Тепловой режим атмосферы. Тепловой режим земной поверхности и атмосферы Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности
Нагревание n n n поверхности Тепловой баланс поверхности определяет её температуру, величину и изменение. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Эту поверхность называют деятельной поверхностью.
n n Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающей поверхности, и определяется ее теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) - вода.
n Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому почвогрунты нагреваются быстрее чем вода, но и остывают быстрее. n Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же при остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием.
n n n n Температуру измеряют термометрами в градусах: В системе СИ – в градусах Кельвина ºК Внесистемные: В градусах Цельсия ºС и градусах Фаренгейта ºF. 0 ºК = - 273 ºC. 0 ºF = -17, 8 °С 0 ºC = 32 ºF
ºC = 0, 56 * F – 17, 8 ºF = 1, 8 * C + 32
Суточные колебания температуры в почвогрунтах n n n На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений в течении суток температур запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором прекращаются колебания суточных значений температуры, называют слоем постоянной суточной температуры.
n n Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором прекращаются колебания суточных значений температуры, называют слоем постоянной суточной температуры.
Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см. Павловск, май.
Годовые колебания температуры в почвогрунтах n n В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19 -20 м, в высоких - на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики - на глубине 5 -10 м. Моменты наступления в течении года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20 -30 суток на каждый метр.
Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см в Калининграде
Суточный ход температуры поверхности суши n n n В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 -14 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности
n n Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80 ºС и более. Суточные амплитуды температур достигают 40 ºС. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).
n Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 1415 часов, минимум - через 2 -3 часа после восхода Солнца.
Суточные колебания температуры в морской воде n n Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0, 1 ºС, в умеренных 0, 4 ºС, в тропических - 0, 5 ºС. Глубина проникновения этих колебаний 15 -20 м.
Годовые изменения температуры суши n n Самый теплый месяц в северном полушарии – июль, самый холодный – январь. Годовые амлитуды изменяются от 5 ºС на экваторе, до 60 -65 ºС в резкоконтинентальных условиях умеренного пояса.
Годовой ход температуры в океане n n Годовой максимум и минимум температуры на поверхности Океана запаздывают примерно на месяц по сравнению с сушей. Максимум в северном полушарии приходится на август, минимум - на февраль. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1 ºС в экваториальных широтах до 10, 2 ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200 -300 м.
Передача тепла в атмосферу n n n Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Тепло в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и в результате выделения тепла при конденсации водяного пара.
Передача тепла при конденсации n n За счет нагревания поверхности вода переходит в водяной пар. Водяной пар увлекается поднимающимся воздухом вверх. При понижении температуры может переходить в воду (конденсация). При этом выделяется тепло в атмосферу.
Адиабатический процесс n n n В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса (за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию). Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на это энергия освобождается, и температура воздуха растет.
n n Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1 ºС на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается на 0, 6 ºС, т. к. в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла.
При опускании и сухой и влажный воздух нагревается одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит. n На каждые 100 м спуска воздух нагревается на 1ºС. n
Инверсия n n n Возрастание температуры с высотой называют инверсией, а слой, в котором температура с высотой возрастает, - слоем инверсии. Виды инверсии: - Радиационная инверсия- инверсия излучения, образуется после захода Солнца, когда солнечные лучи нагревают верхние слои; - Адвективная инверсия - образуется в результате вторжения (адвекции) теплого воздуха на холодную поверхность; - Орографическая инверсия - холодный воздух стекает в понижения и там застаивается.
Типы распределения температуры с высотой а - приземная инверсия, б – приземная изотермия, в – инверсия в свободной атмосфере
Адвекция n n Вторжение (адвекция) воздушной массы, сформировавшейся в других условиях, на данную территорию. Теплые воздушные массы вызывают повышение температуры воздуха данной территории, холодные – понижение.
Суточный ход температуры свободной атмосферы n n n Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0, 5 км, летом - до 2 км. В слое мощностью 2 м суточный максимум обнаруживается около 14 -15 часов и минимум после восхода Солнца. Амплитуда суточных амплитуда температур с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая в субтропических широтах, наименьшая - в полярных.
n n n Линии равных температур называются изотермами. Изотерма с самыми высокими значениями среднегодовой температуры называется «Термический экватор» Термический экватор проходит по 5º с. ш.
Годовой ход температуры воздуха n n n Зависит от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается. Выделяют 4 типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.
n n Экваториальный тип - два максимума (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда на Океаном около 1 ºС, над сушей - до 10 ºС. Температура весь год положительная. Тропический тип - один максимум (после летнего солнестояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5 ºС, на суше - до 20 ºС. Температура весь год положительная.
n n Умеренный тип - один максимум (над сушей в июле, над Океаном - в августе) и один минимум (на суше в январе, в океане - в феврале), четыре сезона. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты и по мере удаления от океана: на побережье 10 ºС, вдали от океана - 60 ºС и более. Температура в холодный сезон отрицательная. Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная, лето короткое и прохладное. Годовая амплитуда 25 ºС и более (над сушей до 65 ºС). Температура большую часть года отрицательная.
n Усложняющими факторами годового хода температуры, как и для суточного хода, являются характер подстилающей поверхности (растительность, снежный или ледовый покров), высота местности, удаленность от океана, вторжение отличных по термическому режиму воздушных масс
n n n Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8 ºС, в июле +22 ºС; в южном - в июле +10 ºС, в январе +17 ºС. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, для северного полушария 14 ºС, для южного только 7 ºС, что свидетельствует о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14 ºС.
Мировые рекордсмены n n n Абсолютные максимумы температуры воздуха наблюдались: в северном полушарии - в Африке (Ливия, +58, 1 ºС) и на Мексиканском нагорье (Сан-Луи, +58 ºС). в южном полушарии - в Австралии (+51ºС), Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (-88, 3 ºС, ст. Восток) и в Сибири (Верхоянск, -68 ºС, Оймякон, -77, 8 ºС). Среднегодовая температура самая высокая в Северной Африке (г. Лу, Сомали, +31 ºС), самая низкая - в Антарктиде (ст. Восток, -55, 6 ºС).
Тепловые пояса n n n Это широтные пояса Земли с определенными температурами. Из-за неравномерного распределения суши и океанов, воздушных и водных течений тепловые пояса не совпадают с поясами освещенности. За границы поясов принимают изотермы - линии равных температур.
Тепловые пояса n n Выделяют 7 тепловых поясов. -жаркий пояс, расположен между годовой изотермой +20 ºС северного и южного полушария; - два умеренных пояса, ограниченных со стороны экватора годовой изотермой +20 ºС, а со стороны полюсов изотермой +10 ºС самого теплого месяца; - два холодных пояса, находящихся между изотермами +10 ºС и 0 ºС самого теплого месяца;
Почва – компонент климатической системы, являющийся наиболее активным аккумулятором солнечного тепла, поступающего на поверхность земли.
Суточный ход температуры подстилающей поверхности имеет один максимум и один минимум. Минимум наступает около восхода солнца, максимум – в послеполуденные часы. Фаза суточного хода и его суточная амплитуда зависят от времени года, состояния подстилающей поверхности, количества и осадков, а также, от местоположения станций, типа почвы и ее механического состава.
По механическому составу почвы делятся на песчаные, супесчаные и суглинистые, различающиеся между собой по теплоемкости, температуропроводности и генетическим свойствам (в частности, по цвету). Темные почвы поглощают больше солнечной радиации и, следовательно, сильнее прогреваются, чем светлые. Песчаные и супесчаные почвы, характеризующиеся меньшей , теплее суглинистых.
В годовом ходе температуры подстилающей поверхности прослеживается простая периодичность с минимумом в зимнее время и максимумом летом. На большей части территории России наиболее высокая температура почвы наблюдается в июле, на Дальнем Востоке в прибрежной полосе Охотского моря, на и – в июле – августе, на юге Приморского края – в августе.
Максимальные температуры подстилающей поверхности в течение большей части года характеризуют экстремальное термическое состояние почвы, и лишь для самых холодных месяцев – поверхности .
Условиями погоды, благоприятными для достижения подстилающей поверхностью максимальных температур, являются: малооблачная погода, когда максимален приток солнечной радиации; малые скорости ветра или штиль, поскольку повышение скорости ветра способствует увеличению испарения влаги из почвы; малое количество осадков, так как сухая почва характеризуется меньшей тепло- и температуропроводностью. Кроме того, в сухой почве меньше затраты тепла на испарение. Таким образом, абсолютные максимумы температуры обычно отмечаются в наиболее ясные солнечные дни на сухой почве и, обычно, в послеполуденные часы.
Географическое распределение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности сходно с распределением изогеотерм средних месячных температур поверхности почвы в летние месяцы. Изогеотермы имеют в основном широтное направление. Влияние морей на температуру поверхности почвы проявляется в том, что на западном побережье Японского и , на Сахалине и Камчатке широтное направление изогеотерм нарушается и становится близким к меридиональному (повторяет очертания береговой линии). На Европейской части России значения среднего из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от 30–35°С на побережье северных морей до 60–62°С на юге Ростовской области, в Краснодарском и Ставропольском краях, в Республике Калмыкия и Республике Дагестан. В районе средние из абсолютных годовых максимумов температуры поверхности почвы на 3–5°С ниже, чем в близлежащих равнинных территориях, что связано с влиянием возвышенностей на увеличение осадков в данном районе и увлажнение почвы. Равнинные территории, закрытые возвышенностями от преобладающих ветров, отличаются пониженным количеством осадков и меньшими скоростями ветра, а, следовательно, и повышенными значениями экстремальных температур поверхности почвы.
Наиболее быстрый рост экстремальных температур с севера на юг происходит в зоне перехода от лесной и зон к зоне , что связано с уменьшением осадков в степной зоне и с изменением состава почв. На юге при общем низком уровне содержания влаги в почве одним и тем же изменениям влажности почвы соответствуют более значительные различия в температуре почв, отличающихся между собой по механическому составу.
Так же резко происходит уменьшение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности с юга на север в северных районах Европейской части России, при переходе от лесной зоны к зонам и тундры – районам избыточного увлажнения. Северные районы Европейской части России, благодаря активной циклонической деятельности, кроме всего прочего, отличаются от южных районов повышенным количеством облачности, что резко снижает приход солнечной радиации к земной поверхности.
На Азиатской части России наиболее низкие из средних абсолютных максимумов имеют место на островах и севере (12–19°С). По мере продвижения к югу происходит увеличение экстремальных температур, причем на севере Европейской и Азиатской частей России это увеличение происходит более резко, чем на остальной территории. В районах с минимальным количеством осадков (например, районы междуречья Лены и Алдана) выделяются очаги повышенных значений экстремальных температур. Так как районы отличаются очень сложным , то экстремальные температуры поверхности почвы для станций, находящихся в различных формах рельефа (горные районы, котловины, низменности, долины крупных сибирских рек), сильно отличаются. Наибольших значений средние из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности достигают на юге Азиатской части России (кроме прибрежных районов). На юге Приморского края средние из абсолютных годовых максимумов ниже чем в континентальных районах, расположенных на той же широте. Здесь их значения достигают 55–59°С.
Минимальные температуры подстилающей поверхности наблюдаются также при вполне определенных условиях: в наиболее холодные ночи, в часы близкие к восходу солнца, при антициклональном режиме погоды, когда малая облачность благоприятствует максимальному эффективному излучению.
Распределение изогеотерм средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности аналогично распределению изотерм минимальных температур воздуха. На большей части территории России, кроме южных и северных районов, изогеотермы средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности принимают меридиональную направленность (убывают с запада на восток). На Европейской части России средние из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от – 25°С в западных и южных районах до –40…–45°С в восточных и, особенно, северо-восточных районах (Тиманский кряж и Большеземельская тундра). Самые высокие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры (–16…–17°С) имеют место на Черноморском побережье. На большей части Азиатской части России средние из абсолютных годовых минимумов варьируют в пределах –45…–55°С. Столь незначительное и достаточно равномерное распределение температуры на огромной территории связано с однотипностью условий образования минимальных температур в районах, подверженных влиянию сибирского .
В районах Восточной Сибири со сложным рельефом, особенно в Республике Саха (Якутия), наряду с радиационными факторами, существенное влияние на уменьшение минимальных температур оказывают особенности рельефа. Здесь в сложных условиях горной страны во впадинах и котловинах создаются особенно благоприятные условия для выхолаживания подстилающей поверхности. В Республике Саха (Якутия) имеют место наиболее низкие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности на территории России (до –57…–60°С).
На побережье арктических морей, в связи с развитием здесь активной зимней циклонической деятельности, минимальные температуры выше, чем во внутренних районах. Изогеотермы имеют почти широтное направление, и понижение средних из абсолютных годовых минимумов с севера на юг происходит довольно быстро.
На побережье изогеотермы повторяют очертания берегов. Влияние Алеутского минимума проявляется в повышении средних из абсолютных годовых минимумов в прибрежной зоне по сравнению с внутренними районами, особенно на южном побережье Приморского края и на Сахалине. Средние из абсолютных годовых минимумов составляют здесь –25…–30°С.
От величины отрицательных температур воздуха в холодный период года зависит промерзание почвы. Важнейшим фактором, препятствующим промерзанию почвы, является наличие снежного покрова. Такие его характеристики, как время образования, мощность, продолжительность залегания определяют глубину промерзания почвы. Позднее установление снежного покрова способствует большему промерзанию почвы, так как в первую половину зимы интенсивность промерзания почвы наибольшая и, наоборот, раннее установление снежного покрова препятствует значительному промерзанию почвы. Влияние толщины снежного покрова наиболее сильно проявляется в районах с низкой температурой воздуха.
При одних и тех же глубина промерзания зависит от типа почвы, ее механического состава и влажности.
Например, в северных районах Западной Сибири при низкой и мощном снежном покрове глубина промерзания почвы меньше, чем в более южных и теплых районах с малым . Своеобразная картина имеет место в районах с неустойчивым снежным покровом (южные районы Европейской части России), где он может способствовать увеличению глубины промерзания почвы. Это связано с тем, что при частой смене морозов и оттепелей на поверхности тонкого снежного покрова образуется ледяная корка, коэффициент теплопроводности которой в несколько раз больше теплопроводности снега и воды. Почва при наличии такой корки значительно быстрее охлаждается и промерзает. Уменьшению глубины промерзания почвы способствует наличие растительного покрова, так как он задерживает и накапливает снег.
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ И АТМОСФЕРЫ
Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху , называют деятельной. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.
Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы.
Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой. В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров. Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять + 80°С и более. Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.
Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июне , минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16 часов, а на глубине 20 см - около 19 часов и т. д. При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных колебаний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см - 8°, а на глубине 30 см - 4°.
На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебания температур, тем глубже они распространяются. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м. Моменты наступления в течение года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом , если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверхность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает на значительную глубину , нагревая непосредственно некоторый ее слой.
Подвижность воды делает возможным перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь происходит в 1000 - 10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием. Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных - 0,4°, в тропических - 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15- 20м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м. Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца.
Тепловой режим нижнего слоя атмосферы.
Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией.
Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы).
При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью , получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования.
В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменение температуры. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается , затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха растет.
Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично компенсирующего тепло, затраченное на расширение.
Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного давления и изменяется в значительных пределах. Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м, насыщенный на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м.
В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении, будет иметь разную температуру - конечная температура будет выше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.
Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент для тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5-2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.
Возрастание температуры с высотой называется инверсией , а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,- слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения) . Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние инверсии могут охватывать слой до 1,5 км.
Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвентивными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвективные инверсии дней выражены слабо , ночью они усиливаются радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких инверсий способствует еще не стаявший снежный покров.
С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха связаны заморозки. Заморозки - понижение температуры воздуха ночью до 0° и ниже в то время, когда средние суточные температуры выше 0° (осень, весна). Может быть и так, что заморозки наблюдаются только на почве при температуре воздуха над ней выше нуля.
Тепловое состояние атмосферы оказывает влияние на распространение в ней света. В тех случаях, когда температура с высотой резко изменяется (повышается или понижается), возникают миражи.
Мираж - мнимое изображение предмета, появляющееся над ним (верхний мираж) или под ним (нижний мираж). Реже бывают боковые миражи (изображение появляется сбоку). Причина миражей - искривление траектории световых лучей, идущих от предмета к глазу наблюдателя, в результате их преломления на границе слоев с разной плотностью.
Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км в общем отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км.
Амплитуда суточных колебаний температуры с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая суточная амплитуда - в субтропических широтах, наименьшая - в полярных. В умеренных широтах суточные амплитуды различны в разные времена года. В высоких широтах наибольшая суточная амплитуда весной и осенью, в умеренных - летом.
Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.
Выделяют четыре типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.
Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда над Океаном около 1°, над сушей - до 10°. Температура весь год положительная.
Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и одни минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5°, на суше - до 20°. Температура весь год положительная.
Умеренный тип -
один максимум (в северном полушарии над сушей в июле, над Океаном в августе) и один минимум (в северном полушарии над сушей в январе, над Океаном в феврале). Отчетливо выделяются четыре сезона: теплый, холодный и два переходных. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты, а также по мере удаления от Океана: на побережье 10°, вдали от Океана - до 60° и более (в Якутске - -62,5°). Температура в холодный сезон отрицательна.
Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности.
Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели (солярные температуры). Действительно среднегодовые температуры воздуха определяются тепловым балансом и зависят от характера подстилающей поверхности и непрерывного межширотного теплообмена , осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Океана, а поэтому существенно отличаются от солярных.
Действительные средние годовые температуры воздуха у земной поверхности в низких широтах ниже, а в высоких, наоборот, выше солярных. В южном полушарии действительные средние годовые температуры на всех широтах ниже, чем в северном. Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8° С, в июле +22° С; в южном - в июле +10° С, в январе +17° С. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, составляющие для северного полушария 14°, а для южного только 7°, свидетельствуют о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14° С.
Если отметить на различных меридианах наивысшие средние годовые или месячные температуры и соединить их, получим линию теплового максимума, называемую также часто термическим экватором. Правильнее, вероятно, считать термическим экватором параллель (широтный круг) с наивысшими нормальными средними температурами года или какого-либо месяца. Термический экватор не совпадает с географическим и "сдвинут" к северу. В течение года он перемещается от 20° с. ш. (в июле) до 0° (в январе). Причин смещения термического экватора к северу несколько: преобладание суши в тропических широтах северного полушария, антарктический полюс холода, и, возможно, имеет значение продолжительность лета (лето южного полушария короче).
Тепловые пояса.
За границы тепловых (температурных) поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:
жаркий пояс , расположенный между годовой изотермой +20° северного и южного полушарий;два умеренных пояса , ограниченные со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;
Два холодных пояса , находящиеся между изотермой + 10° и и самого теплого месяца;
Два пояса мороза , расположенные около полюсов и ограниченные изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном - область внутри параллели 60° ю. ш.
Температурные пояса - основа климатических поясов. В пределах каждого пояса наблюдаются большие разнообразия температур в зависимости от подстилающей поверхности. На суше очень велико влияние рельефа на температуру. Изменение температуры с высотой на каждые 100 м неодинаково в различных температурных поясах. Вертикальный градиент в нижнем километровом слое тропосферы изменяется от 0° над ледяной поверхностью Антарктиды до 0,8° летом над тропическими пустынями. Поэтому способ приведения температур к уровню моря с помощью среднего градиента (6°/100 м) может иногда привести к грубым ошибкам. Изменение температуры с высотой - причина вертикальной климатической поясности.
Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью . В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80 0 С в субтропиках и около 60 0 С в умеренных широтах.
Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40 0 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 0 С.
Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.
Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-3 0), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60 0).
Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.
С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6 0 на 100 м. Вместе с тем ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,4 0 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).
В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).
Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью .
Максимальное значение всех элементов теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечается летом, минимальные – зимой.
В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум – около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности.
Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80 о С и более. Суточные колебания достигают 40 о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).
Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающего субстрата, и будет определяться его теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) – вода.
Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому они нагреваются и остывают быстрее, чем вода.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебаний температур, тем глубже они распространяются. Так в средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких – на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики – на глубине 5-10 м. Моменты наступления максимальных и минимальных температур в течение года запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр.
Температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.
Суточные колебания температуры на поверхности океана в высоких широтах в среднем всего 0,1ºС, в умеренных – 0,4ºС, в тропических – 0,5ºС, Глубина проникновения этих колебаний 15-20 м.
Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1ºС в экваториальных широтах до 10,2ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум – через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум – на февраль.
Вопрос 7(атмосфера) --изменение температуры воздуха с высотой. Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твердые частички. Общая масса последних незначительна в сравнении со всей массой атмосферы. Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, является влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах, в отличие от других составных частей воздуха: у земной поверхности оно колеблется между сотыми долями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар может переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, может поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности. Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьирует в довольно широких пределах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60° (в тропических пустынях) и около -90° (на материке Антарктиды). С высотою температура воздуха меняется в разных слоях и в разных случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10-15 км, затем растет до 50-60 км, потом снова падает и т. д. - ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ ГРАДИЕНТ син. ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ГРАДИЕНТ ТЕМПЕРАТУРЫ – vertical temperature gradient – изменение температуры с ростом высоты над уровнем моря, взятое на единицу расстояния. Считается положительным, если температура с высотой падает. В обратном случае, например, в стратосфере, температуpa при подъеме повышается, и тогда образуется обратный (инверсионный) вертикальный градиент, которому присваивается знак минус. В тропосфере В. т. г. в среднем 0,65o/100 м, но в отдельных случаях может превышать 1o/100 м или принимать отрицательные значения при инверсиях температуры. В приземном слое на суше в теплое время года он может быть выше в десятки раз. - Адиабатический процесс - Адиабатический процесс (адиабатный процесс) - термодинамический процесс, происходящий в системе без теплообмена с окружающей средой (), т. е. в адиабатически изолированной системе, состояние которой можно изменить только путем изменения внешних параметров. Понятие адиабатической изоляции является идеализацией теплоизолирующих оболочек или сосудов Дьюара (адиабатные оболочки). Изменение температуры внешних тел не оказывает влияния на адиабатически изолированной системы, а их энергия U может изменяться только за счет работы, совершаемой системой (или над ней). Согласно первому началу термодинамики, при обратимом адиабатическом процессе для однородной системы, где V - объем системы, p - давление, а в общем случае, где aj, - внешние параметры, Аj - термодинамические силы. Согласно второму началу термодинамики, при обратимом адиабатическом процессе энтропия постоянна, а при необратимом - возрастает. Очень быстрые процессы, при которых не успевает произойти теплообмен с окружающей средой, например, при распространении звука, можно рассматривать как адиабатический процесс. Энтропия каждого малого элемента жидкости при его движении со скоростью v остается постоянной, поэтому полная производная энтропии s, отнесенной к единице массы, равна нулю, (условие адиабатичности). Простым примером адиабатического процесса является сжатие (или расширение) газа в теплоизолированном цилиндре с теплоизолированным поршнем: при сжатии температуpa возрастает, при расширении - убывает. Другим примером адиабатического процесса может служить адиабатическое размагничивание, которое используют в методе магнитного охлаждения. Обратимый адиабатический процесс, называется также изоэнтропийным, изображается на диаграмме состояния адиабатой (изоэнтропой). -Поднимающийся воздух, попадая в разреженную среду, расширяется, происходит его охлаждение, а опускающийся, наоборот, благодаря сжатию нагревается. Такое изменение температуры за счет внутренней энергии, без притока и отдачи тепла, называется адиабатическим. Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент - это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на 1° С на каждые 100 метров поднятия или опускания, а влажноадиабатический градиент - это понижение температуры влажного насыщенного воздуха меньше чем на 1° С на каждые 100 метров поднятия.
-Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии, то есть к увеличению температуры с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения (см. атмосфера Земли).
Различают два типа инверсии:
1.приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности (толщина слоя инверсии - десятки метров)
2.инверсии температуры в свободной атмосфере (толщина слоя инверсии достигает сотни метров)
Инверсия температуры препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию дымки, тумана, смога, облаков, миражей. Инверсия сильно зависит от местных особенностей рельефа. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15-20 °C и более. Наибольшей мощностью обладают приземные инверсии температуры в Восточной Сибири и в Антарктиде в зимний период.
Билет.
Суточный ход температуры воздуха- изменение температуры воздуха в течение суток. Суточный ход температуры воздуха в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наблюдается в 14 часов, минимум-после восхода Солнца. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом-до 2 км.
Суточная амплитуда температуры воздуха- разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток. Суточная амплитуда температуры воздуха наибольшая в тропических пустынях-до 40 0 , в экваториальных и умеренных широтах она уменьшается. Суточная амплитуда меньше зимой и в облачную погоду. Над водной поверхностью она значительно меньше, чем над сушей; над растительным покровом меньше, чем над оголенными поверхностями.
Годовой ход температуры воздуха определяется прежде всего широтой места. Годовой ход температуры воздуха- изменение среднемесячной температуры в течение года. Годовая амплитуда температуры воздуха- разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами. Выделают четыре типа годового хода температуры; в каждом типе два подтипа-морской и континентальный, характеризующиеся различной годовой амплитудой температуры. В экваториальном типе годового хода температуры наблюдается два небольших максимума и два небольших минимума. Максимумы наступают после дней равноденствия, когда солнце в зените над экватором. В морском подтипе годовая амплитуда температуры воздуха составляет 1-2 0 , в континентальном 4-6 0 . Температура весь год положительная. В тропическом типе годового хода температуры выделяется один максимум после летнего солнцестояния и один минимум-после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии. В морском подтипе годовая амплитуда температур равна 5 0 , в континентальном 10-20 0 . В умеренном типе годового хода температуры также наблюдается один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, зимой температуры отрицательные. Над океаном амплитуда сосотавляет 10-15 0 , над сушей увеличивается по мере удаления от океана: на побережье-10 0 , в центре материка-до 60 0 . В полярном типе годового хода температуры сохраняется один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, температура большую часть года-отрицательная. Годовая амплитуда на море равна 20-30 0 , на суше-60 0 . Выделенные типы отражают зональный ход температуры, обусловленный притоком солнечной радиации. На годовой ход температуры большое влияние оказывает перемещение воздушных масс.
Билет.
Изотермы -линии, соединяющие на карте точки с одинаковыми температурами.
Летом материки больше прогреты, изотермы над сушей изгибаются в строну полюсов.
На карте зимних температур (декабрь в Северном полушарии и июль в Южном) изотермы значительно отклоняются от параллелей. Над океанами изотермы далеко продвигаются к высоким широтам, образуя «языки тепла»; над сушей изотермы отклоняются к экватору.
Средняя годовая температура Северного полушария +15,2 0 С, а Южного +13,2 0 С. Минимальная температура в Северном полушарии достигла -77 0 С (Оймякон) и -68 0 С (Верхоянск). В Южном полушарии минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура -89,2 0 С. Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до -93 0 С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса, в Триполи +58 0 С; в Калифорнии, в долине Смерти отмечена температура +56,7 0 .
О том, насколько сильно материки и океаны влияют на распредление температур, дают представлние карты изаномал. Изаномалы- линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур. Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные наблюдаются летом над прогретыми материками
Тропики и полярные круги нельзя считать действительными границами тепловых поясов(система классификации климатов по темп-ре воздуха) , так как на распределение температур влияет еще ряд факторов: рапределение суши и воды, течений. За границы тепловых поясов приняты изотермы. Жаркий пояс распологаетя между годовыми изотермами 20 0 С и оконтуривает полосу дикорастущих пальм. Границы умернного пояса проводятся по изотерме 10 0 С самого теплого месяца. В Северном полушарии граница совпадает с распространением лесотундры. Граница холодного пояса проходит по изотерме 0 0 С самого теплого месяца. Пояса мороза распологаются вокруг полюсов.