенных) провести
изотермы в горных районах трудно из-за
чрезвычайной пестроты распределения
температур, обусловленной различиями
в высоте станций. Поэтому на картах
неприведенных температур изотермы над
большими горными массивами вообще не
проводятся.

Другие свойства атмосферы и воздействие на человеческий организм

Нормальные атмосферные условия

Распределение температуры воздуха у земной поверхности

Тепло
по поверхности Земли распространено
зонально-регионально. На географическое
распределение температуры воздуха у
земной поверхности оказывает влияние
ряд факторов:

• распределение
  суши и моря;

• характер
  земной поверхности (снеговой, ледовые
  покровы; горные страны и т.д.);

Если
проследить за ходом изотерм, то можно
заметить, что они не повторяют параллели,
а имеют довольно сложную форму. Так,
январская
изотерма 0°
на севере Тихого океана расположена
вблизи 60° с.ш., а над Северной Америкой
проходит несколько южнее 40° с.ш., т.е.
смещается вдоль меридиана на 20°, что
составляет 2200 км. Следуя затем вдоль
берегов Америки, эта изотерма достигает
на севере Норвежского моря 70° с.ш., а
обогнув северные берега Европы, она
смещается к бассейну Дуная, и, следуя к
востоку, оказывается на территории
Китая южнее 34° с.ш. Таким образом,
получается, что в январе средняя
температура воздуха одинакова на крайнем
севере Атлантики (70° с.ш.) и в Центральном
Китае (34° с.ш.).

Распределение
температуры
воздуха на уровне моря в июле
представлено на карте.

Для
лучшей ориентации в изменениях температуры
в зависимости от широты вычисляют
среднюю
температуру широтных кругов
(зональные температуры). Для этого на
карте изотерм определяют температуру
в ряде точек, равномерно распределенных
на интересующем нас широтном круге,
затем из этих значений вычисляют среднее
значение.

В
январе средняя температура самая высокая
на экваторе (27°С). В июле самой теплой
параллелью является 20° с.ш. с температурой
28°С. в среднем за год самая теплая
параллель 10° с.ш. с температурой 27°С.

Самую
теплую параллель называют термическим
экватором.
В течение года термический экватор
остается в северном полушарии, перемещаясь
от зимы к лету в более высокие широты.

От
экватора к полюсу температура падает
в среднем на 0,5–0,6°С на 1° широты. Однако
внутри тропиков она изменяется с широтой
мало. В средних широтах это изменение
нарастает и достигает max, в высоких –
вновь уменьшается. Зимой температура
падает в направлении экватор-полюс
сильнее, чем летом.

Разность
температуры между Северным и Южным
полушариями на одних и тех же широтах
в одинаковые сезоны колеблются в широких
пределах. Между 30° и 70° широты зима в
Северном полушарии заметно холоднее,
чем в Южном. Летом, наоборот, во всем
Северном полушарии намного теплее, чем
в Южном. Это объясняется тем, что в
Северном полушарии по сравнению с Южным
преобладает суша. Так в средних широтах
Северного полушария суша составляет
45–61% поверхности, а в Южном – лишь 0–4%.
Еще более значительны отличия в высоких
широтах.

Вследствие
наличия ледяного материка Антарктида
с преобладающим режимом высокого
атмосферного давления, высокие широты
Южного полушария значительно холоднее,
чем Северного.

По
средней температуре широтных кругов
можно подсчитать и среднюю температуру
воздуха для всего полушария и для целого
земного шара. Северное полушарие зимой
холоднее (8°), чем Южное (10°), а летом
теплее (соответственно 22°С и 17°С). Годовая
амплитуда температур для Северного
полушария ровна 14°С, а для Южного –
только 7°С. Это означает, что климат
Северного полушария в целом более
континентальный, чем Южного. Увеличение
амплитуды температуры в Северном
полушарии по сравнению с Южным обусловлено
более жарким летом.

Средняя
температура воздуха у земной поверхности
для всего земного шара в январе равна
12°С, в июле 16°С, в среднем за год 14°С.
Сильное зимнее охлаждение материков
северного полушария и такое же сильное
прогревание в летний период делают
январь для всего земного шара в целом
значительно холоднее июля, несмотря на
большую близость Земли к Солнцу в январе
по сравнению с июлем.

Аномалии
в распределении температур

Влияние
материков и океанов на режим температуры
воздуха вблизи поверхности земли можно
характеризовать картой разности между
средней месячной (годовой) температурой
над материками и океанами и соответствующей
температурой широтного круга. Эта
разность называется термической
аномалией.
Например, средняя широтная температура
января на параллели 71° с.ш. равна -27°С;
на о. Ян-Майен она составляет -5°С,
соответственно, термическая аномалия
положительная и равна +22°С.

Нанесем
на карту аномалии средних годовых
(месячных) температур воздуха и соединим
точки с равными аномалиями. Мы получим
карту
изаномал температуры
(термоизаномал), которая наглядно
показывает, в каких областях Земли
температура воздуха повышена и в каких
понижена по сравнению со средними
температурами соответствующих параллелей
(карта не приводится).

В
январе на материках Северного полушария
и океанах отклонения средних месячных
температур от средних широтных в
различных районах достигают больших
значений. Наибольшие положительные
аномалии достигаются на океанах, а
наибольшие отрицательные – над восточными
районами материков в умеренных широтах.
По мере приближения к экватору величина
отклонений температуры уменьшается, и
на 0° с.ш. достигает 2–3°С. В Южном полушарии
вследствие его океаничности, малых
размеров материков отклонения температуры
от зональной не превышает 6–8°С летом
и 4–6°С зимой.

Карты
изаномал наглядно показывают, в каких
областях Земли температура воздуха
повышена, а в каких понижена по сравнению
со средней широтной температурой. Таким
образом, влияние географической широты
на распределение температуры исключено.
Карты изаномал показывают только
температурные отличия на меридианах,
которые определяются распределением
суши и моря, а точнее их различиями в
условиях нагревания.

Сравнение
карт изаномал и изобар января обнаруживает
их удивительное сходство. Барический
минимум умеренных широт соответствует
положительной аномалии температуры,
максимум – отрицательной. В основе
этого лежат термодинамическое
взаимодействие океанов и континентов.

Величина
температурной аномалии на материках
зависит от их размеров: она возрастает
пропорционально квадрату расстояния
между центрами моря и материка. Но
отличается для западной и восточной
частей материка, т.е. распределение
тепла и давления оказывается дисимметричным.

Последствия температурной инверсии

История образования атмосферы

1. Вертикальная структура атмосферы над Антарктидой. Архивировано.
2. Температурна инверсия е причината за гъстия смог в София в последните дни. bTV Новините. Дата обращения: 14 апреля 2021. Архивировано 14 апреля 2021 года.
3. http://vas-ershov.com/books/praktika-poletov-na-samolete-tu-154/index.html Архивная копия от 18 января 2019 на Wayback Machine Практика полётов на самолёте Ту-154.