Географическая оболочка

7. Июльские изотермы идут достаточно прямолинейно, т. к. температура на суше определяется солнечной инсоляцией, а перенос тепла по океану (Гольфстрим) летом на температуру суши заметно не влияет, ибо она нагрета Солнцем. В тропических широтах заметно влияние холодных океанских течений, идущих вдоль западных берегов материков (Калифорнийское, Перуанское, Канарское и др.), которые охлаждают прилегающую к ним сушу и вызывают отклонение изотерм в сторону экватора.

8. В распределении тепла по земному шару отчетливо выражены следующие две закономерности: 1) зональность, обязанная фигуре Земли; 2) секторность, обусловленная особенностями усвоения солнечного тепла океанами и материками.

9. Средняя температура воздуха на уровне 2 м для всей Земли составляет около 14 ⁰ С, январская 12⁰ С, июльская 16 ⁰ С. Южное полушарие в годовом выводе холоднее северного. Средняя температура воздуха в северном полушарии составляет 15,2⁰ С, в южном – 13,3⁰ С. Средняя температура воздуха для всей Земли совпадает приблизительно с температурой, наблюдающейся около 40⁰ с.ш. (14⁰ С).

10.1.4 Тепловые пояса

Основная закономерность в распределении  тепла по земной поверхности –  зональность – позволяет выделить тепловые (температурные) пояса. Тепловые пояса не совпадают с поясами освещения, образующимися по астрономическим законам, т.к. тепловой режим зависит не только от освещения, но и от ряда других факторов.

По обе стороны от экватора, приблизительно до 30⁰ с.ш. и ю.ш., находится жаркий пояс, ограниченный годовой изотермой 20⁰ С.

В средних широтах находятся умеренные температурные пояса.  Они ограничены изотермами 10⁰ С самого теплого месяца. С этими изотермами совпадает граница распространения древесных растений (наименьшие средние температуры, при которых вызревают семена деревьев составляют 10⁰ С; при меньшей месячной сумме температур леса не возобновляются).

В субполярных широтах простираются холодные пояса, полярными границами которых являются изотермы 0⁰С самого теплого месяца. Они в общих чертах совпадают с зонами тундр.

Вокруг полюсов находятся пояса вечного мороза, в которых температура любого месяца ниже 0⁰ С. Здесь лежат вечные снега и льды.

Жаркий пояс, несмотря на свою большую  площадь, в тепловом отношении довольно однороден. Средняя температура года изменяется от 26 ⁰ с на экваторе до 20 ⁰ С на тропических пределах. Годовые и суточные амплитуды незначительны. Сравнительно однородны в термическом отношении пояса холодный и вечного мороза в силу небольших пределов. Умеренные пояса, охватывающие широты от субтропических до субполярных, термически весьма неоднородны. Здесь годовая температура на одних широтах достигает 20⁰ С, а на других даже температура самого теплого месяца не превышает 10⁰С. Выявляется хорошо выраженная дифференциация умеренных поясов. Северный умеренный пояс в связи с его континентальностью (материковостью) дифференцируется и в долготном направлении: в годовом ходе температур здесь ясно сказываются приморское и внутриматериковое положение.

В умеренных поясах в самом первом приближении выделяются субтропические широты, термический режим которых обеспечивает произрастание субтропической растительности, умеренно-теплые широты, где тепло обеспечивает существование широколиственных лесов и степей, и бореальные широты с суммой тепла, достаточной только для распространения хвойных лесов и мелколиственных деревьев.

При общем сходстве температурных  поясов обоих полушарий ясно выступает  тепловая диссиметрия Земли относительно экватора. Термический экватор смещен к северу относительно географического, северное полушарие теплее южного, в южном полушарии ход температуры океанический, в северном – материковый; Арктика теплее Антарктики.

10.1.5  Морской и континентальный ход температуры

Секторные различия теплового режима нижней тропосферы проявляются в степени океаничности или континентальности климата. Наиболее ярко эта черта климата проявляется в годовой амплитуде температур, то есть в разнице между наиболее теплым и холодным месяцами.

Величина годовой амплитуды  определяется следующими тремя факторами:

1. широтными различиями в интенсивности солнечной радиации в зимнюю и летнюю части года;
2. соотношением площадей материка и океана в данном широтном поясе;
3. затратами тепла на испарение, зависящими с свою очередь от влажности климата.

Наибольшие годовые амплитуды от 23 до 32⁰ С свойственны среднему поясу наибольшей площади континентов, в котором различное нагревание  и охлаждение материков и океанов, образование положительных и отрицательных температурных аномалий обусловливает различный ход температуры на океане и в глубине континентов.

Рассмотрим ход годовой амплитуды  температур в условиях морского, переходного  и континентального климатов в умеренном  поясе.

В качестве границы между морским  и континентальным климатами  средних широт можно принять  годовую амплитуду 25⁰ С. Если годовая амплитуда меньше 25⁰ С, климат морской, больше – материковый.  Между ними находится широкая меридиональная полоса переходного климата с разницей температур крайних месяцев около 23⁰ С. Она проходит через Карелию, Беларусь, Западную Украину.

Годовая амплитуда температур в  континентальных климатах нарастает  за сет зимних холодов – в приморских странах зима теплая, в материковых  морозная. Летние месяцы внутри материков  жаркие, а на берегах океанов теплые, но разница не так значительна, как зимой.

Отличительной чертой морского климата  является смещение самого теплого времени  с июля на август, а самого холодного  с января на февраль.

Различие между морским и  материковым климатами заключается  и в продолжительности переходных периодов: весна и осень в морских странах продолжительные – до двух месяцев, а в континентальных – до двух недель.

Показателями континентальности  или океаничности климата служит и суточная амплитуда температур. Внутри материков днем жарко, ночью  холодно, на берегах морей днем тепло, ночью умеренно прохладно.

Годовая амплитуда температур на всей Земле равно в среднем 10⁰ С: в северном полушарии она составляет 13,8⁰С, а в южном – 6,2 ⁰ С.

Наибольшая на Земле годовая  амплитуда зафиксирована в Восточной  Сибири: абсолютный максимум и минимум в Верхоянске, например, составляют +34 и – 68⁰ С; в Оймяконе +31 и -71⁰ С. Таким образом амплитуда абсолютных температур составляет 102 ⁰ С.

10.2. Давление атмосферы. Барическое поле Земли.

Движение молекул воздуха и  его собственная масса создают атмосферное давление. При спокойном состоянии воздуха величина его на единицу площади соответствует массе находящейся над ней воздушного столба.

Известно, что сила тяжести изменяется с широтой, а величина воздушного столба зависит от высоты над уровнем моря и от температуры. В этой связи за нормальное принято атмосферное давление над уровнем моря под широтой 45⁰ при температуре воздуха 0⁰ С. В данном случае масса воздуха уравновешивается ртутным столбом высотой в 70 мм. Установлено, что атмосфера на 1 см² земной поверхности давит с силой 1 кг 33 г.

Давление в 1 000 000 дин (система СНГ) называется баром. Тысячная доля бара называется  миллибаром.

1 мб равен 0, 75 мм. рт. ст.

1 мм рт. ст. равен 1, 33 мб.

На метеорологических станциях атмосферное давление измеряется барометрами со шкалой в миллибарах. В этих же единицах строятся метеорологические климатические карты.

Известно, что чем выше над земной поверхностью лежит данная точка, тем  меньше находящийся над ней столб  воздуха, а следовательно, и атмосферное давление. Так как воздух сжимаем, то давление с высотой падает не линейно, а в геометрической прогрессии, то есть в нижних слоях быстрее, чем в верхних. Изменение давления с высотой выражается барической ступенью.

Барическая ступень – это расстояний по вертикали в метрах, на которое атмосферное давление уменьшается вверх или увеличивается вниз на 1 мм, или на 1 мб.

На одной и той же высоте размер барической ступени зависит от температуры: она больше в теплом воздухе и  меньше в холодном.

Наблюдения за изменением атмосферного давления ведут метеостанции. Так как они лежат на разной абсолютной высоте в различных точках земного шара, то сравнение полученных на них величин давления возможно только после приведения показателей барометров к одному уровню – уровню моря, реже – к уровню земной поверхности.

Давление атмосферы на земную поверхность  и его распределение в пространстве и изменение во времени называется барическим полем. Оно непрерывно изменяется во времени и неравномерно распределяется по географическим зонам и регионам: есть области преобладания высокого давления и есть области низкого давления.

Области высокого и низкого давления, на которые расчленено барическое поле, называются барическими системами. Для характеристики барического поля используются карты изобар и барической топографии.

Распределение давления у земной поверхности  показывается изобарами – линиями равных давлений. Чаще всего карты изобар строятся на избранный час. В климатологии пользуются обычно средними многолетними показателями для июля и января; несколько реже прибегают к картам изобар других месяцев.

Области низкого давления обрисовываются системой замкнутых овальных изобар с наименьшими отметками в  центре. Они называются барическими минимумами или реже, депрессиями. На карте изобар января видны обширные барические минимумы – один в северной части Атлантического океана с  центром в Исландии – Исландский минимум, второй  в северной части Тихого океана около Алеутских  островов – Алеутский минимум. В течение всего года  в Южном океане располагается Антарктический пояс низкого давления.

Полоса низкого давления, уходящая в сторону от барического минимума, называется ложбиной. Исландский минимум образует ложбину в сторону Шпицбергена.

Подвижные барические минимумы называются циклонами. Степень падения атмосферного давления в центре циклона и минимума вообще обозначается термином «глубина циклона», или «глубина депрессии». Обычно давление в циклонах падает до 980-970 мб, в наиболее глубоких циклонах – до 925 мб, а в тропических тайфунах  - даже до 900 мб.

Области высокого давления называются барическими максимумами или антициклонами. Они изображаются  также замкнутыми изобарами, в центре которых давление максимальное. В центре антициклонов давление может достигать 1087,8 мб (Среднесибирское плоскогорье, озеро Агата, 1968 год). Полоса высокого, или повышенного, давления, отходящая от барического максимума, называется отрогом, а очень узкая и длинная полоса  - осью высокого давления.

На картах изобар и июля, и января отчетливо обрисовываются два ряда тропических барических максимумов: у северного тропика Азорский максимум в Атлантическом океане и Гавайский максимум в Тихом океане. У Южного тропика располагаются Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский максимумы.

Азорский максимум во все сезоны года дает отрог в сторону Средиземного моря, а зимой соединяется с Сибирским максимумом, или антициклоном.

Распределение давления в одной  плоскости – на уровне моря –  еще не вскрывает условий динамики воздушных масс, поскольку они  захватывают и верхние слои. Необходима также характеристика давления воздуха на всех высотных уровнях, во всей толще тропосферы и нижней стратосферы. Для этого используют изобарические поверхности.

Изобарические поверхности – это поверхности равного давления, которые показывают распределение потенциальной энергии воздушной массы (геопотенциала), зависящей от ее положения в поле силы тяжести. Изобарические поверхности вскрывают зависимость динамики атмосферы от теплоты (температуры) воздуха.

Воздух, как известно, нагретый от Земли, поднимается. Но одно только это обстоятельство не приведет к понижению давления, поскольку общая масса воздушного столба при восходящих токах  не уменьшается. Для того чтобы давление над какой-то площадью уменьшилось, должен произойти отток с нее части воздуха. Это происходит при изменении положения изобарических поверхностей.

Допустим, что сначала две поверхности  – водная и материковая – имели  одинаковую температуру и, следовательно, равное давление, например  1 013 мб. С восходом Солнца поверхность суши нагрелась сильнее, чем воды; над ней возникли восходящие токи воздуха и поднялись изобарические поверхности. Вверху над сушей плотность воздуха (давление) увеличилось и он стал стекать поверху в сторону моря. С этого момента давление на суше начинает падать, а на море в связи с притоком воздуха увеличиваться. Отсюда понизу воздух потечет на сушу, стремясь выровнять нарушенное теплом равновесие.

Распределение атмосферного в трехмерной атмосфере показывается на картах барической топографии. Они так называются потому, что на них изображается рельеф (термин условный) поля давления, или барический рельеф. На картах абсолютной барической топографии (АТ) изображается высота избранной барической поверхности, например, 900, 700, 500, 300 и 200 мб над уровнем моря. Высоты измеряются в геопотенциальных метрах (ГМП). Такой метр показывает потенциальную энергию единицы массы в поле силы тяжести или работу, которую нужно затратить на подъем единицы массы на высоту 1 метр. Практически 1 ГПМ равен обычному метру. На картах барической топографии высоты показываются в десятках метров или в декаметрах.