Материал: 5721

120

северном полушарии приходится 39% всей площади, а в южном – лишь 19%. В связи с этим в среднем за год северное полушарие на всех широтах теплее южного, и средняя за год температура северного полушария оказывается равной 15,2°С, а южного – 13,3°С, в среднем для всей земли она равна 14,2°С.

Временная изменчивость температуры воздуха.

Временная изменчивость температуры воздуха рассматривается в суточном, месячном, сезонном, полугодовом и годовом режимов. Для климатических характеристик в основном используется годовой ход температуры воздуха. Годовые колебания температуры воздуха в каждом пункте определяются прежде всего годовыми изменениями притока тепла от Солнца, но в то же время сильно зависят от характера подстилающей поверхности и ряда других указанных выше факторов (рис. 5.4).

Рис. 5.4. Годовой ход температуры на разных широтах.

1 – Батавия ( =6,2° ю.ш.), 2 – Ассуан ( = 24° с.ш.), 3 – Саратов ( = 51с.ш.), 4 – Верхоянск ( = 67° с.ш.), 5 – Трауренберг ( = -

80° с.ш.).

В северном полушарии наибольшая средняя месячная температура воздуха наблюдается в июле–августе, а наименьшая

– в январе-феврале. Влияние континентов и океанов проявляется

121

в том, что над континентами амплитуда годовых колебаний значительно больше, чем над океанами и побережьями, а также в том, что над континентами крайние значения наблюдаются несколько раньше (ближе к моментам солнцестояния), чем над океанами.

Тепловой баланс подстилающей поверхности

Солнечная энергия, поступающая на земную поверхность, преобразуется в тепловую энергию и распространяется в глубинные слои почвы, воды, а также в атмосферу. Перераспределение и всех форм преобразования солнечной энергии помогает составлению теплового баланса подстилающей поверхности и атмосферы, выражающего приходо-расход тепла в системе земля-атмосфера.

Земная поверхность получает значительное количество энергии от Солнца. Для поверхности суши уравнение теплового баланса отражает процесс распределения тепла, поступающего к поверхности и идущего на нагревание почвы и воздуха, а также на испарение воды с поверхности почвы. Для того чтобы его составить, необходимо просуммировать все потоки тепловой энергии между элементом поверхности и окружающим пространством.

Первой и самой существенной составной частью теплового баланса является радиационный баланс R. Второй составляющей теплового баланса является теплообмен в почве В. Третья составляющая теплового баланса представляет собой теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой Р. Четвертый член характеризует тепло, затрачиваемое на испарение влаги (или выделяющееся при конденсации) с подстилающей поверхности

LE.)

Суммируя все потоки тепла между единичной площадкой подстилающей поверхности и окружающим пространством (т.е. почвой и воздухом), получим следующее уравнение теплового баланса подстилающей поверхности:

R = В + Р+ LE

Тепловой баланс положителен, если приход тепла к подстилающей поверхности больше расхода (рис. 5.5.).

123

теплообмен в ней за такой промежуток времени можно принять равным нулю (В=0), т.е. считать, что количество тепла, получаемого ею за год, равно количеству отдаваемого тепла. В этом случае уравнение будет иметь вид:

R = Р + LE

Для поверхности сухой почвы, с которой не происходит испарения (т.е. LE = 0), тогда R = В + Р, а в среднем за год R = Р, т.е. все радиационное тепло расходуется на теплообмен с атмосферой (табл. 5.3).

Для поверхности океанов и морей, занимающих ¼ всей поверхности земного шара уравнение теплового баланса имеет вид: Ro = Во + Р+ LE, где Ro – радиационный баланс водной поверхности, Во - величина теплообмена в океане.

5.3.Водный режим земной поверхности

Изучение водного режима земной поверхности тесно связано с распределением давления воздуха, формированием воздушных масс высокого и низкого давления (антициклонов и циклонов).

Среднее распределение давления у земной поверхности (на уровне моря) хорошо изучено на основании средних многолетних данных. В самом общем виде оно характеризуется тем, что в экваториальной зоне наблюдается пониженное давление. К югу и к северу от этой зоны давление увеличивается и достигает максимума у 30-40° северной и южной широт. Это так называемые субтропические пояса высокого давления. Далее к высоким широтам (60-70° широты) давление понижается и притом особенно в южном полушарии. От этой субполярной зоны пониженного давления к полюсам оно опять несколько увеличивается.

Такова схематически общая картина распределения давления по земному шару. В действительности даже в средних выводах оно оказывается значительно сложнее, как это и можно, например, видеть, рассматривая карты изобар (рис. 5.6 и 5.7), на которых приведено среднее распределение давления на уровне моря в январе (зима) и в июле (лето).

124

Рис. 5.6. Изобары на уровне моря. Январь. (В.В.Шулейкн).

Рис. 5.7. Изобары на уровне моря. Июль. (В.В.Шулейкин)