Особливості річного ходу приземної температури повітря в різних частинах Землі за даними ОА Гідрометцентру РФ

Географія

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ РОСІЙСЬКОЇ ФЕДЕРАЦІЇ

Пермський державний університет

Географічний факультет

Кафедра метеорології

та охорони атмосфери

ОСОБЛИВОСТІ РІЧНИЙ ХОДА приземної температури ПОВІТРЯ У різних частинах

ЗЕМЛІ ЗА ДАНИМИ Об'єктивний аналіз Гідрометцентру РФ

Курсова робота

студента 2 курсу

А.А. Зирянова

Науковий керівник

професор Н.А. Калінін

Пермь 2005

ЗМІСТ

ВСТУП ........................ ............................................ .......................................... 3

1. ТЕПЛОВОЇ РЕЖИМ

АТМОСФЕРИ ........................................ ...................

1. Процеси нагрівання і охолодження повітря. Фактори, що впливають

на нагрівання і охолодження повітря ................................... .......................

.......... 4

2. Річний хід температури повітря .............................................. ............

..... 10
2. РОЗПОДІЛ приземної температури ПОВІТРЯ В

Різні частини
ЗЕМЛІ ................................................. ...................... .......... 14
2.1. Географічний розподіл температури приземного шару атмосфери ................................................. .................. .................................................. ......... 14

2. Неперіодичні зміни температури повітря. Континентальність клімату ................................................ ................

........................... .......................... 18
2. АНАЛІЗ РІЧНИЙ ХОДА приземної температури

ПОВІТРЯ У Північній півкулі (1997

РІК )....................... ............ 24
ВИСНОВОК ................................................. ................. .................................... 31
БІБЛІОГРАФІЧНИЙ
СПИСОК ................................................. ................. 32
ДОДАТОК ................................................. ................. .................................... 33

ВСТУП

Вивченню особливостей річного ходу приземної температури повітря в даний час приділяється дуже велика увага з огляду на його важливість і актуальності. Перш за все, це пов'язано з глобальними змінами клімату
(зокрема з глобальним потеплінням), що відбуваються в останнє сторіччя.
Коливання температури повітря протягом року мають величезний вплив на діяльність людини (сільське господарство, промисловість). Їх оцінка і прогнозування необхідні для розвитку економіки, запобігання будь - яких негативних наслідків.

Мета даної роботи полягає в тому, щоб охарактеризувати загальний хід температури повітря в приземному шарі протягом року, виявити причини її коливань в залежності від різних факторів, пояснити можливі відхилення від середніх багаторічних даних, а також познайомити споживача з деякими останніми дослідженнями ряду вчених.

Дана робота дає зрозуміти, наскільки сильно на сьогоднішній день розвинулися уявлення про мінливість температурного режиму на планеті в Протягом року в цілому і про його закономірності й особливості зокрема.

Основними вихідними матеріалами при розробці даного питання з'явилися праці таких авторів, як Хромов С.П., Матвеев Л.Т., Будико М.І., представників Казанської школи. Крім того, для дослідної частини були використані дані об'єктивного аналізу деяких метеовелічін в базі даних Гідрометцентру РФ.

1. ТЕПЛОВОЇ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ

1.1. Процеси нагрівання і охолодження повітря.

Фактори, що впливають на нагрівання і охолодження повітря

Тепловим режимом атмосфери називають характер розподілу і зміни температури в атмосфері. Тепловий режим атмосфери визначається головним чином її теплообміном з навколишнім середовищем, тобто з діяльної поверхнею і космічним простором.

За винятком верхніх шарів, атмосфера поглинає сонячну енергію порівняно слабо. Зокрема, безпосередньо сонячними променями тропосфера нагрівається незначно. Основним джерелом нагрівання нижніх шарів атмосфери є тепло, що отримується ними від діяльної поверхні. У денні години, коли прихід радіації переважає над випромінюванням, діяльна поверхня нагрівається; стає тепліше повітря, і тепло передається від неї повітрю. Вночі діяльна поверхня втрачає тепло шляхом випромінювання та стає холодніше повітря. У цьому випадку повітря віддає тепло грунті, в внаслідок чого сам він охолоджується. Перенесення тепла між діяльної поверхнею і атмосферою, а також в самій атмосфері може здійснюватися з допомогою наступних процесів.
Молекулярна теплопровідність. Повітря, дотичний діяльної поверхнею, обмінюється з нею теплом за допомогою молекулярної теплопровідності. Однак внаслідок того, що коефіцієнт молекулярної теплопровідності нерухомого повітря порівняно малий, цей вид теплообміну теж дуже малий в порівнянні з іншими видами.
Турбулентний перемішування. Атмосферне повітря знаходиться в постійному русі. Рух окремих його невеликих порцій, обсягів, вихорів має неупорядкований, хаотичний характер. Такий рух називається турбулентним перемішуванням або, коротше, турбулентністю. Турбулентність дуже впливає на багато атмосферні процеси, в тому числі на теплообмін. У результаті турбулентного перемішування атмосфери виникає інтенсивний перенесення тепла з більш теплих її шарів в менш теплі.
Теплообмін між земною поверхнею і атмосферою допомогою турбулентного перемішування відбувається значно інтенсивніше, ніж теплообмін за рахунок молекулярної теплопровідності повітря. Так, влітку в полуденне час над сушею турбулентний потік тепла при однаковому градієнті температури приблизно в 10000 разів більше молекулярного. У окремих же випадках він може відрізнятися від молекулярного ще більше.
Теплова конвекція. Тепловий конвекцією називається упорядкований перенесення окремих обсягів повітря у вертикальному напрямку, що виникає в результаті сильного нагріву нижнього шару атмосфери. Теплі порції повітря як більш легкі піднімаються, а їхнє місце займають холодні, які потім теж нагріваються і піднімаються. Теплова конвекція спочатку виникає як рух окремих невеликих струменів обсягів, вихорів, які поступово зливаються, утворюючи потужний висхідний потік, що супроводжується компенсують його спадними рухами в сусідніх районах. Разом з перемішують порціями повітря відбувається перенесення тепла від більш нагрітих шарів атмосфери до менш нагрітих.

Над сушею теплова конвекція виникає в результаті нерівномірного нагрівання різних ділянок діяльної поверхні грунту. Над морем вона теж виникає у разі, коли водна поверхня тепліше прилеглих шарів атмосфери. На водоймах такий стан часто має місце в холодну пору року і в нічні години. Конвективний перенесення тепла при сприятливих умовах може охоплювати по вертикалі всю товщу тропосфери.
Радіаційна теплопровідність. Деяку роль у передачі тепла від грунту до атмосфері відіграє випромінювання діяльної поверхнею довгохвильової радіації, поглинається нижніми шарами атмосфери. Останні, нагріваючись, таким же способом послідовно передають тепло верхніх шарів. У період охолодження поверхні радіаційний потік тепла направлений від вищерозміщених шарів атмосфери вниз. Над сушею цей потік проявляється головним чином у нічні години, коли турбулентність різко ослаблена, а теплова конвекція відсутня.
Випаровування вологи з діяльної поверхні і подальша конденсація
(сублімація) водяної пари в атмосфері. При конденсації (сублімації) виділяється теплота, яка йде на нагрівання навколишнього повітря.

З п'яти перерахованих процесів обміну теплом між діяльної поверхнею і атмосферою переважаюча роль належить турбулентному перемішування і теплової конвекції. Зміни температури, що відбуваються в результаті описаних процесів в деякому об'ємі повітря, прийнято називати індивідуальними. Вони характеризують зміну теплового стану певної кількості повітря. Однак температура в певному місці може змінюватися також в результаті переміщення повітря в горизонтальному напрямку, тобто при адвекціі. При адвекціі тепла в дане місце надходить повітря, що має більш високу температуру, ніж повітря, що знаходився тут раніше, а при адвекціі холоду - повітря, що має більш низьку температуру. Адвекція тепла (або холоду) є важливим чинником місцевого зміни температури не тільки в тропосфері, але й у стратосфері
[1].

Характер діяльної поверхні дуже впливає на процеси нагрівання та охолодження прилеглого до неї шару атмосфери. Теплові впливу суші і водної поверхні на атмосферу неоднакові: діяльна поверхня суші віддає повітрю значно більшу частину одержуваного нею променевого тепла (35-50%), ніж поверхню водойм, яка більшу частину одержуваного тепла віддає більш глибоких шарів. Багато тепла на водоймах витрачається також на випаровування води, і лише незначна його частина витрачається на нагрівання повітря. Тому в періоди нагрівання суші повітря на ній виявляється тепліше, ніж над водною поверхнею. Коли ж діяльна поверхня охолоджується шляхом випромінювання, то суша, не накопичила достатньо запасу тепла, порівняно швидко охолоджується і охолоджує прилеглі шари повітря.

Моря, океани і великі озера в теплу пору року накопичують у своїй товщі значну кількість тепла. У зимовий час вони віддають його повітрю.
Тому повітря над водними поверхнями взимку тепліше, ніж над сушею.

Поверхні материків у свою чергу є неоднорідними. Ліси, болота, степи, поля віддають повітрю неоднакові кількості тепла. Крім того, грунти різних видів (чорнозем, пісок, торф), також надають неоднакове термічне вплив на повітря [7].

Рослинний покрив впливає на температуру повітря. Поверхня густого рослинного покриву поглинає майже всю що приходить до неї радіацію і практично є діяльної поверхнею.
Прилеглий до неї повітря вдень прогрівається, а по напряму вгору і вниз від цієї поверхні температура зменшується. Вночі над поверхнею рослинного покриву в результаті її випромінювання повітря виявляється найбільш холодним. У рідкому рослинному покриві охолоджене повітря кілька опускається до рівня з більш густим листям. У цьому випадку діяльної поверхнею є не зовнішня поверхня рослинності, а кілька більш низький рівень. Вдень повітря над рослинним покривом нагрівається, а вночі охолоджується менше, ніж над оголеною грунтом. Це пояснюється великою теплоємністю рослинного покриву, а також тим, що частина променистої енергії, що надходить на рослинний покрив, витрачається в ньому на різні фізичні та біологічні процеси головним чином на випаровування.

У лісі максимальні і мінімальні температури повітря спостерігаються над кронами дерев або, якщо листя рідкісна, трохи нижче крон. Тому найбільші амплітуди також відзначаються над кронами, а вище і нижче вони зменшуються. З численних спостережень за температурою повітря в лісі, під кронами дерев і у відкритому полі встановлено, що в середньому температура в лісі нижче, ніж у полі. Підвищуючи нічні мінімуми і знижуючи денні максимуми, ліс згладжує добові коливання температури. Амплітуди добового ходу температури повітря в лісі приблизно на 2 ° С менше, ніж у поле.

Тепловий режим міста. Міста роблять значний вплив на температуру повітря. У літню пору житлові будівлі, різні міські споруди, дорожні покриття та ін, нагріваючись, віддають своє тепло повітрю.
Тому температура повітря в місті виявляється вище, ніж у його околицях. Особливо велика ця різниця у вечірні години, коли будівлі і споруди, сильно нагрівшись вдень, поступово віддають своє тепло повітрю.
Крім того, в місті майже відсутні ділянки відкритого грунту та порівняно малі площі рослинного покриву, тому тут менше витрати тепла на випаровування. Це також сприяє підвищенню температури повітря в місті [5].

Взимку в містах внаслідок зниженої прозорості повітря менше ефективне випромінювання. Тому температура повітря в місті взимку теж трохи вище, ніж на околицях. Спостереженнями встановлено [11], що середньорічні температури повітря в містах на 0,5-1,0 ° С вища, ніж у околицях. Чим більші міста, тим більше ця різниця.

Визначено [4], що під впливом антропогенних викидів водяної пари і забруднення атмосфери іншими газоподібними і твердими домішками, зміни теплофізичних і оптичних (радіаційних) властивостей земної поверхні відбулися істотні зміни в мезокліматіческом режимі великих міст і промислових центрів.

За даними щоденних (за 8 термінів) метеорологічних спостережень у місті (Санкт - Петербург, Кемерово, Уфа, Н. Новгород, Архангельськ,
Єкатеринбург і ін) і в декількох пунктах, віддалених від нього на кілька десятків кілометрів, визначені і проаналізовані різниці температур повітря, тисків водяної пари і відносній вологості, у формуванні яких (різниць) основну роль відіграють мезомасштабние процеси і не позначається вплив процесів синоптичної і більш великого масштабів.
Визначено не лише середні значення та квадратичні відхилення, а й побудовані для різних сезонів року і часу доби функції розподілу різниць цих метеовелічін, які використані для оцінки ймовірності перевищення температури, тиску водяної пари і відносній вологості в місті в порівнянні з його околицями (сільською місцевістю).

З метою виявлення ролі різних факторів у формуванні поля температури ( «острова тепла») виконаний розрахунок коефіцієнтів кореляції між різницею температур (місто - околиці) і концентрацією різних забруднюючих (парникових) речовин у місті, а також між різницею температур і різницею тисків водяної пари.

Розраховано також коефіцієнти кореляції між змінами в часі температури повітря в місті і збільшенням тиску водяної пари за ті ж інтервали часу.

Аналіз для різних сезонів року і часу доби кореляційних зв'язків, так само як і функцій розподілу температури і вологості повітря дозволили зробити висновок: у всі сезони року визначальну роль у підвищенні (по порівняно з околицями) температури в місті (формування «острова тепла ») грає поглинання інфрачервоної радіації антропогенним водяним пором, вплив інших парникових газів і аерозолю приблизно на порядок менше; в денні години влітку і частково навесні сильно зменшена (аж до знака) різниця температур між містом і околицями також формується в основному під впливом поглинання радіації водяною парою, однак у зміні тиску водяної пари істотну роль грає різниця у швидкостях випаровування (остання в денні години влітку в околицях більше, ніж у місті).

1.2. Річний хід температури повітря

Всі повітряні маси взимку холодніше, а влітку тепліше, тому температура повітря в кожному окремому місці змінюється в річному ході: середні місячні температури в зимові місяці нижче, в літні - вище. Обчисливши для якого-небудь місця середні місячні температури по багаторічному ряду спостережень, побачимо, що вони плавно змінюються від одного місяця до іншого, більше підвищуються від січня або Лютий до липня або серпня і потім знижуючись.

Річний хід температури повітря визначається, перш за все, річним ходом температури діяльної поверхні. Амплітуда річного ходу є різниця середньомісячних температур самого теплого і самого холодного місяців.

У північній півкулі на континентах максимальна середньомісячна температура повітря спостерігається в липні, мінімальна - у січні. На океанах і узбережжях материків екстремальні температури наступають кілька пізніше: максимум - в серпні, мінімум - у лютому-березні. На суші амплітуди річного ходу температури повітря значно більше, ніж над водною поверхнею. Навіть над порівняно невеликими материковими масивами
Південної півкулі вони перевищують 15 ° С, а під широтою 60 ° на материку Азії (в
Якутії) вони досягають 60 ° С [3].

Не тільки моря, але і великі озера зменшують річну амплітуду температури повітря і пом'якшують клімат. Посередині озера Байкал річна амплітуда температури повітря 30-31 ° С, на його берегах близько 36 ° С, а під тією ж широтою на р. Єнісей 42 ° С. Аналогічне вплив на температуру повітря спостерігається на озерах Іссик-Куль, Ладозькому, Севан та інших [9].

Річна амплітуда температури повітря зростає, з географічною широтою.
На екваторі приплив сонячної радіації змінюється протягом року дуже мало.
У напрямку до полюса відмінності в надходженні сонячної радіації між взимку і влітку зростають, а разом з ними зростають і річні амплітуди температури повітря. Над океаном далеко від берегів широтне зміна річної амплітуди невелика. Якби Земля була вся покрита океаном, вільним від льоду, то річна амплітуда температури повітря змінювалася б від нуля на екваторі до 5 - 6 ° С на полюсі. Насправді над південною частиною
Тихого океану далеко від материків річна амплітуда між 20 і 60 ° пд. ш. збільшується приблизно з 3 до 5 ° С. Над більш вузької північною частиною
Тихого океану, де більше вплив сусідніх материків, амплітуда між 20 і
60 ° с. ш. росте вже з 3 до 15 ° С.

Великий вплив чинять на річний хід температури повітря погодні умови: туман, дощ і головним чином хмарність. Відсутність хмарності взимку призводить до зниження середньої температури самого холодного місяця, а влітку - до підвищення середньої температури самого теплого місяця.

Малі амплітуди спостерігаються і в багатьох областях над сушею і навіть далеко від берегової лінії, якщо в ці області часто приходять повітряні маси з моря (Західна Європа). Підвищені амплітуди спостерігаються і над океаном, якщо в ці райони часто потрапляють повітряні маси з материка, наприклад в західних частинах океанів Північної півкулі. Отже, величина річної амплітуди температури залежить не просто від характеру підстилаючої поверхні або від близькості даного місця до берегової лінії, а від повторюваності в даному місці повітряних мас морського та континентального походження, тобто від умов загальної циркуляції атмосфери [2].

З висотою річна амплітуда температури зменшується. У горах позатропічного пояса температура зменшується в середньому на 2 ° С на кожний кілометр висоти, у вільній атмосфері більше. На рис. 1 видно, що над океаном на південь від Японії річна амплітуда навіть в межах нижніх 100 м. зменшується вдвічі. Під внетропических широтах значний річний хід температури залишається навіть у верхній тропосфері і стратосфері. Він визначається сезонним зміною умов поглинання і віддачі радіації не тільки земною поверхнею, але і повітрям [10].

Рис. 1 Річний хід температури повітря над океаном на південь Японії безпосередньо над водою (1) і на висоті 100 м. (2)

Річний хід температури повітря в різних географічних зонах різноманітний. За величиною амплітуди і за часом настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температури повітря.

1. Екваторіальний тип. В екваторіальній зоні на рік спостерігаються два максимуму температури - після весняного і осіннього рівнодення, коли сонце над екватором опівдні знаходиться в зеніті, і два мінімуму - після зимового та літнього сонцестояння, коли сонце знаходиться на найменшою висоті. Амплітуди річного ходу тут малі, що пояснюється малим зміною припливу тепла протягом року. Над океанами амплітуди складають близько 1 ° С, а над континентами 5-10 ° С.
Тропічний тип. У тропічних широтах спостерігається простий річний хід температури повітря з максимумом після літнього і мінімумом після зимового сонцестояння. Амплітуди річного ходу в міру віддалення від екватора збільшуються взимку. Середня амплітуда річного ходу над материками становить 10 - 20 ° С, над океанами 5 - 10 ° С.
Тип помірного поясу. У помірних широтах також наголошується річний хід температури з максимумом після літнього і мінімумом після зимового сонцестояння. Над материками північної півкулі максимальна середньомісячна температура спостерігається в липні, над морями й узбережжям - у серпні. Річні амплітуди збільшуються з широтою. Над океанами і узбережжями вони в середньому становлять 10-15 ° С, а на широті 60 ° досягають
60 ° С.
Полярний тип. Полярні райони характеризуються тривалої холодної взимку і порівняно коротким прохолодним літом. Річні амплітуди над океаном і узбережжями полярних морів становлять 25-40 ° С, а на суші перевищують 65 ° С. Максимум температури спостерігається в серпні, мінімум - у січні.

Розглянуті типи річного ходу температури повітря виявляються з багаторічних даних і є правильні періодичні коливання.
В окремі роки під впливом вторгнень теплих і холодних мас виникають відхилення від наведених типів [1].

2. РОЗПОДІЛ приземної температури ПОВІТРЯ В

Різні частини ЗЕМЛІ

2.1. Географічний розподіл температури приземного шару атмосфери

Розподіл температури на великих територіях або на всій земній кулі можна представити за допомогою карт ізотерм. Ізотерма називають лінії, з'єднують на карті точки з однаковою температурою повітря в даний момент або в середньому за той чи інший проміжок часу.

Для порівнянності спостережень, виконаних у різних пунктах, обмірювану температуру призводять до рівня моря. Необхідність у цьому викликана тим, що температура повітря в середньому зменшується з висотою. Тому над височинами вона в середньому нижче, ніж у розташованих поруч долинах.
Приведення температури до рівня моря проводиться виходячи з того, що в тропосфері вона знижується в середньому на 0,6 ° С/100 м.

Ізотерми на картах в залежності від мети їх побудови проводять через
1, 2, 4, 5 ° С, а іноді і через 10 ° С. Для виявлення характеру в різний пору року зручно користуватися ізотерма середньомісячної температури двох місяців року: самого холодного (січня) і самого теплого (липня) [6].

Ізотерми січня (рис. 2) не збігаються з широтними колами. Вони мають різні вигини, найбільш яскраво виражені в північній півкулі, особливо в районах переходу з моря на сушу і навпаки. Пояснюється це різницею температур повітря над водоймами та континентами. У південній півкулі, де переважає водна поверхня ізотерми, проходять більш плавно і мають майже широтне напрямок. У північній півкулі ізотерми розташовані густіше, ніж у південній. Особливо це проявляється над материками, де контрасти температур між окремими районами більше, ніж над океанами.

Рис. 2. Ізотерми січня (° С)

Над північною частиною Атлантичного океану напрямок січневих ізотерм наближається до меридіональному. Пояснюється це тим, що тут на температуру повітря впливає тепла течія Гольфстрім, омиває західні берега Європи. Майже в меридіональному напрямку взимку проходять ізотерми і на півночі європейської частини Росії. Температура тут знижується в міру віддалення від океану, тобто з заходу на схід, приблизно до 135 ° в. д. На півночі Якутії, в районі Верхоянськ і Оймякон, розташовується так званий полюс холоду, облямований ізотермою -50 ° С. В окремі дні температура тут опускається ще нижче: у Верхоянську вона сягала -68 ° С, а в Оймякон відмічений абсолютний мінімум температури повітря в північній півкулі, що дорівнює
-71 ° С. Полюс холоду в районі Оймякон обумовлений фізико-географічними факторами: Оймякон розташований в улоговині, куди стікає холодне повітря з півночі. Тут він застоюється, так як перемішування його взимку при відсутність значного нагрівання ослаблене.

Другим полюсом холоду в північній півкулі є Гренландія, де приведена до рівня моря середньомісячна температура самого холодного місяці становить -55 ° С. Мінімальна температура тут дорівнює приблизно
70 ° С. Виникнення гренландського полюса холоду пов'язано з великим альбедо льодовикового плато. Невеликі вогнища холоду на картах січневих ізотерм спостерігаються також над Скандинавією і Малою Азією. У південній півкулі в січні літо. Тому над Південною Америкою, Африкою та Австралією в цей час розташовані вогнища тепла.

Липневі ізотерми (рис. 3) в північній півкулі розташовані значно рідше, ніж січневі, так як контрасти температур між полюсом та екватором влітку значно менше, ніж взимку. Влітку температура повітря над материками вище, ніж над океанами. Тому в північній півкулі над материками ізотерми згинаються на північ. Над Північною Америкою, Африкою та
Азією добре виражені замкнуті області тепла. Особливо слід звернути увагу на область в Сахарі, де середня температура липня

Рис. 3. Ізотерми липня (° С)

становить 40 ° С, а в окремі дні вона перевищує 50 ° С. Абсолютний максимум температури в Північній Африці становить 58 ° С (на південь від Тріполі).
Така ж температура була відзначена в Каліфорнії, у Долині Смерті, де підвищення температури повітря сприяє рельєф місцевості (високі гори і глибокі долини).

Найвищі середньорічні температури спостерігаються приблизно уздовж 10 ° с. ш. Лінія, що з'єднує точки з максимальними середньорічними температурами, називається термічним екватором. Влітку термічний екватор зміщується до 20 ° с. ш., а взимку наближається до 5-10 ° с. ш., тобто завжди залишається в північній півкулі. Пояснюється це тим, що в північному півкулі більше материків, які нагріваються сильніше, ніж океани південного півкулі.

У південній півкулі в липні зима. Ізотерми тут проходять майже в зональному напрямку, тобто збігаються за напрямком з паралелями. У високих південних широтах температура різко знижується у напрямку до
Антарктиді. На крижаному плато Антарктиди спостерігаються найнижчі температури повітря. На узбережжі Антарктиди середня температура липня змінюється від -15 до -35 ° С, а в центрі Східної Антарктиди вона досягає
-70 ° С. В окремі дні температура тут опускається нижче -80 ° С. Наприклад, на ст. Схід, розташованої на 78 ° пд. ш., зареєстрована найнижча на земній кулі температура повітря в земної поверхні, що дорівнює -88,3 ° С.
Таким чином, район, в якому розташована ст. Схід, є полюсом холоду не тільки для південної півкулі, але й для всієї земної кулі. Таке сильне охолодження повітря тут пояснюється тим, що ст. Схід розташована на плато, на висоті 3420 м. над рівнем моря, де при слабкому вітрі в умовах полярної ночі відбувається сильне вихолажіваніе повітря
[2].

2.2. Неперіодичні зміни температури повітря.

Континентальність клімату

Під внетропических широтах неперіодичні зміни температури повітря настільки часті і значні, що добовий хід температури виразно виявляється лише в періоди щодо стійкої малохмарною антіціклоніческой погоди. В інший час він затушовується неперіодичних змінами, які можуть бути дуже інтенсивними.
Наприклад, похолодання взимку, коли температура в будь-який час доби може впасти (в континентальних умовах) на 10-20 ° С протягом однієї години.

У тропічних широтах неперіодичні зміни температури менше значні і не так сильно порушують добовий хід температури.

Неперіодичне зміни температури пов'язані головним чином з адвекціей повітряних мас з інших районів Землі. Особливо значні похолодання (іноді звані хвилями холоду) відбуваються в помірних широтах у зв'язку з вторгненнями холодних повітряних мас з Арктики і
Антарктиди. В Європі сильні зимові похолодання бувають також при проникнення холодних повітряних мас зі сходу, а в Західній Європі - з європейської території Росії. Холодні повітряні маси іноді проникають в
Середземноморський басейн і навіть досягають Північної Африки і Передньої Азії.
Але частіше вони затримуються перед гірськими хребтами Європи, розташованими в широтному напрямку, особливо перед Альпами і Кавказом. Тому кліматичні умови Середземноморського басейну та Закавказзя значно відрізняються від умов близьких, але більш північних районів.

В Азії холодне повітря вільно проникає до гірських хребтів, обмежують з півдня і сходу територію середньоазіатських республік, тому зими на Туранської низовини досить холодні. Але такі гірські масиви, як Памір, Тянь-Шань, Алтай, Тибету нагір'я, не кажучи вже про
Гімалаях, є перешкодами для подальшого проникнення холодних повітряних мас на південь. У рідкісних випадках значні адвектівние похолодання спостерігаються, проте, і в Індії: в Пенджабі в середньому на 8 - 9 ° С, а в березні
1911 температура впала на 20 ° С. Холодні маси при цьому обтікають гірські масиви з заходу. Легше і частіше холодне повітря проникає на південний схід
Азії, не зустрічаючи на шляху значних перешкод.

У Північній Америці немає гірських хребтів, що проходять в широтному напрямі. Тому холодні маси арктичного повітря можуть безперешкодно поширюватися до Флориди і Мексиканської затоки.

Над океанами вторгнення холодних повітряних мас можуть глибоко проникати в тропіки. Звичайно, холодне повітря поступово прогрівається над теплою водою, але все ж таки він може викликати помітні пониження температури.

Вторгнення морського повітря з середніх широт Атлантичного океану в
Європу створюють потепління взимку та похолодання влітку. Чим далі в глиб
Євразії, тим менше стає повторюваність атлантичних повітряних мас і тим більше міняються над материком їх первинні властивості. Але все ж таки вплив вторгнень з Атлантики на клімат можна простежити аж до
Середньосибірського плоскогір'я і Середньої Азії.

Тропічний повітря вторгається в Європу і взимку, і влітку з Північної
Африки і з низьких широт Атлантики. Влітку повітряні маси, близькі за температурі до повітряних мас тропіків і тому також звані тропічним повітрям, формуються на півдні Європи або приходять до Європи з
Казахстану та Середньої Азії. На Азіатської території Росії влітку спостерігаються вторгнення тропічного повітря з Монголії, Північного Китаю, з південних районів Казахстану і з пустель Середньої Азії.

В окремих випадках сильні підвищення температури (до 30 ° C) при літніх вторгнення тропічного повітря поширюються до Крайньої Півночі
Росії.

У Північну Америку тропічний повітря вторгається як з Тихого, так і з
Атлантичного океану, особливо з Мексиканської затоки. На самому материку маси тропічного повітря формуються над Мексикою і півднем США.

Навіть в області Північного полюса температура повітря взимку іноді підвищується до нуля в результаті адвекціі із помірних широт, причому потепління можна простежити у всій тропосфері.

Переміщення повітряних мас, що призводять до адвектівним змін температури, пов'язані з циклонічною діяльністю.

У менш значних просторових масштабах різкі неперіодичні зміни температури можуть бути пов'язані з фенами в гірських районах, тобто з адіабатичним нагріванням повітря при його низхідному русі.

Так як неперіодичні зміни температур щороку відбуваються по - різному, то і середня річна температура повітря в кожному окремому пункті в різні роки різна. Так, у Москві в 1862 р. середня річна температура була +1,2 ° C, в 1925 р. 6,1 ° С. Середня температура того чи іншого місяця в окремі роки варіює в ще більш широких межах, особливо для зимових місяців. Так, у Москві за 170 років середня температура січня коливалася в межах 19 ° С (від -21 до -2 ° С), а липня-в межах 7 ° С (від
+15 До +22 ° С). Але це крайні межі коливань. У середньому температура того чи іншого місяця окремого року відхиляється від середньої багаторічної для цього місяця взимку приблизно на 3 ° С і влітку на 1,5 ° С в ту чи іншу сторону [2].

Відхилення середньої місячної температури від кліматичної норми називають аномалією середньої місячної температури даного місяця. Середню багаторічну величину з абсолютних значень місячних аномалій температури можна прийняти за міру мінливості, яка тим більше, чим інтенсивніше неперіодичні зміни температури в даній місцевості, що додають одного і того ж місяця в різні роки різний характер. Тому мінливість середніх місячних температур зростає з широтою: у тропіках вона невелика, в помірних широтах значна, в морському кліматі менше, ніж в континентальному.
Особливо велика мінливість в перехідних областях між морським і континентальним кліматом, де в одні роки можуть переважати морські повітряні маси, в інші - континентальні [8].

Континентальність клімату. Клімат над морем, що характеризується малими річними амплітудами температури, природно назвати морським на відміну від континентального клімату над сушею з великими річними амплітудами температури. Морський клімат поширюється і на прилеглі до моря області материків, над якими велика повторюваність морських повітряних мас. Можна сказати, що морське повітря приносить на сушу морський клімат.
Області океанів, де переважають повітряні маси з довколишнього материка, мають швидше за континентальним, ніж морським, кліматом.

Добре виражений морський клімат в Західній Європі, де цілий рік панує перенесення повітря з Атлантичного океану. На крайньому заході
Європи річні амплітуди температури повіт?? а всього декілька градусів. З видаленням від Атлантичного океану в глиб материка річні амплітуди температури зростають. Інакше кажучи, росте континентальність клімату. У
Східного Сибіру річні амплітуди досягають декількох десятків градусів.
Літо тут більш печеня, ніж у Західній Європі, зима набагато більш сувора.
Близькість Східного Сибіру до Тихого океану не має істотного значення, так як від умов загальної циркуляції атмосфери повітря з цього океану не проникає далеко в Сибіру, особливо взимку. Тільки на Далекому Сході приплив повітряних мас з океану влітку знижує температуру і тим самим трохи зменшує річну амплітуду.

Континентальний клімат в середньому річному холодніше морського. Це означає, що більша амплітуда в континентальному кліматі помірних і високих широт в порівняно з морським кліматом створюється не стільки підвищенням літніх температур, скільки пониженням зимових температур. У тропічних широтах, навпаки, підвищена амплітуда над сушею створюється не стільки більше холодною зимою, скільки більш жарким літом. Тому й середня річна температура в тропіках вище в континентальному кліматі, ніж у морському.

У міру просування в глиб Євразії з заходу на схід середні температури самого теплого і самого холодного місяців, середні річні температури і річні амплітуди температури змінюються так, як це показано нижче (табл. 1) для декількох місць на 52-й паралелі:

Таблиця 1.

| 0 | 12 | середовищ. | 0 | 12 | середовищ. | 0 | 12 | середовищ. | 0 | 12 | середовищ. | | 1 | 15,4 | 18,0

| 16,7 | 15,2 | 18,2 | 16,7 | 24,0 | 24,0 | 24,0 | 25,3 | 23,0 | 24,2 | | 2 | 17,3

| 18,0 | 17,7 | 16,9 | 19,0 | 18,0 | 24,0 | 24,0 | 24,0 | 24,0 | 23,0 | 23,5 | | 3
| 18,1 | 16,8 | 17,5 | 19,1 | 17,5 | 18,3