Cambios diarios y anuales de temperatura en continentes y mares. Variación diaria y anual de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre Variación diaria anual de la temperatura

El curso diario de la temperatura del aire. es el cambio en la temperatura del aire durante el día. En general, refleja el curso de la temperatura de la superficie terrestre, pero los momentos de inicio de los máximos y mínimos son algo tardíos: el máximo ocurre a las 2 pm, el mínimo después del amanecer.

Amplitud diaria de la temperatura del aire- la diferencia entre la temperatura máxima y mínima del aire durante el día. Es más alto en tierra que sobre el océano, disminuye cuando se mueve a latitudes altas y aumenta en lugares con suelo desnudo. La mayor amplitud en desiertos tropicales- hasta 40º C. El valor de la amplitud diaria de la temperatura del aire es uno de los indicadores de la continentalidad del clima. En los desiertos es mucho mayor que en las zonas de clima marítimo.

Variación anual de la temperatura del aire(cambiar temperatura media mensual durante el año) está determinada principalmente por la latitud del lugar. Amplitud anual de la temperatura del aire- la diferencia entre la temperatura media mensual máxima y mínima.

La distribución geográfica de la temperatura del aire se muestra usando isotermas- líneas que conectan puntos en el mapa con la misma temperatura. La distribución de la temperatura del aire es zonal, las isotermas anuales en su conjunto tienen un rumbo sublatitudinal y corresponden a la distribución anual del balance de radiación (Fig. 10, 11).

En promedio durante el año, el paralelo más cálido es 10º N. con una temperatura de +27º C es ecuador térmico. En verano, el ecuador térmico se desplaza a 20º N, en invierno se acerca al ecuador en 5º N.

Arroz. 10. Distribución de la temperatura media del aire en julio

Arroz. 11. Distribución de la temperatura media del aire en enero

El desplazamiento del ecuador térmico en el SP se explica porque en el SP la superficie terrestre ubicada en latitudes bajas es mayor en comparación con el SP, y durante el año tiene más altas temperaturas.

El calor en la superficie terrestre se distribuye zonal-regional. Aparte de latitud geográfica, la distribución de las temperaturas en la Tierra está influenciada por la naturaleza de la distribución de la tierra y el mar, el relieve, la altitud sobre el nivel del mar, el mar y las corrientes de aire.

La distribución latitudinal de las isotermas anuales se ve perturbada por corrientes cálidas y frías. EN latitudes templadas Las costas occidentales, bañadas por corrientes cálidas, son más cálidas que las costas orientales, a lo largo de las cuales pasan corrientes frías. En consecuencia, las isotermas en las costas occidentales se doblan hacia el polo, en las costas orientales, hacia el ecuador.

La temperatura media anual de SP es +15,2ºС, y SP es +13,2ºС. En SP, las temperaturas mínimas son mucho más bajas; en las estaciones "Sovetskaya" y "Vostok" la temperatura era de -89,2º С (el mínimo absoluto de SP). La temperatura mínima en tiempo despejado en la Antártida puede descender a -93º C. Las temperaturas más altas se observan en los desiertos zona tropical: +58º C en Trípoli, +56,7º C en California en Death Valley.

Los mapas dan una idea de cómo los continentes y océanos afectan la distribución de temperaturas. isonoma(Los isonomas son líneas que conectan puntos con las mismas anomalías de temperatura). Las anomalías son desviaciones de las temperaturas reales de las de latitudes medias. Las anomalías son positivas y negativas. Se observan anomalías positivas en verano sobre continentes calientes. Sobre Asia, las temperaturas son 4º C superiores a las de latitudes medias. En invierno, las anomalías positivas se sitúan por encima de las corrientes cálidas (por encima de la corriente cálida del Atlántico Norte frente a las costas de Escandinavia, la temperatura es 28º C superior a la normal). Las anomalías negativas se manifiestan en invierno sobre continentes fríos y en verano sobre corrientes frías. Por ejemplo, en Oymyakon en invierno la temperatura está 22º C por debajo de lo normal.

En la Tierra existen los siguientes cinturones térmicos(las isotermas se toman más allá de los límites de las zonas térmicas):

1. Caliente, está limitada en cada hemisferio por una isoterma anual de + 20º С, pasando cerca de los 30º s. sh. y si.sh.

2. Dos cinturones templados , que en cada hemisferio se encuentran entre la isoterma anual +20º C y + 10º C del mes más cálido (julio o enero, respectivamente).

3. dos cinturones fríos, el límite pasa a lo largo de la isoterma de 0º C del mes más cálido. A veces hay regiones escarcha eterna, que se encuentran alrededor de los polos (Shubaev, 1977).

De este modo:

1. La única fuente de energía que es de importancia práctica para el curso de los procesos exógenos en GO es el Sol. El calor del Sol ingresa al espacio del mundo en forma de energía radiante, que luego, absorbida por la Tierra, se convierte en energía térmica.

2. El rayo de sol en su camino está sujeto a numerosas influencias (dispersión, absorción, reflexión) de los diversos elementos del medio que penetra y de las superficies sobre las que cae.

3. Para distribución radiación solar influencia: la distancia entre la tierra y el sol, el ángulo de incidencia de los rayos del sol, la forma de la tierra (predetermina la disminución de la intensidad de la radiación desde el ecuador hacia los polos). Esta es la razón principal de la asignación de zonas térmicas y, en consecuencia, la razón de ser de las zonas climáticas.

4. La influencia de la latitud del área en la distribución del calor se corrige por una serie de factores: relieve; distribución de tierra y mar; influencia de las corrientes marinas frías y cálidas; circulación atmosférica.

5. La distribución del calor solar se complica aún más por el hecho de que las regularidades y características de la distribución vertical se superponen a las regularidades de la distribución horizontal (a lo largo de la superficie terrestre) de la radiación y el calor.

Circulación general de la atmósfera.

En la atmósfera se forman corrientes de aire de diferentes escalas. Pueden cubrir todo Tierra, y en altura: la troposfera y la estratosfera inferior, o afectan solo un área limitada del territorio. Las corrientes de aire aseguran la redistribución del calor y la humedad entre las latitudes bajas y altas y transportan la humedad hacia las profundidades del continente. Según el área de distribución se distinguen vientos de la circulación atmosférica general (GCA), vientos de ciclones y anticiclones, y vientos locales. razón principal La formación de vientos es una distribución desigual de la presión sobre la superficie del planeta.

Presión. presión atmosférica normal- el peso de una columna atmosférica con una sección transversal de 1 cm 2 al nivel del océano a 0ºС a 45º de latitud. Está equilibrado por una columna de mercurio de 760 mm. La presión atmosférica normal es de 760 mm Hg o 1013,25 mb. La presión en SI se mide en pascales (Pa): 1 mb = 100 Pa. La presión atmosférica normal es de 1013,25 hPa. La presión más baja jamás observada en la Tierra (a nivel del mar), 914 hPa (686 mm); el más alto es 1067,1 hPa (801 mm).

La presión disminuye con la altura, a medida que disminuye el espesor de la capa superior de la atmósfera. La distancia en metros que uno debe subir o bajar para que la presión atmosférica cambie en 1 hPa se llama etapa de presión. El paso bárico a una altura de 0 a 1 km es de 10,5 m, de 1 a 2 km - 11,9 m, 2-3 km - 13,5 m El valor del paso bárico depende de la temperatura: al aumentar la temperatura, aumenta en 0 ,4 %. En el aire cálido, el paso bárico es mayor, por lo tanto, las regiones cálidas de la atmósfera en capas altas tienen más presión que las frías. El recíproco del paso bárico se llama gradiente bárico vertical es el cambio de presión por unidad de distancia (100 m se toma como unidad de distancia).

La presión cambia como resultado del movimiento del aire: su salida de un lugar y su entrada a otro. El movimiento del aire se debe a un cambio en la densidad del aire (g / cm 3), como resultado del calentamiento desigual de la superficie subyacente. Sobre una superficie igualmente calentada, la presión disminuye uniformemente con la altura, y superficies isobáricas(superficies dibujadas a través de puntos con la misma presión) son paralelas entre sí y la superficie subyacente. En la zona hipertensión Las superficies isobáricas son convexas hacia arriba, en el área baja, hacia abajo. En la superficie de la tierra, la presión se muestra usando isobara Líneas que conectan puntos de igual presión. La distribución de la presión atmosférica al nivel del océano, representada mediante isobaras, se llama alivio bárico.

La presión de la atmósfera sobre la superficie terrestre, su distribución en el espacio y cambio en el tiempo se llama campo bárico. alto y baja presión en que se divide el campo bárico se denominan sistemas de presión.

Los sistemas báricos cerrados incluyen máximos báricos (un sistema de isóbaras cerradas con presión aumentada en el centro) y mínimos (un sistema de isóbaras cerradas con presión reducida en el centro), los sistemas báricos abiertos incluyen crestas báricas (una banda de presión aumentada de una presión bárica máximo dentro del campo presión reducida), un valle (una banda de baja presión desde un mínimo bárico dentro de un campo de presión aumentado) y una silla de montar (un sistema abierto de isobaras entre dos máximos báricos y dos mínimos). En la literatura, existe el concepto de "depresión bárica": un cinturón de baja presión, dentro del cual puede haber mínimos báricos cerrados.

La presión sobre la superficie terrestre se distribuye zonalmente. En el ecuador durante el año hay un cinturón de baja presión - depresión ecuatorial(menos de 1015 hPa) . En julio, se traslada al hemisferio norte a 15–20º N, en diciembre, al hemisferio sur, a 5º S. EN latitudes tropicales ah (entre 35º y 20º de ambos hemisferios) aumento de presión durante el año - altas báricas tropicales (subtropicales)(más de 1020 hPa). En invierno, aparece un cinturón continuo de alta presión sobre los océanos y la tierra (Azores y Hawai - SP; Atlántico Sur, Pacífico Sur y Sur del Índico - SP). En verano, el aumento de la presión persiste solo sobre los océanos, sobre la tierra la presión disminuye, se producen depresiones térmicas (mínimo Irán-Tara - 994 hPa). En latitudes templadas, el SP forma un cinturón continuo en verano. presión reducida Sin embargo, el campo bárico es asimétrico: en el Pacífico Sur, en latitudes templadas y subpolares, existe una banda de baja presión sobre la superficie del agua durante todo el año (mínimo antártico - hasta 984 hPa); en el SP, debido a la alternancia de sectores continentales y oceánicos, los mínimos báricos se expresan sólo sobre los océanos (islandés y aleutiano - presión en enero 998 hPa); en invierno, los máximos báricos aparecen sobre los continentes debido al fuerte enfriamiento de la superficie . En latitudes polares, sobre las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia, la presión durante el año elevado– 1000 hPa ( temperaturas bajas- el aire es frío y pesado) (Fig. 12, 13).

Las áreas estables de alta y baja presión, en las que se rompe el campo bárico cerca de la superficie de la tierra, se denominan centros de acción de la atmósfera. Hay territorios en los que la presión se mantiene constante durante todo el año (predominan sistemas de presión del mismo tipo, ya sean máximos o mínimos); centros de acción permanentes de la atmósfera:

– depresión ecuatorial;

– Aleutianas Bajas (latitudes templadas del SP);

– baja islandesa (latitudes templadas del SP);

- zona de baja presión de latitudes templadas SP (cinturón antártico de baja presión);

– zonas subtropicales empresa conjunta de alta presión:

Alto de Azores (Alto del Atlántico Norte)

Hawaiian High (Alto del Pacífico Norte)

– zonas subtropicales de alta presión SP:

Alto del Pacífico Sur (suroeste de América del Sur)

Alto del Atlántico Sur (anticiclón de Santa Elena)

South Indian High (anticiclón de Mauricio)

– máximo antártico;

– Máximo de Groenlandia.

Sistemas de presión estacional se forman en el caso de que la presión cambie estacionalmente de signo al contrario: en lugar del máximo bárico, se produce un mínimo bárico y viceversa. Los sistemas de presión estacional incluyen:

- el mínimo de verano del sur de Asia con un centro cercano a los 30º de latitud norte. (997 hPa)

– máximo invernal asiático centrado en Mongolia (1036 hPa)

– baja mexicana de verano (depresión norteamericana) – 1012 hPa

– máximos invernales de América del Norte y Canadá (1020 hPa)

– depresiones de verano (enero) sobre Australia, Sudamerica y Sudáfrica dan paso en invierno a los anticiclones australianos, sudamericanos y sudafricanos.

Viento. Gradiente bárico horizontal. El movimiento del aire en dirección horizontal se llama viento. El viento se caracteriza por su velocidad, fuerza y ​​dirección. Velocidad del viento - la distancia que recorre el aire por unidad de tiempo (m/s, km/h). Fuerza del viento - la presión ejercida por el aire en un sitio de 1 m 2 ubicado perpendicular al movimiento. La fuerza del viento se determina en kg / m 2 o en puntos en la escala de Beaufort (0 puntos - calma, 12 - huracán).

La velocidad del viento se determina gradiente bárico horizontal– cambio de presión (caída de presión de 1 hPa) por unidad de distancia (100 km) en la dirección de disminución de la presión y perpendicular a las isobaras. Además del gradiente barométrico, el viento se ve afectado por la rotación de la Tierra (fuerza de Coriolis), la fuerza centrífuga y la fricción.

La fuerza de Coriolis desvía el viento a la derecha (en SP a la izquierda) de la dirección del gradiente. La fuerza centrífuga actúa sobre el viento en sistemas báricos cerrados - ciclones y anticiclones. Se dirige a lo largo del radio de curvatura de la trayectoria hacia su convexidad. La fuerza de fricción del aire sobre la superficie terrestre siempre reduce la velocidad del viento. La fricción afecta la capa inferior de 1000 metros, llamada capa de fricción. El movimiento del aire en ausencia de fricción se llama viento degradado. El viento gradiente que sopla a lo largo de isobaras rectilíneas paralelas se llama geostrófico, a lo largo de isobaras cerradas curvilíneas – geociclostrófico. El diagrama da una representación visual de la frecuencia de ocurrencia de los vientos en ciertas direcciones. "Rosa de los Vientos".

De acuerdo con el relieve bárico, existen las siguientes zonas de viento:

- cinturón ecuatorial de calma (los vientos son relativamente raros, ya que dominan los movimientos ascendentes de aire fuertemente calentado);

- zonas de vientos alisios de los hemisferios norte y sur;

- áreas de calma en los anticiclones del cinturón subtropical de alta presión (la razón es el predominio de los movimientos de aire descendente);

- en las latitudes medias de ambos hemisferios - zonas de predominio vientos del oeste;

– en los espacios circumpolares, los vientos soplan desde los polos hacia las depresiones báricas de latitudes medias, es decir los vientos con componente este son comunes aquí.

Circulación atmosférica general (GCA)- un sistema de flujos de aire a escala planetaria, que cubre todo el globo, la troposfera y la estratosfera inferior. Liberado en la circulación atmosférica transferencias zonales y meridionales. Las transferencias zonales que se desarrollan principalmente en la dirección sublatitudinal incluyen:

- transferencia occidental, que domina todo el planeta en la troposfera superior y la estratosfera inferior;

– en la troposfera baja, en latitudes polares – vientos del este; en latitudes templadas - vientos del oeste, en latitudes tropicales y ecuatoriales - vientos del este (Fig. 14).

del polo al ecuador.

De hecho, el aire en el ecuador en la capa superficial de la atmósfera es muy cálido. El aire cálido y húmedo asciende, aumenta su volumen y surge una alta presión en la troposfera superior. En los polos, debido al fuerte enfriamiento de las capas superficiales de la atmósfera, el aire se comprime, su volumen disminuye y en la parte superior cae la presión. En consecuencia, en las capas superiores de la troposfera hay un flujo de aire desde el ecuador hacia los polos. Debido a esto, la masa de aire en el ecuador y, por lo tanto, la presión en la superficie subyacente, disminuye y aumenta en los polos. En la capa superficial, el movimiento comienza desde los polos hacia el ecuador. Conclusión: la radiación solar forma la componente meridional de la OCA.

Sobre una Tierra homogénea en rotación, también actúa la fuerza de Coriolis. En la parte superior, la fuerza de Coriolis desvía el flujo en el SP hacia la derecha de la dirección del movimiento, es decir de oeste a este. En el SP, el movimiento del aire se desvía hacia la izquierda, es decir, de nuevo de oeste a este. Por lo tanto, en la parte superior (en la troposfera superior y la estratosfera inferior, en el rango de altitud de 10 a 20 km, la presión disminuye desde el ecuador hacia los polos), se nota una transferencia occidental, se nota para toda la Tierra como un entero. En general, el movimiento del aire ocurre alrededor de los polos. En consecuencia, la fuerza de Coriolis forma el transporte zonal de la OCA.

Debajo de la superficie subyacente, el movimiento es más complejo; Su división en continentes y océanos. Se forma un patrón complejo de grandes corrientes de aire. Desde los cinturones subtropicales de alta presión, las corrientes de aire fluyen hacia la depresión ecuatorial y hacia las latitudes templadas. En el primer caso, se forman vientos del este de latitudes tropicales-ecuatoriales. Sobre los océanos, gracias a los máximos báricos constantes, existen todo el año – vientos alisios- vientos de las periferias ecuatoriales de los máximos subtropicales, que soplan constantemente solo sobre los océanos; sobre tierra, no se trazan en todas partes y no siempre (las rupturas son causadas por el debilitamiento de los anticiclones subtropicales debido al fuerte calentamiento y movimiento de la depresión ecuatorial hacia estas latitudes). En el SP, los vientos alisios tienen dirección noreste, en el SP, sureste. Los vientos alisios de ambos hemisferios convergen cerca del ecuador. En la región de su convergencia (la zona de convergencia intratropical), surgen fuertes corrientes de aire ascendentes, se forman cúmulos y caen chubascos.

El flujo de viento que se dirige a latitudes templadas desde la zona tropical de formas de alta presión vientos del oeste de latitudes templadas. Se intensifican en horario de invierno, dado que los mínimos báricos crecen sobre el océano en latitudes templadas, el gradiente bárico entre los mínimos báricos sobre los océanos y los máximos báricos sobre la tierra aumenta, por lo tanto, también aumenta la fuerza de los vientos. En SP la dirección de los vientos es suroeste, en SP - noroeste. A veces estos vientos son llamados vientos anti-alisios, pero no están genéticamente relacionados con los vientos alisios, sino que son parte del transporte planetario del oeste.

Traslado Este. Los vientos predominantes en las latitudes polares son del noreste en el SP y del sureste en el SF. El aire se desplaza desde las zonas polares de alta presión hacia la zona de baja presión de latitudes templadas. El transporte del este también está representado por los vientos alisios de las latitudes tropicales. Cerca del ecuador, el transporte hacia el este cubre casi toda la troposfera y aquí no hay transporte hacia el oeste.

El análisis de las latitudes de las partes principales de la OCA nos permite distinguir tres enlaces abiertos zonales:

- polar: los vientos del este soplan en la troposfera inferior, arriba - transporte del oeste;

– enlace moderado: en la troposfera inferior y superior – vientos del oeste;

- enlace tropical: en la troposfera inferior - vientos del este, arriba - transferencia del oeste.

El enlace tropical de la circulación se denominó celda de Hadley (el autor del primer esquema OCA, 1735), el enlace templado, la celda de Frerel (un meteorólogo estadounidense). En la actualidad, se cuestiona la existencia de células (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), sin embargo, la mención de ellas permanece en la literatura.

Las corrientes en chorro son vientos huracanados que soplan sobre zonas frontales en la troposfera superior y la estratosfera inferior. Son especialmente pronunciados sobre los frentes polares, la velocidad del viento alcanza los 300–400 km/h debido a los grandes gradientes de presión y la atmósfera enrarecida.

Las transferencias meridionales complican el sistema OCA y proporcionan un intercambio interlatitudinal de calor y humedad. Los principales transportes meridionales son monzones- vientos estacionales que cambian de dirección en verano e invierno al contrario. Hay monzones tropicales y extratropicales.

monzones tropicales surgen debido a las diferencias térmicas entre los hemisferios de verano e invierno, la distribución de la tierra y el mar solo mejora, complica o estabiliza este fenómeno. En enero se ubica en el SP una cadena casi ininterrumpida de anticiclones: permanentes subtropicales sobre los océanos y estacionales sobre los continentes. Al mismo tiempo, una depresión ecuatorial se desplazó allí yace en el SP. Como resultado, el aire se transfiere del SP al SP. En julio, con una relación inversa de los sistemas báricos, el aire se transfiere a través del ecuador desde el SP al SP. Por lo tanto, los monzones tropicales no son más que vientos alisios, que en cierta banda cerca del ecuador adquieren una propiedad diferente: un cambio estacional en la dirección general. Los monzones tropicales intercambian aire entre hemisferios, y entre la tierra y el mar, sobre todo porque en los trópicos el contraste térmico entre la tierra y el mar es generalmente pequeño. Toda el área de distribución de los monzones tropicales se encuentra entre los 20º N.S. y 15º S ( África tropical al norte del ecuador, este de África al sur del ecuador; Arabia del sur; océano Indio a Madagascar en el oeste y al norte de Australia en el este; Indostán, Indochina, Indonesia (sin Sumatra), China Oriental; en América del Sur - Colombia). Por ejemplo, la corriente del monzón, que se origina en un anticiclón sobre el norte de Australia y se dirige a Asia, se dirige, en esencia, de un continente a otro; el océano en este caso sirve sólo como un territorio intermedio. Los monzones en África son el intercambio de aire entre la tierra seca del mismo continente que se encuentra en diferentes hemisferios, y sobre una parte del Océano Pacífico, el monzón sopla desde la superficie oceánica de un hemisferio hacia la superficie oceánica del otro.

En educación monzones extratropicales El papel principal lo juega el contraste térmico entre la tierra y el mar. Aquí los monzones ocurren entre anticiclones estacionales y depresiones, algunas de las cuales se encuentran en el continente y otras en el océano. Así, los monzones de invierno en el Lejano Oriente son consecuencia de la interacción del anticiclón sobre Asia (con centro en Mongolia) y la depresión permanente de las Aleutianas; verano - consecuencia de un anticiclón sobre la parte norte del Océano Pacífico y una depresión sobre la parte extratropical del continente asiático.

Los monzones extratropicales se expresan mejor en Lejano Oriente(incluyendo Kamchatka), el Mar de Ojotsk, Japón, Alaska y la costa del Océano Ártico.

Una de las principales condiciones para la manifestación de la circulación del monzón es la ausencia de actividad ciclónica (no hay circulación del monzón en Europa y América del Norte debido a la intensidad de la actividad ciclónica, es "arrasada" por el transporte occidental).

Vientos de ciclones y anticiclones. En el ambiente del encuentro de dos masas de aire con diferentes características, constantemente surgen grandes vórtices atmosféricos: ciclones y anticiclones. Complican mucho el esquema OCA.

Ciclón- plano ascendente vórtice atmosférico, que se manifiesta cerca de la superficie terrestre como una zona de bajas presiones, con un sistema de vientos desde la periferia hacia el centro en sentido antihorario en el SP y en sentido horario en el SP.

Anticiclón- un vórtice atmosférico descendente plano, que se manifiesta cerca de la superficie terrestre como un área de alta presión, con un sistema de vientos desde el centro hacia la periferia en sentido horario en el SP y antihorario en el SP.

Los vórtices son planos, ya que sus dimensiones horizontales son miles de kilómetros cuadrados, y verticales - 15–20 km. En el centro del ciclón, se observan corrientes de aire ascendentes, en el anticiclón, descendentes.

Los ciclones se dividen en depresiones frontales, centrales, tropicales y térmicas.

Ciclones frontales se forman en los frentes ártico y polar: en el frente ártico del Atlántico norte (cerca de las costas orientales América del norte y cerca de Islandia), en el frente ártico en la parte norte del Océano Pacífico (cerca de la costa este de Asia y cerca de las Islas Aleutianas). Los ciclones suelen existir durante varios días, moviéndose de oeste a este a una velocidad de unos 20-30 km/h. Una serie de ciclones aparece al frente, en una serie de tres o cuatro ciclones. Cada próximo ciclón se encuentra en una etapa más joven de desarrollo y se mueve más rápido. Los ciclones se adelantan, se cierran, forman ciclones centrales- el segundo tipo de ciclón. Debido a los ciclones centrales inactivos, se mantiene una zona de baja presión sobre los océanos y en latitudes templadas.

Los ciclones que se originan en el norte del Océano Atlántico se están moviendo hacia Europa Occidental. La mayoría de las veces pasan por el Reino Unido, el Mar Báltico, San Petersburgo y más allá de los Urales y Siberia occidental o a través de Escandinavia, la península de Kola y más allá, o hasta Svalbard, oa lo largo de las afueras del norte de Asia.

Los ciclones del Pacífico Norte van al noroeste de América, así como al noreste de Asia.

Ciclones tropicales formado en frentes tropicales más a menudo entre 5º y 20º N. y tu sh. Ocurren sobre los océanos al final del verano y el otoño, cuando el agua se calienta a una temperatura de 27 a 28 ºC. Un fuerte aumento del aire cálido y húmedo provoca la liberación de una gran cantidad de calor durante la condensación, lo que determina la energía cinética del ciclón y la baja presión en el centro. Los ciclones se mueven de este a oeste a lo largo de la periferia ecuatorial de los máximos báricos permanentes en los océanos. Si un ciclón tropical alcanza latitudes templadas, se expande, pierde energía y, como un ciclón extratropical, comienza a moverse de oeste a este. La velocidad del ciclón en sí es pequeña (20–30 km/h), pero los vientos en él pueden tener una velocidad de hasta 100 m/s (Fig. 15).

Arroz. 15. Distribución de ciclones tropicales

Las principales áreas de ocurrencia de ciclones tropicales: Costa este Asia, costa norte de Australia, Mar Arábigo, Bahía de Bengala; Mar Caribe y Golfo de México. En promedio, hay alrededor de 70 ciclones tropicales por año con velocidades del viento de más de 20 m/s. EN océano Pacífico los ciclones tropicales se llaman tifones, en el Atlántico - huracanes, frente a la costa de Australia - willy-willy.

Depresiones térmicas surgen en la tierra debido al fuerte sobrecalentamiento de la superficie, el ascenso y la expansión del aire por encima de ella. Como resultado, se forma un área de baja presión cerca de la superficie subyacente.

Los anticiclones se subdividen en anticiclones frontales, subtropicales de origen dinámico y estacionarios.

En latitudes templadas, en aire frío, anticiclones frontales, que se mueven en serie de oeste a este a una velocidad de 20 a 30 km/h. El último anticiclón final llega a los subtrópicos, se estabiliza y forma anticiclón subtropical de origen dinámico. Estos incluyen máximos báricos permanentes en los océanos. Anticiclón estacionario surge sobre la tierra período de invierno como resultado de un fuerte enfriamiento de la superficie.

Los anticiclones se originan y se mantienen constantemente sobre las superficies frías del Ártico oriental, la Antártida y en invierno Siberia oriental. Cuando el aire ártico se rompe desde el norte en invierno, se establece un anticiclón en todo el Europa del Este, ya veces captura el Oeste y el Sur.

Cada ciclón es seguido y se mueve a la misma velocidad por un anticiclón, que incluye cualquier serie ciclónica. Al moverse de oeste a este, los ciclones se desvían hacia el norte y los anticiclones se desvían hacia el sur en el SP. La razón de las desviaciones se explica por la influencia de la fuerza de Coriolis. En consecuencia, los ciclones comienzan a moverse hacia el noreste y los anticiclones hacia el sureste. Debido a los vientos de ciclones y anticiclones, se produce un intercambio de calor y humedad entre latitudes. En áreas de alta presión, predominan los flujos de aire de arriba hacia abajo: el aire es seco, no hay nubes; en áreas de baja presión, de abajo hacia arriba, se forman nubes, cae la precipitación. La introducción de masas de aire cálido se denomina "olas de calor". El movimiento de masas de aire tropical hacia latitudes templadas provoca sequías en verano y fuertes deshielos en invierno. La introducción de masas de aire ártico en latitudes templadas - "olas de frío" - provoca un enfriamiento.

vientos locales- vientos que se producen en zonas limitadas del territorio como consecuencia de la influencia de causas locales. Los vientos locales de origen térmico incluyen brisas, vientos de montaña-valle, la influencia del relieve provoca la formación de foehns y boro.

brisas se dan en las costas de océanos, mares, lagos, donde hay grandes fluctuaciones diarias de temperatura. Se han formado brisas urbanas en las principales ciudades. Durante el día, cuando la tierra se calienta con más fuerza, se produce un movimiento ascendente de aire sobre ella y su salida desde arriba hacia la más fría. En las capas superficiales, el viento sopla hacia la tierra, esta es una brisa diurna (de mar). La brisa nocturna (costera) se produce por la noche. Cuando la tierra se enfría más que el agua, y en la capa superficial del aire, el viento sopla de la tierra al mar. Las brisas marinas son más pronunciadas, su velocidad es de 7 m/s, la banda de propagación es de hasta 100 km.

Vientos de valle de montaña forman los vientos de las laderas y los propios vientos montaña-valle y tienen una periodicidad diaria. Los vientos de ladera son el resultado de diferentes calentamientos de la superficie de la pendiente y del aire a la misma altura. Durante el día, el aire de la ladera se calienta más y el viento sopla cuesta arriba, por la noche la ladera también se enfría más y el viento comienza a soplar cuesta abajo. En realidad, los vientos de valle de montaña son causados ​​por el hecho de que el aire en el valle de montaña se calienta y se enfría más que a la misma altura en la llanura vecina. Por la noche, el viento sopla hacia las llanuras, durante el día, hacia las montañas. La pendiente frente al viento se llama pendiente de barlovento, y la pendiente opuesta se llama pendiente de sotavento.

secador de pelo- viento cálido y seco montañas altas a menudo cubierto por glaciares. Surge debido al enfriamiento adiabático del aire en la pendiente de barlovento y al calentamiento adiabático en la pendiente de sotavento. El foehn más típico ocurre cuando la corriente de aire OCA cruza una cadena montañosa. Más a menudo Satisface anticiclón foehn, se forma si hay un anticiclón sobre un país montañoso. Los secadores de pelo son más frecuentes en las estaciones de transición, su duración es de varios días (en los Alpes hay 125 días con secadores de pelo al año). En las montañas de Tien Shan, tales vientos se llaman kastek, en Asia Central- garmsil, en montañas Rocosas- Chinook. Los secadores de pelo hacen que los jardines florezcan temprano y que la nieve se derrita.

Bora– viento frío soplando desde montañas bajas hacia un lado mar cálido. En Novorossiysk se llama nord-ost, en la península de Absheron - nord, en Baikal - sarma, en el valle del Ródano (Francia) - mistral. Bora ocurre en invierno, cuando se forma un área de alta presión frente a la cresta, en la llanura, donde se forma aire frío. Después de cruzar una cresta baja, el aire frío se precipita a gran velocidad hacia una bahía cálida, donde la presión es baja, la velocidad puede alcanzar los 30 m/s, la temperatura del aire cae bruscamente a -5ºС.

Los remolinos de pequeña escala son tornados Y coágulos de sangre (tornado). Los vórtices sobre el mar se llaman tornados, sobre la tierra, coágulos de sangre. Los tornados y los coágulos de sangre generalmente se originan en los mismos lugares que los ciclones tropicales, en un clima cálido y húmedo. La principal fuente de energía es la condensación del vapor de agua, en la que se libera energía. Una gran cantidad de tornados en los Estados Unidos se debe a la llegada de aire cálido y húmedo del Golfo de México. El torbellino se mueve a una velocidad de 30 a 40 km/h, pero la velocidad del viento alcanza los 100 m/s. Los trombos generalmente ocurren solos, torbellinos, en serie. En 1981, se formaron 105 tornados frente a la costa de Inglaterra en cinco horas.

El concepto de masas de aire (VM). Un análisis de lo anterior muestra que la troposfera no puede ser físicamente homogénea en todas sus partes. Se divide, sin dejar de ser uno y todo, en masas de aire– grandes volúmenes de aire en la troposfera y la estratosfera inferior, que tienen propiedades relativamente uniformes y se mueven en conjunto en una de las corrientes OCA. Las dimensiones del VM son comparables a partes de los continentes, la longitud es de miles de kilómetros y el grosor es de 22 a 25 km. Los territorios sobre los que se forman los VM se denominan centros de formación. Deben tener una superficie subyacente uniforme (tierra o mar), unas condiciones térmicas determinadas y el tiempo necesario para su formación. Existen condiciones similares en los máximos báricos sobre los océanos, en los máximos estacionales sobre la tierra.

VM tiene propiedades típicas sólo en el centro de formación, al moverse se transforma adquiriendo nuevas propiedades. La llegada de ciertas VM provoca cambios bruscos en el clima de carácter no periódico. En relación con la temperatura de la superficie subyacente, las VM se dividen en cálidas y frías. Una máquina virtual cálida se mueve a una superficie subyacente fría, trae calor, pero se enfría. Cold VM llega a la cálida superficie subyacente y trae enfriamiento. Según las condiciones de formación, las VM se dividen en cuatro tipos: ecuatoriales, tropicales, polares (aire de latitudes templadas) y árticas (antárticas). En cada tipo, se distinguen dos subtipos: marino y continental. Para subtipo continental, formado sobre los continentes, se caracteriza por una gran amplitud térmica y baja humedad. subtipo marino Se forma sobre los océanos, por lo tanto, su humedad relativa y absoluta aumentan, las amplitudes de temperatura son mucho menores que las continentales.

Máquinas virtuales ecuatoriales se forman en latitudes bajas, caracterizadas por altas temperaturas y alta humedad relativa y absoluta. Estas propiedades se conservan tanto sobre la tierra como sobre el mar.

máquina virtual tropical se forman en latitudes tropicales, la temperatura durante el año no baja de los 20º C, humedad relativa pequeño. Asignar:

– HTM continentales que se forman sobre los continentes de latitudes tropicales en máximos báricos tropicales - sobre el Sahara, Arabia, Thar, Kalahari, y en verano en los subtrópicos e incluso en el sur de latitudes templadas - en el sur de Europa, en Asia Central y Kazajstán , en Mongolia y el norte de China;

– HCM marinos que se forman sobre áreas de aguas tropicales – en las alturas de las Azores y Hawai; caracterizada por alta temperatura y contenido de humedad, pero baja humedad relativa.

Máquinas virtuales polares, o aire de latitudes templadas, se forman en latitudes templadas (en anticiclones de latitudes templadas de VMs árticas y aire que venía de los trópicos). Las temperaturas son negativas en invierno, positivas en verano, la amplitud térmica anual es significativa, la humedad absoluta aumenta en verano y disminuye en invierno, la humedad relativa es media. Asignar:

– el aire continental de latitudes templadas (CHC), que se forma sobre las vastas superficies de los continentes de latitudes templadas, es muy frío y estable en invierno, el clima es despejado con heladas severas; en verano hace mucho calor, surgen en él corrientes ascendentes;

La variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre.

1. La temperatura del aire cambia en el transcurso diario siguiendo la temperatura de la superficie terrestre. Dado que el aire se calienta y se enfría desde la superficie de la tierra, la amplitud de la variación diaria de temperatura en la cabina meteorológica es menor que en la superficie del suelo, en promedio alrededor de un tercio. Sobre la superficie del mar, las condiciones son más complicadas, como se discutirá más adelante.

El aumento de la temperatura del aire comienza con el aumento de la temperatura del suelo (15 minutos después) por la mañana, después del amanecer. A las 13-14 horas, la temperatura del suelo, como sabemos, comienza a descender. A las 14-15 horas, la temperatura del aire también comienza a descender. Por lo tanto, el mínimo en el curso diario de la temperatura del aire cerca de la superficie de la tierra cae poco después del amanecer, y el máximo, a las 14-15 horas.

La variación diurna de la temperatura del aire se manifiesta bastante correctamente solo en condiciones de tiempo despejado y estable. Parece aún más regular en promedio a partir de una gran cantidad de observaciones: las curvas a largo plazo de la variación diaria de temperatura son curvas suaves similares a las sinusoides.

Pero en algunos días curso diario la temperatura del aire puede estar muy mal. Esto depende de cambios en la nubosidad que modifican las condiciones de radiación en la superficie terrestre, así como de la advección, es decir, del ingreso de masas de aire con diferente temperatura. Como resultado de estas razones, la temperatura mínima puede cambiar incluso a las horas del día y la máxima a la noche. La variación diurna de la temperatura puede desaparecer por completo o la curva de cambio diurno puede adoptar una forma compleja. En otras palabras, la variación diurna regular está bloqueada o enmascarada por cambios de temperatura no periódicos. Por ejemplo, en Helsinki en enero, con una probabilidad del 24%, la temperatura máxima diaria cae entre la medianoche y la una de la mañana, y solo el 13% cae en el intervalo de tiempo de 12 a 14 horas.

Incluso en los trópicos, donde los cambios de temperatura no periódicos son más débiles que en las latitudes templadas, la temperatura máxima ocurre en la tarde solo en el 50% de todos los casos.

En climatología, generalmente se considera el curso diario de la temperatura del aire, promediado durante un largo período. En tal curso diurno promediado, los cambios de temperatura no periódicos, que ocurren más o menos uniformemente durante todas las horas del día, se anulan entre sí. Como resultado, la curva de largo plazo de la variación diurna tiene un carácter simple, cercano a la sinusoidal.
Por ejemplo, presentamos en la Fig. 22 curso diario de la temperatura del aire en Moscú en enero y julio, calculado a partir de datos a largo plazo. Multianual temperatura media para cada hora de un día de enero o julio, y luego, con base en los valores medios horarios obtenidos, se construyeron las curvas de largo plazo de la variación diaria de enero y julio.

Arroz. 22. Variación diaria de la temperatura del aire en enero (1) y julio (2). Moscú. La temperatura media mensual es de 18,5 °С para julio, -10 "С para enero.

2. La amplitud diaria de la temperatura del aire depende de muchas influencias. En primer lugar, está determinada por la amplitud de la temperatura diaria en la superficie del suelo: cuanto mayor sea la amplitud en la superficie del suelo, mayor será en el aire. Pero la amplitud diaria de temperatura en la superficie del suelo depende principalmente de la nubosidad. En consecuencia, la amplitud diaria de la temperatura del aire está estrechamente relacionada con la nubosidad: con tiempo despejado es mucho mayor que con tiempo nublado. Esto se ve claramente en la Fig. 23, que muestra el curso diario de la temperatura del aire en Pavlovsk (cerca de Leningrado), promediado para todos los días de la temporada de verano y por separado para días despejados y nublados.

La amplitud diaria de la temperatura del aire también varía según la estación, la latitud y también según la naturaleza del suelo y el terreno. En invierno, es menor que en verano, al igual que la amplitud de temperatura de la superficie subyacente.

Con el aumento de la latitud, la amplitud diaria de la temperatura del aire disminuye, a medida que disminuye la altura del sol al mediodía sobre el horizonte. En latitudes de 20-30° en tierra, la amplitud de temperatura diaria promedio para el año es de aproximadamente 12°C, en latitudes de 60° de aproximadamente 6°C, en latitudes de 70° de solo 3°C. En las latitudes más altas, donde el sol no sale ni se pone durante muchos días seguidos, no hay ninguna variación regular de temperatura diurna.

La naturaleza del suelo y la cubierta del suelo también son importantes. Cuanto mayor sea la amplitud diaria de la temperatura de la superficie del suelo, mayor será la amplitud diaria de la temperatura del aire sobre ella. En estepas y desiertos, la amplitud diaria promedio

Allí alcanza 15-20 °С, a veces 30 °С. Por encima de una densa cubierta vegetal, es más pequeño. La proximidad también afecta a la amplitud diurna cuencas de agua: en las zonas costeras es menor.

Arroz. 23. Variación diaria de la temperatura del aire en Pavlovsk dependiendo de la nubosidad. 1 - días despejados, 2 - días nublados, 3 - todos los días.

En los accidentes geográficos convexos (en las cimas y laderas de montañas y colinas), la amplitud diaria de la temperatura del aire se reduce en comparación con el terreno plano, y en los accidentes geográficos cóncavos (en valles, barrancos y hondonadas) aumenta (ley de Voyeikov). La razón es que en los accidentes geográficos convexos, el aire tiene un área de contacto reducida con la superficie subyacente y se elimina rápidamente de ella, siendo reemplazado por nuevas masas de aire. En las formaciones cóncavas, el aire se calienta con más fuerza desde la superficie y se estanca más durante el día, y por la noche se enfría con más fuerza y ​​baja por las laderas. Pero en los desfiladeros estrechos, donde se reducen tanto la entrada de radiación como la radiación efectiva, las amplitudes diurnas son menores que en los valles anchos.

3. Está claro que las pequeñas amplitudes de la temperatura diurna en la superficie del mar también dan como resultado pequeñas amplitudes de la temperatura diaria del aire sobre el mar. Sin embargo, estas últimas siguen siendo superiores a las amplitudes diarias en la propia superficie del mar. Las amplitudes diarias en la superficie del océano abierto se miden solo en décimas de grado, pero en la capa inferior de aire sobre el océano alcanzan 1 - 1.5 ° C (ver Fig. 21), y por encima mares interiores y aún más Las amplitudes de la temperatura del aire aumentan porque están influenciadas por la advección de las masas de aire. También influye la absorción directa de la radiación solar por las capas inferiores de aire durante el día y su emisión durante la noche.

Las mediciones de temperatura del aire y otros elementos meteorológicos se realizan en cabinas meteorológicas, donde se colocan termómetros a una altura de dos metros de la superficie. Las características de las variaciones diarias y anuales de la temperatura del aire se revelan promediando los resultados durante un largo período de observación.

Variación diaria de la temperatura del aire refleja la variación diurna de la temperatura de la superficie terrestre, pero los momentos de temperaturas máximas y mínimas están algo retrasados. La temperatura máxima del aire sobre la tierra se observa a las 2-3 p. La diferencia entre la temperatura máxima y mínima diaria del aire se llama rango de temperatura diario. Depende de una serie de factores: la latitud del lugar, la época del año, la naturaleza del subyacente...
superficie (tierra o agua), nubosidad, relieve, altura absoluta del terreno, naturaleza de la vegetación, etc. En general, es mucho mayor sobre la tierra (sobre todo en verano) que sobre el Océano. Con la altura, las fluctuaciones diarias de temperatura se desvanecen: sobre la tierra, a una altura de 2 a 3 km, sobre el océano, debajo.

Variación anual de la temperatura del aire- Cambios en las temperaturas medias mensuales del aire a lo largo del año. También repite el curso anual de la temperatura de la superficie activa. Amplitud anual de la temperatura del aire- la diferencia entre las temperaturas medias mensuales de los meses más cálidos y más fríos. Su valor depende de los mismos factores que la amplitud de la temperatura diaria y muestra patrones similares: aumenta con el aumento de la latitud geográfica hasta los círculos polares (Fig. 29). Esto se debe a la diferente afluencia de calor solar en verano e invierno, principalmente por el cambio de ángulo de incidencia de los rayos solares y por la diferente duración de la iluminación diaria durante el año en latitudes templadas y altas. La naturaleza de la superficie subyacente también es muy importante: sobre la tierra, la amplitud anual es mayor, puede alcanzar hasta 60 - 65 ° C, y sobre el agua, generalmente menos de 10 - 12 ° C (Fig. 30).

tipo ecuatorial. Las temperaturas anuales del aire son altas e incluso durante todo el año, pero todavía hay dos pequeños máximos de temperatura - - después de los días de los equinoccios (abril, octubre) y dos pequeños mínimos - - después de los días de los solsticios (julio, enero). Sobre los continentes, el rango de temperatura anual es de 5-10 °C, en las costas -3 °C, sobre los océanos - - sólo alrededor de 1 °C (Fig. 31).

tipo tropical. En el curso anual, se expresa un máximo de temperatura del aire - después de la posición más alta del Sol y un mínimo - después de la posición más baja en los días de los solsticios. Sobre los continentes, la amplitud de la temperatura anual es principalmente de 10 a 15 °C debido a la temperatura muy alta. temperaturas de verano, sobre los océanos - - alrededor de 5 ° С.

Tipo de latitudes templadas. En el curso anual de la temperatura del aire, el máximo y el mínimo están bien expresados, respectivamente, después de los días de verano y solsticios de invierno, y sobre los continentes la temperatura cambia cualitativamente durante el año, pasando por los 0°C (excepto en las costas occidentales de los continentes). La amplitud térmica anual en los continentes es de 25-40 °C, y en las profundidades de Eurasia alcanza los 60-65 °C debido a las bajísimas temperaturas invernales, sobre los océanos y en las costas occidentales de los continentes, donde las temperaturas son positivo todo el año, la amplitud es pequeña 10-15 °C.

En la zona templada se distinguen las subzonas subtropical, templada propiamente dicha y subpolar. Todo lo anterior referido a la propia subzona templada. En general, dentro de estas tres subzonas, las amplitudes anuales de la temperatura del aire aumentan al aumentar la latitud y la distancia a los océanos.

tipo polar caracterizada por inviernos duros y largos. En el curso anual, también se observa un máximo de temperatura cercano a 0 °C e inferior - durante el día polar y un mínimo de temperatura significativo - al final de la noche polar. El rango de temperatura anual en la tierra es de 30 a 40 °C, sobre los océanos y en las costas, alrededor de 20 °C.

Los tipos de variaciones anuales en la temperatura del aire se identifican a partir de promedios a largo plazo y reflejan fluctuaciones estacionales periódicas. La advección de masas de aire está asociada con desviaciones de temperatura de los valores promedio en años y estaciones individuales. Variabilidad de las temperaturas medias mensuales del aire en más característico de latitudes templadas y cercanas, especialmente en áreas de transición entre climas marítimos y continentales.

Para el desarrollo de la vegetación son muy importantes los indicadores de temperatura derivados, como por ejemplo la suma de temperaturas activas (la suma de un período con temperaturas medias diarias superiores a 10 °C). Determina en gran medida el conjunto de cultivos agrícolas en una determinada zona.

El curso diario de la temperatura del aire. se llama el cambio en la temperatura del aire durante el día; en general, refleja el curso de la temperatura de la superficie terrestre, pero los momentos del inicio de los máximos y mínimos son algo tardíos, el máximo ocurre a las 14 en punto, el mínimo después del amanecer.

Amplitud diaria de la temperatura del aire(la diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas del aire durante el día) es mayor en tierra que sobre el océano; disminuye cuando se mueve a latitudes altas (el mayor en los desiertos tropicales - hasta 40 0 ​​C) y aumenta en lugares con suelo desnudo. La magnitud de la amplitud diaria de la temperatura del aire es uno de los indicadores de la continentalidad del clima. En los desiertos es mucho mayor que en las zonas de clima marítimo.

Variación anual de la temperatura del aire(cambio en la temperatura media mensual durante el año) está determinada principalmente por la latitud del lugar. Amplitud anual de la temperatura del aire- la diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas medias mensuales.

La distribución geográfica de la temperatura del aire se muestra usando isotermas- líneas que conectan puntos en el mapa con la misma temperatura. La distribución de la temperatura del aire es zonal, las isotermas anuales generalmente tienen un rumbo sublatitudinal y corresponden a la distribución anual del balance de radiación.

En promedio para el año, el paralelo más cálido es 10 0 N.L. con una temperatura de 27 0 C es ecuador térmico. En verano, el ecuador térmico se desplaza a 20 0 N, en invierno se acerca al ecuador en 5 0 N. El desplazamiento del ecuador térmico en el SP se explica por el hecho de que en el SP la superficie terrestre ubicada en latitudes bajas es mayor en comparación con el SP y tiene temperaturas más altas durante el año.

El calor en la superficie terrestre se distribuye zonal-regional. Además de la latitud geográfica, la distribución de las temperaturas en la Tierra está influenciada por: la naturaleza de la distribución de la tierra y el mar, el relieve, la altitud sobre el nivel del mar, las corrientes marinas y de aire.

La distribución latitudinal de las isotermas anuales se ve perturbada por corrientes cálidas y frías. En las latitudes templadas del PN, las costas occidentales, bañadas por corrientes cálidas, son más cálidas que las costas orientales, por donde pasan corrientes frías. En consecuencia, las isotermas en las costas occidentales se doblan hacia el polo, en las costas orientales, hacia el ecuador.

La temperatura media anual de SP es +15,2 0 С, y SP es +13,2 0 С. En SP, las temperaturas mínimas son mucho más bajas; en las estaciones "Sovetskaya" y "Vostok" la temperatura era de -89,2 0 С (mínimo absoluto de SP). La temperatura mínima en tiempo despejado en la Antártida puede bajar a -93 0 C. Las temperaturas más altas se observan en los desiertos de la zona tropical, +58 0 С en Trípoli, +56.7 0 С en California, en el Valle de la Muerte.

Los mapas dan una idea de cuánto afectan los continentes y los océanos a la distribución de las temperaturas. isonoma(Los isonomas son líneas que conectan puntos con las mismas anomalías de temperatura). Las anomalías son desviaciones de las temperaturas reales de las de latitudes medias. Las anomalías son positivas y negativas. Se observan anomalías positivas en verano sobre continentes calientes. En Asia, las temperaturas son 4 0 C más altas que las de latitudes medias. En invierno, las anomalías positivas se ubican por encima de las corrientes cálidas (por encima de la corriente cálida del Atlántico Norte frente a la costa de Escandinavia, la temperatura es 28 0 C por encima de la norma). Las anomalías negativas se manifiestan en invierno sobre continentes fríos y en verano sobre corrientes frías. Por ejemplo, en Oymyakon en invierno la temperatura es 22 0 C por debajo de la norma.

Las siguientes zonas térmicas se distinguen en la Tierra (las isotermas se toman más allá de los límites de las zonas térmicas):

1. Caliente, está limitada en cada hemisferio por una isoterma anual de +20 0 С, que pasa cerca de los 30 0 s. sh. y si.sh.

2. Dos cinturones templados, que en cada hemisferio se encuentran entre la isoterma anual +20 0 C y +10 0 C del mes más cálido (julio o enero, respectivamente).

3. dos cinturones fríos, el límite pasa a lo largo de la isoterma 0 0 desde el mes más cálido. A veces hay regiones escarcha eterna, que se encuentran alrededor de los polos (Shubaev, 1977)

De este modo:

1. La única fuente de calor que tiene importancia práctica para el curso de los procesos exógenos en GO es el Sol. El calor del Sol ingresa al espacio del mundo en forma de energía radiante, que luego, absorbida por la Tierra, se convierte en energía térmica.

2. El rayo de sol en su camino está sujeto a numerosas influencias (dispersión, absorción, reflexión) de los diversos elementos del medio que penetra y de las superficies sobre las que cae.

3. La distribución de la radiación solar se ve afectada por: la distancia entre la tierra y el Sol; el ángulo de incidencia de los rayos del sol; la forma de la Tierra (predetermina la disminución de la intensidad de la radiación desde el ecuador hacia los polos). Esta es la razón principal de la asignación de zonas térmicas y, en consecuencia, la razón de ser de las zonas climáticas.

4. La influencia de la latitud del área en la distribución del calor se corrige por una serie de factores: relieve; distribución de tierra y mar; influencia de las corrientes marinas frías y cálidas; circulación atmosférica.

5. La distribución del calor solar se complica aún más por el hecho de que las regularidades y características de la distribución vertical se superponen a las regularidades de la distribución horizontal (a lo largo de la superficie terrestre) de la radiación y el calor.

El curso diario y anual de la temperatura del aire depende de la entrada de calor solar y de la naturaleza de la superficie subyacente. De acuerdo con el curso diario de la intensidad de la radiación solar, la temperatura máxima del aire durante el día entre el mar y el océano se produce alrededor de las 12:30, y sobre la tierra, alrededor de 14 o 15. La temperatura mínima del aire se produce poco antes del amanecer o en el momento de la salida del sol, es decir, durante el período de mayor enfriamiento de la superficie terrestre. La diferencia entre la temperatura del aire máxima y mínima por día se denomina amplitud de temperatura diaria.

El valor de la amplitud diaria de la temperatura del aire está lejos de ser constante y depende de la naturaleza de la superficie subyacente, la nubosidad, la humedad del aire, la estación y, finalmente, la latitud y la altura del lugar.

La mayor amplitud diaria de la temperatura del aire ocurre en las latitudes del sur, sobre la superficie arenosa, en la estación cálida, en ausencia de nubes y con baja humedad del aire, es decir, en las secas estepas del sur o en los desiertos. En estas condiciones, la diferencia entre la temperatura máxima y mínima por día puede alcanzar los 25-30 e incluso los 40°.

La presencia de nubosidad baja, niebla, precipitaciones suaviza en gran medida la variación diaria de temperatura. La amplitud de temperatura en estos casos es insignificante.

La amplitud diaria de la temperatura del aire sobre los océanos y grandes mares a gran distancia de la costa es pequeño y mide solo 2-3°. En otras palabras, como regla general, no hay cambios significativos en la temperatura del aire en el mar abierto (océano) durante el día. Este curso diario relativamente uniforme sobre los mares se explica por las propiedades térmicas del agua, que consisten en su pequeño y lento calentamiento y enfriamiento, que de la misma manera afecta la temperatura del aire adyacente a la superficie del agua.

En cuanto al curso anual de la temperatura del aire, depende de las mismas razones que el curso diario. En los continentes, el máximo generalmente ocurre en julio, el mínimo, en enero, que coincide con los períodos de solsticios más altos y más bajos. En los océanos y costas, hay un retraso en las temperaturas extremas: el máximo se observa en agosto, el mínimo en febrero o principios de marzo.

En la zona ecuatorial se observan dos temperaturas máximas, después de los equinoccios de primavera y otoño, cuando la altura del Sol es mayor, y dos mínimas después de los equinoccios de invierno y otoño. solsticios de verano, a la altura más baja del Sol en un año.

La diferencia entre la temperatura media mensual máxima y mínima durante el año se denomina amplitud térmica anual. Su valor depende principalmente de la naturaleza de la superficie subyacente y la latitud del lugar.

La amplitud anual más pequeña ocurre sobre los océanos, especialmente entre los trópicos, donde es solo de 1 a 3 °; en latitudes templadas aumenta a 5-10°, y en las regiones polares aún más.

La mayor amplitud anual se observa sobre la tierra, en las profundidades de los continentes en latitudes templadas y altas, donde puede alcanzar los 40-50°, y en algunos lugares hasta los 65°. Por ejemplo, en Verkhoyansk (Yakutia) la temperatura media en julio es de más 15° y en enero de menos 50°. En latitudes bajas sobre la tierra, la amplitud anual de la temperatura del aire es relativamente pequeña, lo que se explica por una entrada más uniforme de calor solar.