Особенности годового хода приземной температуры воздуха в разных частях Земли по данным ОА Гидрометцентра РФ

Изучению особенностей годового хода приземной температуры воздуха в настоящее время уделяется очень большое внимание ввиду его важности и актуальности. Прежде всего, это связано с глобальными изменениями климата (в частности с глобальным потеплением), происходящими в последнее столетие. Колебания температуры воздуха в течение года оказывают огромное влияние на деятельность человека (сельское хозяйство, промышленность). Их оценка и прогнозирование необходимы для развития экономики, предотвращения каких-либо негативных последствий.

Цель данной работы заключается в том, чтобы охарактеризовать общий ход температуры воздуха в приземном слое в течение года, выявить причины её колебаний в зависимости от различных факторов, объяснить возможные отклонения от средних многолетних данных, а также познакомить потребителя с некоторыми последними исследованиями ряда ученых.

Данная работа дает понять, насколько сильно на сегодняшний день развились представления об изменчивости температурного режима на планете в течение года в целом и об его закономерностях и особенностях в частности.

Основными исходными материалами при разработке данного вопроса явились труды таких авторов как Хромов С.П., Матвеев Л.Т., Будыко М.И., представителей Казанской школы. Кроме того, для исследовательской части были использованы данные объективного анализа некоторых метеовеличин в базе данных Гидрометцентра РФ.

1. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОiЕРЫ

1.1. Процессы нагревания и охлаждения воздуха.
Факторы, влияющие на нагревание и охлаждение воздуха

Тепловым режимом атмосферы называют характер распределеВнния и изменения температуры в атмосфере. Тепловой режим атмоВнсферы определяется главным образом ее теплообменом с окружающей средой, т.е. с деятельной поверхностью и космическим проВнстранством.

За исключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнечВнную энергию сравнительно слабо. В частности, непосредственно солнечными лучами тропосфера нагревается незначительно. ОсновВнным источником нагревания нижних слоев атмосферы является тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В дневные часы, когда приход радиации преобладает над излучением, деятельная поверхность нагревается; становится теплее воздуха, и тепло переВндается от нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло путем излучения и становится холоднее воздуха. В этом случае воздух отдает тепло почве, в результате чего сам он охлаждается. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере может осуществляться с помощью слеВндующих процессов.

1. Молекулярная теплопроводность. Воздух, соприкасающийся деятельной поверхностью, обменивается с ней теплом посредством молекулярной теплопроводности. Однако вследствие того, что коэфВнфициент молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха сравнительно мал, этот вид теплообмена тоже весьма мал по сравнению с другими видами.

2. Турбулентное перемешивание. Атмосферный воздух находится в постоянном движении. Движение отдельных его небольших порВнций, объемов, вихрей имеет неупорядоченный, хаотический харакВнтер. Такое движение называется турбулентным перемешиванием или, короче, турбулентностью. Турбулентность оказывает большое влияние на многие атмосферные процессы, в том числе на теплообмен. В результате турбулентного перемешивания атмосферы возникает интенсивный перенос тепла из более теплых ее слоев в менее теплые. Теплообмен между земной поверхностью и атмосферой посредством турбулентного перемешивания происходит значительно интенсивнее, чем теплообмен за счет молекулярной теплопроводности воздуха. Так, летом в полуденное время над сушей турбулентный поток тепла при одинаковом градиенте темВнпературы примерно в 10000 раз больше молекулярного. В отВндельных же случаях он может отличаться от молекулярного еще больше.

3. Тепловая конвекция. Тепловой конвекцией называется упоряВндоченный перенос отдельных объемов воздуха в вертикальном наВнправлении, возникающий в результате сильного нагрева нижнего слоя атмосферы. Теплые порции воздуха как более легкие подниВнмаются, а их место занимают холодные, которые затем тоже нагреваются и поднимаются. Тепловая конвекция первоначально возникает как движение отдельных небольших струй объемов, вихВнрей, которые постепенно сливаются, образуя мощный восходящий поток, сопровождаемый компенсирующими его нисходящими двиВнжениями в соседних районах. Вместе с перемешивающимися порВнциями воздуха происходит перенос тепла от более нагретых слоев атмосферы к менее нагретым.

Над сушей тепловая конвекция возникает в результате неравноВнмерного нагревания разных участков деятельной поверхности почвы. Над морем она тоже возникает в случае, когда водная поВнверхность теплее прилежащих слоев атмосферы. На водоемах такое положение часто имеет место в холодное время года и в ночные часы. Конвективный перенос тепла при благоприятных условиях может охватывать по вертикали всю толщу тропосферы.

4. Радиационная теплопроводность. Некоторую роль в передаче тепла от почвы к атмосфере играет излучение деятельной поверхВнностью длинноволновой радиации, поглощаемой нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последоваВнтельно передают тепло вышележащим слоям. В период охлаждения поверхности радиационный поток тепла направлен от вышележаВнщих слоев атмосферы вниз. Над сушей этот поток проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность резко осВнлаблена, а тепловая конвекция отсутствует.

5. Испарение влаги с деятельной поверхности и последующая конденсация (сублимация) водяного пара в атмосфере. При конВнденсации (сублимации) выделяется теплота, которая идет на наВнгревание окружающего воздуха.

Из пяти перечисленных процессов обмена теплом между деяВнтельной поверхностью и атмосферой превалирующая роль принадВнлежит турбулентному перемешиванию и тепловой конвекции. Изменения температуры, происходящие в результате описанных процессов в некотором объеме воздуха, принято называть индивиВндуальными. Они характеризуют изменение теплового состояния определенного количества воздуха. Однако температура в опредеВнленном месте может изменяться также в результате перемещения воздуха в горизонтальном направлении, т. е. при адвекции. При адвекции тепла в данное место поступает воздух, имеющий более высокую температуру, чем воздух, находившийся здесь раньше, а при адвекции холода - воздух, имеющий более низкую темпеВнратуру. Адвекция тепла (или холода) является важным фактором местного изменения температуры не только в тропосфере, но и в стратосфере [1].

Характер деятельной поверхности оказывает большое влияние на процессы нагревания и охлаждения прилегающего к ней слоя атмосферы. Тепловые воздействия суши и водной поверхности на атмосферу неодинаковы: деятельная поверхность суши отдает воздуху значительно большую часть получаемого ею лучистого тепла (35-50%), чем поверхность водоемов, которая большую часть получаемого тепла отдает более глубоким слоям. Много тепла на водоемах затрачивается также на испарение воды, и лишь незначительная его часть расходуется на нагревание воздуха. ПоВнэтому в периоды нагревания суши воздух на ней оказывается теплее, чем над водной поверхностью. Когда же деятельная поверхВнность охлаждается путем излучения, то суша, не накопившая достаВнточно запаса тепла, сравнительно быстро охлаждается и охлажВндает прилегающие слои воздуха.

Моря, океаны и большие озера в теплое время года накаплиВнвают в своей толще значительное количество тепла. В зимнее время они отдают его воздуху. Поэтому воздух над водными поверхВнностями зимой теплее, чем над сушей.

Поверхности материков в свою очередь являются неоднородВнными. Леса, болота, степи, поля отдают воздуху неодинаковые коВнличества тепла. Кроме того, почвы различных видов (чернозем, песок, торф) также оказывают неодинаковое термическое влияние на воздух [7].

Растительный покров оказывает существенное влияние на темВнпературу воздуха. Поверхность густого растительного покрова поВнглощает почти всю приходящую к ней радиацию и практически является деятельной поверхностью. Прилегающий к ней воздух днем прогревается, а по направлению вверх и вниз от этой поВнверхности температура убывает. Ночью над поверхностью растиВнтельного покрова в результате ее излучения воздух оказывается наиболее холодным. В редком растительном покрове охлажденный воздух несколько опускается до уровня с более густой листвой. В этом случае деятельной поверхностью является не внешняя поверхность растительности, а несколько более низкий уровень. Днем воздух над растительным покровом нагревается, а ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой. Это объясняется большой теплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистой энергии, поступающей на растительный покров, расходуется в нем на различные физические и биологические проВнцессы главным образом на испарение.

В лесу максимальные и минимальные температуры воздуха наблюдаются над кронами деревьев или, если листва редкая, неВнсколько ниже крон. Поэтому наибольшие амплитуды также отмеВнчаются над кронами, а выше и ниже они уменьшаются. Из многоВнчисленных наблюдений за температурой воздуха в лесу, под кроВннами деревьев и в открытом поле установлено, что в среднем темВнпература в лесу ниже, чем в поле. Повышая ночные минимумы и понижая дневные максимумы, лес сглаживает суточные колебания температуры. Амплитуды суточного хода температуры воздуха в лесу примерно на 2В°С меньше, чем в поле.

Тепловой режим города. Города оказывают значительное влияВнние на температуру воздуха. В летнее время жилые здания, разВнличные городские сооружения, дорожные покрытия и др., нагреВнваясь, отдают свое тепло воздуху. Поэтому температура воздуха в городе оказывается выше, чем в его окрестностях. Особенно велико это различие в вечерние часы, когда здания и сооружения, сильно нагревшиеся днем, постепенно отдают свое тепло воздуху. Кроме того, в городе почти отсутствуют участки открытой почвы и сравнительно малы площади растительного покрова, поэтому здесь меньше затраты тепла на испарение. Это также способствует повышению температуры воздуха в городе [5].

Зимой в городах вследствие пониженной прозрачности воздуха меньше эффективное излучение. Поэтому температура воздуха в городе зимой тоже несколько выше, чем в окрестностях. НаблюВндениями установлено [11], что среднегодовые температуры воздуха в гоВнродах на 0,5-1,0 В°С выше, чем в окрестностях. Чем крупнее города, тем больше эта разность.

Определено [4], что под влиянием антропогенных выбросов водяного пара и загрязнения атмосферы другими газообразными и твердыми примесями, изменения теплофизических и оптических (радиационных) свойств земной поверхности проВнизошли существенные изменения в мезоклиматическом режиме крупных городов и промышленных центров.

По данным ежедневных (за 8 сроков) метеорологических наблюдений в городе (Санкт - Петербург, Кемерово, Уфа, Н. Новгород, Архангельск, Екатеринбург и др.) и в нескольких пунктах, удаленных от него на несколько десятВнков километров, определены и проанализированы разности температур воздуВнха, давлений водяного пара и относительной влажности, в формировании коВнторых (разностей) основную роль играют мезомасштабные процессы и не сказывается влияние процессов синоптического и более крупного масштабов. ОпВнределены не только средние значения и квадратические отклонения, но и поВнстроены для различных сезонов года и времени суток функции распределения разностей этих метеовеличин, которые использованы для оценки вероятности превышения температуры, давления водяного пара и относительной влажноВнсти в городе по сравнению с его окрестностями (сельской местностью).

С целью выявления роли различных факторов в формировании поля температуры (Влострова теплаВ») выполнен расчет коэффициентов корреляции между разностью температур (город - окрестности) и концентрацией различВнных загрязняющих (парниковых) веществ в городе, а также между разностью температур и разностью давлений водяного пара.

Рассчитаны также коэффициенты корреляции между изменениями во времени температуры воздуха в городе и приращениями давления водяного пара за те же интервалы времени.

Анализ для различных сезонов года и времени суток корреляционных связей, равно как и функций распределения температуры и влажности воздуха позволили заключить: во все сезоны года определяющую роль в повышении (по сравнению с окрестностями) температуры в городе (формирования Влострова теплаВ») играет поглощение инфракрасной радиации антропогенным водяным паром, влияние других парниковых газов и аэрозоля примерно на порядок меньше; в дневные часы летом и частично весной сильно уменьшенная (вплоть до знака) разность температур между городом и окрестностями также формируется в основном под влиянием поглощения радиации водяным паром, однако в изменении давления водяного пара существенную роль играет различие в скоростях испарения (последняя в дневные часы летом в окрестностях больше, чем в городе).

1.2. Годовой ход температуры воздуха

Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние - выше. Вычислив для какого-либо места средние месячные температуры по многолетнему ряду наблюдений, увидим, что они плавно меняются от одного месяца к другому, повышаясь от января или февраля к июлю или августу и затем понижаясь.

Годовой ход температуры воздуха определяется, прежде всего, годовым ходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных темпеВнратур самого теплого и самого холодного месяцев.

В северном полушарии на континентах максимальная среднеВнмесячная температура воздуха наблюдается в июле, минимальВнная - в январе. На океанах и побережьях материков экстремальВнные температуры наступают несколько позднее: максимум - в августе, минимум - в феврале-марте. На суше амплитуды гоВндового хода температуры воздуха значительно больше, чем над водной поверхностью. Даже над сравнительно небольшими материковыми массивами Южного полушария они превышают 15В°С, а под широтой 60В° на материке Азии (в Якутии) они достигают 60В°С [3].

Не только моря, но и большие озерауменьшают годовую амплитуду температуры воздуха и смягчают климат. Посредине озера Байкал годовая амплитуда температуры воздуха 30-31В°С, на его берегах около 36В°С, а под той же широтой на р. Енисей 42В°С. Аналогичное влияние на температуру воздуха наблюдается на озерах Иссык-Куль, Ладожском, Севан и других [9].

Годовая амплитуда температуВнры воздуха растет, с географической широтой. На экваторе приВнток солнечной радиации меняется в течение года очень мало. По направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиаВнции между зимой и летом возрастают, а вместе с ними возрастают и годовые амплитуды температуры воздуха. Над океаном вдали от берегов широтное изменение годовой амплитуды невелико. Если бы Земля была сплошь покрыта океаном, свободным ото льда, то годовая амплитуда температуры воздуха менялась бы от нуля на экваторе до 5 - 6В° С на полюсе. В действительности над южной частью Тихого океана вдали от материков годовая амплитуда между 20 и 60В° ю. ш. увеличивается приблизительно с 3 до 5В° С. Над более узкой северной частью Тихого океана, где больше влияние соседних материков, амплитуда между 20 и 60В° с. ш. растет уже с 3 до 15В° С.

Большое влияние оказывают на годовой ход температуры воздуха погодные условия: туман, дождь и главВнным образом облачность. Отсутствие облачности зимой приводит к понижению средней температуры самого холодного месяца, а леВнтом - к повышению средней температуры самого теплого месяца.

Малые амплитудынаблюдаются и во многих областях над сушей и даже вдали от береговой линии, если в эти области часто приходят воздушные массы с моря (Западная Европа). ПовыВншенные амплитуды наблюдаются и над океаном, если в эти районы часто попадают воздушные массы с материка,например в западных частях океанов Северного полушария. Следовательно, величина годовой амплитуды температуры зависит не просто от характера подстилающей поверхности или от близости данного места к береговой линии, а от повторяемости в данном месте воздушных масс морского и континентального происхождения, т. е. от условий общей циркуляции атмосферы [2].

С высотой годовая амплитуда температуры убывает. В горах внетропического пояса температура убывает в среднем на 2В° С на каждый километр высоты, в свободной атмосфере больше. На рис. 1 видно, что над океаном к югу от Японии годовая амплитуда даже в пределах нижних 100 м. убывает вдвое. Во внетропических широтах значительный годовой ход температуВнры остается даже в верхней тропосфере и стратосфере. Он определяется сезонным изменением условий поглощения и отдачи радиации не только земной поверхностью, но и воздухом [10].

Рис. 1 Годовой ход температуры воздуха над океаном к югу Японии непосредственно над водой (1) и на высоте 100 м. (2)

Годовой ход температуры воздуха в разных географических зоВннах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступлеВнния экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.

1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюВндаются два максимума температуры - после весеннего и осеннего равноденствия, когда солнце над экватором в полдень находится в зените, и два минимума - после зимнего и летнего солнцестояВнния, когда солнце находится на наименьшей высоте. Амплитуды годового хода здесь малы, что объясняется малым изменением притока тепла в течение года. Над океанами амплитуды составВнляют около 1 В°С, а над континентами 5-10 В°С.

2. Тропический тип. В тропических широтах наблюдается проВнстой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летВннего и минимумом после зимнего солнцестояния. Амплитуды годоВнвого хода по мере удаления от экватора увеличиваются зимой. Средняя амплитуда годового хода над материками составляет 10 - 20В° С, над океанами 5 - 10В° С.

3. Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также отмечается годовой ход температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями - в августе. ГодоВнвые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и побеВнрежьями они в среднем составляют 10-15В° С, а на широте 60В° достигают 60В° С.

4. Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолВнжительной холодной зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Годовые амплитуды над океаном и побережьями полярных морей составляют 25-40В° С, а на суше превышают 65В° С. МаксиВнмум температуры наблюдается в августе, минимум - в январе.

Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявВнляются из многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания. В отдельные годы под влиянием вторВнжений теплых и холодных масс возникают отклонения от привеВнденных типов [1].

2. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В
РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ

2.1. Географическое распределение температуры приземного слоя атмосферы

Распределение температуры на обширных территориях или на всем земном шаре можно представить с помощью карт изотерм. Изотермами называют линии, соединяющие на карте точки с одиВннаковой температурой воздуха в данный момент или в среднем затот или иной промежуток времени.

Для сравнимости наблюдений, выполненных в различных пункВнтах, измеренную температуру приводят к уровню моря. НеобходиВнмость в этом вызвана тем, что температура воздуха в среднем убыВнвает с высотой. Поэтому над возвышенностями она в среднем ниже, чем в расположенных рядом долинах. Приведение температуры к уровню моря производится исходя из того, что в тропосфере она понижается в среднем на 0,6В° С/100 м.

Изотермы на картах в зависимости от цели их построения проВнводят через 1, 2, 4, 5В° С, а иногда и через 10В° С. Для выявления хаВнрактера в различное время года удобно пользоваться изотермами среднемесячной температуры двух месяцев года: самого холодного (января) и самого теплого (июля) [6].

Изотермы января (рис. 2) не совпадают с широтными кругами. Они имеют различные изгибы, наиболее ярко выраженные в северВнном полушарии, особенно в районах перехода с моря на сушу и наВноборот. Объясняется это различием температур воздуха над водоеВнмами и континентами. В южном полушарии, где преобладает водВнная поверхность изотермы, проходят более плавно и имеют почти широтное направление. В северном полушарии изотермы располоВнжены гуще, чем в южном. Особенно это проявляется над матеВнриками, где контрасты температур между отдельными районами больше, чем над океанами.

Рис. 2. Изотермы января (В°С)

Над северной частью Атлантического океана направление январских изотерм приближается к меридиональному. Объясняется это тем, что здесь на температуру воздуха влияет теплое течение Гольфстрим, омывающее западные берега Европы. Почти в мериВндиональном направлении зимой проходят изотермы и на севере европейской части России. Температура здесь понижается по мере удаления от океана, т. е. с запада на восток, примерно до 135В° в. д. На севере Якутии, в районе Верхоянска и Оймякона, располагается так называемый полюс холода, окаймленный изотермой -50В° С. В отдельные дни температура здесь опускается еще ниже: в ВерхоВнянске она достигала -68В° С, а в Оймяконе отмечен абсолютный миВннимум температуры воздуха в северном полушарии, равный -71В° С. Полюс холода в районе Оймякона обусловлен физико-географиВнческими факторами: Оймякон расположен в котловине, куда стеВнкает холодный воздух с севера. Здесь он застаивается, так как перемешивание его зимой при отсутствии значительного нагрева ослаблено.

Вторым полюсом холода в северном полушарии является ГренВнландия, где приведенная к уровню моря среднемесячная темпераВнтура самого холодного месяца составляет -55В° С. Минимальная температура здесь равна примерно 70В°С. Возникновение гренВнландского полюса холода связано с большим альбедо ледникового плато. Небольшие очаги холода на картах январских изотерм наВнблюдаются также над Скандинавией и Малой Азией. В южном поВнлушарии в январе лето. Поэтому над Южной Америкой, Африкой и Австралией в это время расположены очаги тепла.

Июльские изотермы (рис. 3) в северном полушарии располоВнжены значительно реже, чем январские, так как контрасты темпеВнратур между полюсом и экватором летом значительно меньше, чем зимой. Летом температура воздуха над материками выше, чем над океанами. Поэтому в северном полушарии над материками изоВнтермы изгибаются к северу. Над Северной Америкой, Африкой и Азией хорошо выражены замкнутые области тепла. Особенно слеВндует обратить внимание на область в Сахаре, где средняя темпеВнратура июля

Рис. 3. Изотермы июля (В°С)

составляет 40 В°С, а в отдельные дни она превышает 50 В°С. Абсолютный максимум температуры в Северной Африке соВнставляет 58В°С (южнее Триполи). Такая же температура была отВнмечена в Калифорнии, в Долине Смерти, где повышению темпераВнтуры воздуха способствует рельеф местности (высокие горы и глубокие долины).

Самые высокие среднегодовые температуры наблюдаются приВнмерно вдоль 10В° с. ш. Линия, соединяющая точки с максимальВнными среднегодовыми температурами, называется термическим экВнватором. Летом термический экватор смещается к 20В° с. ш., а зиВнмой приближается к 5-10В° с. ш., т. е. всегда остается в северном полушарии. Объясняется это тем, что в северном полушарии больше материков, которые нагреваются сильнее, чем океаны южВнного полушария.

В южном полушарии в июле зима. Изотермы здесь проходят почти в зональном направлении, т. е. совпадают по направлению с параллелями. В высоких южных широтах температура резко поВннижается по направлению к Антарктиде. На ледяном плато АнтаркВнтиды наблюдаются самые низкие температуры воздуха. На поВнбережье Антарктиды средняя температура июля изменяется от -15 до -35В° С, а в центре Восточной Антарктиды она достигает -70В° С. В отдельные дни температура здесь опускается ниже -80В° С. Например, на ст. Восток, расположенной на 78В° ю. ш., заВнрегистрирована самая низкая на земном шаре температура воздуха у земной поверхности, равная -88,3В° С. Таким образом, район, в котором расположена ст. Восток, является полюсом холода не только для южного полушария, но и для всего земного шара. Такое сильное охлаждение воздуха здесь объясняется тем, что ст. Восток расположена на плато, на высоте 3420 м. над уровнем моря, где при слабом ветре в условиях полярной ночи происходит сильное выхолаживание воздуха [2].

2.2. Непериодические изменения температуры воздуха.
Континентальность климата

Во внетропических широтах непериодические изменения темпеВнратуры воздуха настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В остальное время он затушевывается непериодическими изменениями, которые могут быть очень интенсивными. Например, похолодания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 10-20В° С в течение одного часа.

В тропических широтах непериодические изменения температуВнры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.

Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волнаВнми холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениВнями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в Западной Европе - с европейской территории России. Холодные воздушные массы иногда проникают в Средиземноморский бассейн и даже достигают Северной Африки и Передней Азии. Но чаще они задерживаются перед горными хребтами Европы, расположенныВнми в широтном направлении, особенно перед Альпами и Кавказом. Поэтому климатические условия Средиземноморского бассейна и Закавказья значительно отличаются от условий близких, но более северных районов.

В Азии холодный воздух свободно проникает до горных хребтов, ограничивающих с юга и востока территорию среднеазиВнатских республик, поэтому зимы на Туранской низменности достаточно холодны. Но такие горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Алтай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения хоВнлодных воздушных масс к югу. В редких случаях значительные адвективные похолодания наблюдаются, однако, и в Индии: в Пенджабе в среднем на 8 - 9В° С, а в марте 1911 г. температура упала на 20В° С. Холодные массы при этом обтекают горные массивы с запада. Легче и чаще холодный воздух проникает наюго-восток Азии, не встречая попути значительных преград.

В Северной Америке нет горных хребтов, проходящих в широтном направлении. Поэтому холодные массы арктического воздуха могут беспрепятственно распространяться до Флориды и Мексиканского залива.

Над океанами вторжения холодных воздушных масс могут глубоко проникать в тропики. Конечно, холодный воздух постеВнпенно прогревается над теплой водой, но все же он может вызывать заметные понижения температуры.

Вторжения морского воздуха из средних широт АтлантическоВнго океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Чемдальше в глубь Евразии, тем меньше становится повторяемость атлантических воздушных масс и тем больше меняются над материком их первоначальные свойства. Но все же влияние вторжений с Атлантики на климат можно проследить вплоть до Среднесибирского плоскогорья и Средней Азии.

Тропический воздух вторгается в Европу и зимой, и летом из Северной Африки и из низких широт Атлантики. Летом воздушВнные массы, близкие по температуре к воздушным массам тропиков и поэтому также называемые тропическим воздухом, формируВнются на юге Европы или приходят в Европу из Казахстана и Средней Азии. На Азиатской территории России летом наблюдаются вторжения тропического воздуха из Монголии, Северного Китая, из южных районов Казахстана и из пустынь Средней Азии.

В отдельных случаях сильные повышения температуры (до +30В° C) при летних вторжениях тропического воздуха распроВнстраняются до Крайнего Севера России.

В Северную Америку тропический воздух вторгается как с Тихого, так и с Атлантического океана, особенно с МексиканскоВнго залива. На самом материке массы тропического воздуха формируются над Мексикой и югом США.

Даже в области Северного полюса температура воздуха зимой иногда повышается до нуля в результате адвекции из умеренных широт, причем потепление можно проследить во всей тропосфере.

Перемещения воздушных масс, приводящие к адвективным изменениям температуры, связаны с циклонической деятельноВнстью.

В менее значительных пространственных масштабах резкие непериодические изменения температуры могут быть связаны с фенами в горных районах, т.е. с адиабатическим нагреванием воздуха при его нисходящем движении.

Так как непериодические изменения температур каждый год происходят по-разному, то и средняя годовая температура воздуха в каждом отдельном пункте в разные годы различна. Так, в Москве в 1862 г. средняя годовая температура была +1,2В° C, в 1925 г. +6,1В° С. Средняя температура того или иного месяца в отдельные годы варьирует в еще более широких пределах, особенно для зимних месяцев. Так, в Москве за 170 лет средняя температура января колебалась в пределах 19В° С (от -21 до -2В° С), а июля тАФв пределах 7В° С (от +15 до +22В° С). Но это крайние пределы колебаний. В среднем температура того или другого месяца отдельного года отклоняется от многолетней средней для этого месяца зимой примерно на 3В° С и летом на 1,5В° С в ту или другую сторону [2].

Отклонение средней месячной температуры от климатической нормы называют аномалией средней месячной температуры данного месяца. Среднюю многолетнюю величину из абсолютных значений месячных аномалий температуры можно принять за меру изменчивости, которая тем больше, чем интенсивнее непериодичеВнские изменения температуры в данной местности, придающие одному и тому же месяцу в разные годы различный характер.Поэтому изменчивость средних месячных температур возрастает с широтой: в тропиках она небольшая, в умеренных широтах значительная, в морском климате меньше, чем в континентальном. Особенно велика изменчивость в переходных областях между морским и континентальным климатом, где в одни годы могут преобладать морские воздушные массы, в другие тАФ континентальВнные [8].

Континентальность климата. Климат над морем, характеризующийся малыми годовыВнми амплитудами температуры, естественно назвать морским в отличие от континентального климата над сушей с большими годовыми амплитудами температуры. Морской климат распроВнстраняется и на прилегающие к морю области материков, над которыми велика повторяемость морских воздушных масс. Можно сказать, что морской воздух приносит на сушу морской климат. Области океанов, где преобладают воздушные массы с близлежаВнщего материка, обладают скорее континентальным, чем морским, климатом.

Хорошо выражен морской климат в Западной Европе, где круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана. На крайнем западе Европы годовые амплитуды темпераВнтуры воздуха всего несколько градусов. С удалением от Атлантического океана в глубь материка годовые амплитуды температуры растут. Иначе говоря, растет континентальность климата. В Восточной Сибири годовые амплитуды достигают нескольких десятков градусов. Лето здесь более жаркое, чем в Западной Европе, зима гораздо более суровая. Близость Восточной Сибири к Тихому океану не имеет существенного значения, так как вследствие условий общей циркуляции атмосферы воздух с этого океана не проникает далеко в Сибирь, особенно зимой. Только на Дальнем Востоке приток воздушных масс с океана летом понижает температуру и тем самым несколько уменьшает годовую амплитуду.

Континентальный климат в среднем годовом холоднее морского. Это значит, что большая амплитуда в континентальном климате умеренных и высоких широт в сравнении с морским климатом создается не столько повышением летних температур, сколько понижением зимних температур. В тропических широтах, наобоВнрот, повышенная амплитуда над сушей создается не столько более холодной зимой, сколько более жарким летом. Поэтому и средняя годовая температура в тропиках выше в континентальном климате, чем в морском.

По мере продвижения в глубь Евразии с запада на восток средние температуры самого теплого и самого холодного месяцев, средние годовые температуры и годовые амплитуды температуры меняются так, как это показано ниже (табл. 1) для нескольких мест на 52-й параллели:

Таблица 1.

Особенности распределения средних температур и годовых амплитуд воздуха в зависимости от континентальности климата

Город	Долгота	Январь, В°С	Июль, В°С	Год, В°С	Амплитуда, В°С
Трейли	10В°З	+7	+15	+10	8
Мюнстер	7В°В	+1	+17	+9	16
Варшава	21В°В	-5	+18	+7	23
Курск	36В°В	-10	+19	+5	29
Оренбург	55В°В	-15	+22	+3	37
Рубцовск	80В°В	-18	+22	+3	40
Нерчинск	116В°В	-30	+23	-2	53

Вместе с этим смотрят:

"Нивхи"

32-я Стрелковая дивизия (результаты поисковой работы группы "Память" МИВлГУ)

4 capitals of Great Britain

About Canada

Description of Canada