Тепловий режим атмосфери. Тепловий режим земної поверхні та атмосфери Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні
Нагрівання n n n поверхні Тепловий баланс поверхні визначає її температуру, величину та зміну. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче шарів, що лежить, так і атмосфері. Цю поверхню називають діяльною поверхнею.
n n Поширення тепла від діяльної поверхні залежить від складу підстилаючої поверхні, і визначається її теплоємністю та теплопровідністю. На поверхні материків підстилаючим субстратом є ґрунтоґрунти, в океанах (морях) – вода.
n Грунти грунту загалом мають меншу ніж воду теплоємність, і більшу теплопровідність. Тому грунтоґрунти нагріваються швидше ніж вода, але й остигають швидше. n Вода повільніше нагрівається та повільніше віддає тепло. До того ж при охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що супроводжується перемішуванням.
n n n n Температуру вимірюють термометрами в градусах: У системі СІ – у градусах Кельвіна ºК Позасистемні: У градусах Цельсія ºС і 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
Добові коливання температури в грунтах n n n На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних та мінімальних значень протягом доби температур запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Амплітуда добових коливань температур із глибиною зменшується на кожні 15 см у 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури ґрунту "загасають". Шар, у якому припиняються коливання добових значень температури, називають шаром постійної добової температури.
n n Амплітуда добових коливань температур із глибиною зменшується на кожні 15 см у 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури ґрунту "загасають". Шар, у якому припиняються коливання добових значень температури, називають шаром постійної добової температури.
Добовий перебіг температури у ґрунті на різних глибинах від 1 до 80 см. Павловськ, травень.
Річні коливання температури в грунтах n n У середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19 -20 м, у високих - на глибині 25 м, а в тропічних широтах, Де річні амплітуди температур невеликі - на глибині 5 -10 м. Моменти наступу протягом року максимальних і мінімальних температур запізнюються в середньому на 20 -30 діб на кожен метр.
Річний перебіг температури у ґрунті на різних глибинах від 3 до 753 см у Калінінграді
Добовий хід температури поверхні суші n n n У добовому ході температури поверхні, сухої та позбавленої рослинності, у ясний день максимум настає після 13 -14 годин, а мінімум – близько моменту сходу Сонця. Порушувати добовий перебіг температури може бути хмарність, викликаючи зсув максимуму і мінімуму. Великий вплив на перебіг температури надає вологість та рослинність поверхні
n n Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80 ºС і більше. Добові амплітуди температур сягають 40 ºС. Величини екстремальних значень та амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).
n Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні з сушею. Максимум настає близько 1415 годин, мінімум – через 2 –3 години після сходу Сонця.
Добові коливання температури в морській воді n n Добові коливання температури на поверхні Океану у високих широтах в середньому всього 0, 1 ºС, помірних 0, 4 ºС, у тропічних - 0, 5 ºС. Глибина проникнення цих коливань 15-20 м.
Річні зміни температури суші n n Найтепліший місяць у північній півкулі – липень, найхолодніший – січень. Річні амлітуди змінюються від 5 ºС на екваторі, до 60 -65 ºС у різкоконтинентальних умовах помірного пояса.
Річний хід температури в океані n n Річний максимум і мінімум температури на поверхні Океану запізнюються приблизно на місяць у порівнянні з сушею. Максимум у північній півкулі припадає на серпень, мінімум – на лютий. Річні амплітуди температури на поверхні Океану від 1 ºС в екваторіальних широтах до 10, 2 ºС у помірних. Річні коливання температури проникають глибину 200 -300 м.
Передача тепла в атмосферу n n n Атмосферне повітря незначно нагрівається сонячними променями. Атмосфера нагрівається від поверхні, що підстилає. Тепло в атмосферу передається конвекцією, адвекцією та в результаті виділення тепла при конденсації водяної пари.
Передача тепла при конденсації n n За рахунок нагрівання поверхні вода переходить у водяну пару. Водяна пара захоплюється повітрям, що піднімається вгору. У разі зниження температури може переходити у воду (конденсація). При цьому виділяється тепло у атмосферу.
Адіабатичний процес n n n У повітрі, що піднімається, температура змінюється внаслідок адіабатичного процесу (за рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу і роботи у внутрішню енергію). Повітря, що піднімається, розширюється, виконує роботу, на яку витрачає внутрішню енергію, і температура його знижується. Повітря, що опускається, навпаки, стискається, витрачена на це енергія звільняється, і температура повітря зростає.
nn Сухе або містить водяні пари, але ненасичене ними повітря, піднімаючись, адіабатично охолоджується на 1 ºС на кожні 100 м. Повітря, насичене водяними парами, при підйомі на 100 м охолоджується на 0, 6 ºС, т. . , що супроводжується виділенням тепла
При опусканні сухе і вологе повітря нагрівається однаково, оскільки при цьому конденсації вологи не відбувається. n На кожні 100 м спуску повітря нагрівається на 1ºС. n
Інверсія n n n Зростання температури з висотою називають інверсією, а шар, у якому температура з висотою зростає - шаром інверсії. Види інверсії: - Радіаційна інверсія-інверсія випромінювання, що утворюється після заходу Сонця, коли сонячні променінагрівають верхні шари; - адвективна інверсія – утворюється в результаті вторгнення (адвекції) теплого повітря на холодну поверхню; - Орографічна інверсія - холодне повітря стікає у пониження і там застоюється.
Типи розподілу температури з висотою а - приземна інверсія, б - приземна ізотермія, в - інверсія у вільній атмосфері
Адвекція n n Вторгнення (адвекція) повітряної маси, що сформувалася в інших умовах, на цю територію. Теплі повітряні маси викликають підвищення температури повітря цієї території, холодні – зниження.
Добовий перебіг температури вільної атмосфери n n n Добовий та річний перебіг температури в нижньому шарі тропосфери до висоти 2 км відображає перебіг температури поверхні. З віддаленням від поверхні амплітуди коливань температури зменшуються, а моменти максимуму та мінімуму запізнюються. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку – до 2 км. У шарі потужністю 2 м добовий максимум можна знайти близько 14 -15 годин і мінімум після сходу Сонця. Амплітуда добових амплітуда температур із збільшенням широти місця зменшується. Найбільша у субтропічних широтах, найменша – у полярних.
n n n Лінії рівних температур називаються ізотермами. Ізотерма з найвищими значеннями середньорічної температури називається Термічний екватор Термічний екватор проходить по 5º с. ш.
Річний перебіг температури повітря n n n Залежить від широти місця. Від екватора до полюсів річна амплітуда коливань температури повітря зростає. Виділяють 4 типи річного ходу температури за величиною амплітуди та за часом настання крайніх температур.
n n Екваторіальний тип - два максимуми (після моментів рівнодення) і двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда на Океаному близько 1 ºС, над суходолом - до 10 ºС. Температура весь рік позитивна. Тропічний тип - один максимум (після літнього сонцестояння) та один мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном – близько 5 ºС, на суші – до 20 ºС. Температура весь рік позитивна.
n n Помірний тип - один максимум (над сушею в липні, над Океаном - у серпні) і один мінімум (на суші в січні, в океані - у лютому), чотири сезони. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти і в міру віддалення від океану: на узбережжі 10 ºС, далеко від океану - 60 ºС і більше. Температура у холодний сезон негативна. Полярний тип - зима дуже тривала та холодна, літо коротке та прохолодне. Річна амплітуда 25 ºС і більше (над сушею до 65 ºС). Температура більшу частину року негативна.
n Ускладнюючими факторами річного ходу температури, як і для добового ходу, є характер підстилаючої поверхні (рослинність, сніговий або льодовий покрив), висота місцевості, віддаленість від океану, вторгнення відмінних за термічним режимом повітряних мас
n n n Середня температураповітря біля земної поверхні у північній півкулі у січні +8 ºС, у липні +22 ºС; у південному – у липні +10 ºС, у січні +17 ºС. Річні амплітуди коливань температури повітря для північної півкулі 14 ºС, для південної лише 7 ºС, що свідчить про меншу континентальність південної півкулі. Середня протягом року температура повітря біля земної поверхні загалом +14 ºС.
Світові рекордсмени n n n Абсолютні максимуми температури повітря спостерігалися: у північній півкулі – в Африці (Лівія, +58, 1 ºС) та на Мексиканському нагір'ї (Сан-Луї, +58 ºС). у південній півкулі - в Австралії (+51ºС), Абсолютні мінімуми відзначені в Антарктиді (-88, 3 ºС, ст. Схід) та в Сибіру (Верхоянськ, -68 ºС, Оймякон, -77, 8 ºС). Середньорічна температура найвища в Північній Африці(м. Лу, Сомалі, +31 ºС), найнижча – в Антарктиді (ст. Схід, -55, 6 ºС).
Теплові пояси n n n Це широтні пояси Землі з певними температурами. Через нерівномірний розподіл суші та океанів, повітряних та водних течій теплові пояси не збігаються з поясами освітленості. За межі поясів приймають ізотерми – лінії рівних температур.
Теплові пояси n n Виділяють 7 теплових поясів. -спекотний пояс, розташований між річною ізотермою +20 ºС північної та південної півкулі; - два помірних пояси, обмежених з боку екватора річною ізотермою +20 ºС, а з боку полюсів ізотермою +10 ºС найтеплішого місяця; - два холодні пояси, що знаходяться між ізотермами +10 ºС і 0 ºС найтеплішого місяця;
Ґрунт – компонент кліматичної системи, що є найактивнішим акумулятором сонячного тепла, що надходить на поверхню ґрунту.
Добовий перебіг температури підстилаючої поверхні має один максимум та один мінімум. Мінімум настає біля сходу сонця, максимум - в південь. Фаза добового ходу та його добова амплітуда залежать від пори року, стану підстилаючої поверхні, кількості та опадів, а також, від розташування станцій, типу ґрунту та його механічного складу.
За механічним складом ґрунти діляться на піщані, супіщані та суглинні, що розрізняються між собою за теплоємністю, температуропровідністю та генетичними властивостями (зокрема, за кольором). Темні ґрунти поглинають більше сонячної радіації і, отже, сильніше прогріваються, ніж світлі. Піщані та супіщані грунти, що характеризуються меншою, теплішою за суглинисті.
У річному ході температури підстилаючої поверхні простежується проста періодичність з мінімумом зимовий часта максимумом влітку. На більшій частині території Росії найбільш висока температура грунту спостерігається в липні Далекому Сходіу прибережній смузі Охотського моря, на та – у липні – серпні, на півдні Приморського краю – у серпні.
Максимальні температури підстилаючої поверхні протягом більшої частини року характеризують екстремальний термічний стан ґрунту, і лише для найхолодніших місяців – поверхні.
Умовами погоди, сприятливими для досягнення підстилаючої поверхні максимальних температур, є: малохмарна погода, коли максимальний приплив сонячної радіації; малі швидкості вітру або штиль, оскільки підвищення швидкості вітру сприяє збільшенню випаровування вологи з ґрунту; мала кількість опадів, оскільки сухий грунт характеризується меншою тепло- і температуропровідністю. Крім того, у сухому ґрунті менші витрати тепла на випаровування. Таким чином, абсолютні максимуми температури зазвичай відзначаються у найбільш ясні сонячні дніна сухому грунті і, як правило, в післяполуденний годинник.
Географічне розподіл середніх з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні подібно до розподілу ізогеотерм середніх місячних температур поверхні грунту в літні місяці. Ізогеотерми мають в основному широтний напрямок. Вплив морів на температуру поверхні грунту проявляється в тому, що на західному узбережжі Японського і , на Сахаліні та Камчатці широтний напрямок ізогеотерм порушується і стає близьким до меридіонального (повторює контури берегової лінії). На Європейській частині Росії значення середнього з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні змінюються від 30-35 ° С на узбережжі північних морів до 60-62 ° С на півдні Ростовської області, Краснодарському і Ставропольському краях, в Республіці Калмикія та Республіці Дагестан. У районі середні з абсолютних річних максимумів температури поверхні ґрунту на 3–5°С нижчі, ніж у прилеглих рівнинних територіях, що пов'язано з впливом височин на збільшення опадів у даному районі та зволоження ґрунту. Рівнинні території, закриті височинами від переважаючих вітрів, відрізняються зниженою кількістю опадів і меншими швидкостями вітру, отже, і підвищеними значеннями екстремальних температур поверхні грунту.
Найбільш швидке зростання екстремальних температур з півночі на південь відбувається в зоні переходу від лісової та зон до зони, що пов'язано зі зменшенням опадів у степовій зоні та зі зміною складу ґрунтів. На півдні при загальному низькому рівні вмісту вологи в ґрунті одним і тим же змінам вологості ґрунту відповідають більш значні відмінності в температурі ґрунтів, що відрізняються між собою за механічним складом.
Так само різко відбувається зменшення середніх з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні з півдня на північ у північних районах Європейської частини Росії, при переході від лісової зони до зон та тундри – районів надмірного зволоження. Північні райони Європейської частини Росії завдяки активній циклонічній діяльності, крім іншого, відрізняються від південних районів підвищеною кількістю хмарності, що різко знижує прихід сонячної радіації до земної поверхні.
На Азіатській частині Росії найнижчі із середніх абсолютних максимумів мають місце на островах та півночі (12–19°С). У міру просування на південь відбувається збільшення екстремальних температур, причому на півночі Європейської та Азіатської частин Росії це збільшення відбувається різкіше, ніж на решті території. У районах з мінімальною кількістю опадів (наприклад, райони міжріччя Лєни та Алдану) виділяються осередки підвищених значень екстремальних температур. Так як райони відрізняються дуже складним, то екстремальні температури поверхні ґрунту для станцій, що знаходяться в різних формахрельєфу (гірські райони, улоговини, низовини, долини великих сибірських річок) сильно відрізняються. Найбільших значень середні з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні досягають Півдні Азіатської частини Росії (крім прибережних районів). На півдні Приморського краю середні з абсолютних річних максимумів нижчі ніж у континентальних районах, розташованих на тій самій широті. Тут їх значення сягають 55–59°С.
Мінімальні температури підстилаючої поверхні спостерігаються також за цілком певних умов: у найхолодніші ночі, у години близькі до сходу сонця, при антициклональному режимі погоди, коли мала хмарність сприяє максимальному ефективному випромінюванню.
Розподіл ізогеотерм середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстилаючої поверхні аналогічний розподілу ізотерм мінімальних температур повітря. На більшій частині території Росії, крім південних та північних районів, ізогеотерми середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстилаючої поверхні приймають меридіональну спрямованість (зменшуються із заходу на схід). На Європейській частині Росії середні з абсолютних річних мінімумів температури підстильної поверхні змінюються від – 25°С у західних та південних районах до –40…–45°С у східних та, особливо, північно-східних районах (Тиманський кряж та Великоземельська тундра). Найвищі значення середніх абсолютних річних мінімумів температури (–16…–17°С) мають місце на Чорноморське узбережжя. Здебільшого Азіатської частини Росії середні з абсолютних річних мінімумів варіюють не більше –45…–55°С. Такий незначний і досить рівномірний розподіл температури на величезній території пов'язаний з однотипністю умов утворення мінімальних температур у районах, схильних до впливу сибірського.
У районах Східного Сибірузі складним рельєфом, особливо у Республіці Саха (Якутія), поруч із радіаційними чинниками, значний вплив зменшення мінімальних температур надають особливості рельєфу. Тут у складних умовах гірської країни у западинах і улоговинах створюються особливо сприятливі умови для вихоложення поверхні, що підстилає. У Республіці Саха (Якутія) мають місце найнижчі значення середніх з абсолютних річних мінімумів температури поверхні, що підстилає на території Росії (до –57…–60°С).
На узбережжі арктичних морів, у зв'язку з розвитком активної зимової циклонічної діяльності, мінімальні температури вищі, ніж у внутрішніх районах. Ізогеотерми мають майже широтний напрямок, і зниження середніх з абсолютних річних мінімумів з півночі на південь відбувається досить швидко.
На узбережжі ізогеотерми повторюють контури берегів. Вплив Алеутського мінімуму проявляється у підвищенні середніх з абсолютних річних мінімумів у прибережній зоні порівняно з внутрішніми районами, особливо на південному узбережжі Приморського краю та на Сахаліні. Середні з абсолютних річних мінімумів становлять тут –25…–30°С.
Від величини негативних температур повітря холодний період року залежить промерзання грунту. Найважливішим фактором, що перешкоджає промерзанню ґрунту, є наявність снігового покриву. Такі його характеристики як час утворення, потужність, тривалість залягання визначають глибину промерзання грунту. Пізнє встановлення сніжного покриву сприяє більшому промерзанню ґрунту, так як у першу половину зими інтенсивність промерзання ґрунту найбільша і, навпаки, раннє встановлення сніжного покриву перешкоджає значному промерзанню ґрунту. Вплив товщини снігового покриву найбільше проявляється в районах з низькою температурою повітря.
При одних і тих же глибина промерзання залежить від типу ґрунту, його механічного складу та вологості.
Наприклад, у північних районах Західного Сибіру при низькому та потужному сніжному покриві глибина промерзання грунту менша, ніж у більш південних та теплих районах з малим. Своєрідна картина має місце у районах з нестійким сніговим покривом (південні райони Європейської частини Росії), де він може сприяти збільшенню глибини промерзання ґрунту. Це пов'язано з тим, що при частій зміні морозів і відлиг на поверхні тонкого снігового покриву утворюється крижана кірка, коефіцієнт теплопровідності якої в кілька разів більший за теплопровідність снігу і води. Грунт за наявності такої кірки значно швидше охолоджується та промерзає. Зменшенню глибини промерзання ґрунту сприяє наявність рослинного покриву, оскільки він затримує та накопичує сніг.
ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ ПІДСТИЛЮЄ ПОВЕРХНІ І АТМОСФЕРИ
Поверхня, що безпосередньо нагрівається сонячними променями і віддає тепло нижчим шарам і повітрю, називають діяльною.Температура діяльної поверхні, її величина та зміна (добовий та річний хід) визначаються тепловим балансом.
Максимальне значення майже всіх складових теплового балансуспостерігається близько південь. Виняток є максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранковий годинник.
Максимальні амплітуди добового перебігу складових теплового балансу відзначаються влітку, мінімальні – взимку. У добовому ході температури поверхні, сухої та позбавленої рослинності, у ясний день максимум настає після 13 годин, а мінімум – близько моменту сходу Сонця. Хмарність порушує правильний перебіг температури поверхні та викликає зміщення моментів максимумів та мінімумів. Великий вплив на температуру поверхні надають її вологість та рослинний покрив. Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80°С і більше. Добові коливання досягають 40 °. Їхня величина залежить від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, від рослинного покриву, а також від експозиції схилів.
Річний перебіг температури діяльного шару різний у різних широтах. Максимум температури в середніх та високих широтах зазвичай спостерігається у червні, мінімум – у січні. Амплітуди річних коливань температури діяльного шару в низьких широтах дуже малі, середніх широтах суші вони досягають 30°. На річні коливання температури поверхні у помірних та високих широтах сильно впливає сніговий покрив.
На передачу тепла від шару до шару витрачається час і моменти настання максимальних і мінімальних протягом доби температур запізнюються на кожні 10 см приблизно на 3 години. Якщо на поверхні найвища температура була близько 13 годин, на глибині 10 см максимум температури настане близько 16 годин, а на глибині 20 см - близько 19 годин і т. д. При послідовному нагріванні шарів нижчележачих від вищележачих кожен шар поглинає деяку кількість тепла. Чим глибший шар, тим менше тепла він отримує і тим слабше в ньому коливання температури. Амплітуда добових коливань температури із глибиною зменшується на кожні 15 см у 2 рази. Це означає, що й на поверхні амплітуда дорівнює 16°, то глибині 15 див - 8°, але в глибині 30 див - 4°.
На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури ґрунту "загасають". Шар, у якому ці коливання практично припиняються, називається шаром постійної добової температури.
Чим більший період коливання температур, тим глибше вони поширюються. У середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, у високих широтах на глибині 25 м. У тропічних широтах річні амплітуди температури невеликі і шар постійної річної амплітуди розташований на глибині всього 5-10 м. та мінімальних температур запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр. Таким чином, якщо найменша температура на поверхні спостерігалася у січні, на глибині 2 м вона настає на початку березня. Спостереження показують, що температура у шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.
Вода, маючи більшу теплоємність і меншу теплопровідність, ніж суша, повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. Частина сонячних променів, що падають на водну поверхню, поглинається верхнім шаром, а частина їх проникає на значну глибину, нагріваючи безпосередньо деякий її шар.
Рухливість води уможливлює перенесення тепла. Внаслідок турбулентного перемішування передача тепла вглиб відбувається у 1000 – 10 000 разів швидше, ніж шляхом теплопровідності. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що супроводжується перемішуванням. Добові коливання температури на поверхні Океану у високих широтах у середньому всього 0,1°, у помірних – 0,4°, у тропічних – 0,5°. Глибина проникнення цих коливань 15-20м. Річні амплітуди температури на поверхні Океану від 1 в екваторіальних широтах до 10,2 в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м. Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні з сушею. Максимум настає близько 15-16 години, мінімум - через 2-3 години після сходу Сонця.
Тепловий режим нижнього шару атмосфери.
Повітря нагрівається в основному не сонячними променями безпосередньо, а за рахунок передачі йому тепла поверхнею, що підстилає (процеси випромінювання і теплопровідності). Найважливішу роль у перенесенні тепла від поверхні у вищерозташовані шари тропосфери відіграють турбулентний теплообмін та передача прихованої теплоти пароутворення. Безладний рух частинок повітря, викликаний його нагріванням нерівномірно нагрітої поверхні, що підстилає, термічною турбулентністюабо термічною конвекцією.
Якщо замість дрібних хаотичних вихорів, що рухаються, починають переважати потужні висхідні (терміки) і менш потужні низхідні рухи повітря, конвекція називається упорядкованої.Повітря, що нагрівається біля поверхні, спрямовується вгору, переносячи тепло. Термічна конвекція може розвиватися тільки доти, поки повітря має температуру вище температури того середовища, в якому він піднімається (нестійкий стан атмосфери). Якщо температура повітря, що піднімається, виявиться рівної температурінавколишнього середовища, підняття припиниться (байдужий стан атмосфери); якщо повітря стане холодніше навколишнього середовища, воно почне опускатися (стійкий стан атмосфери).
При турбулентному русі повітря все нові і нові його частинки, стикаючись з поверхнею, отримують тепло, а піднімаючись і перемішуючись, віддають його іншим частинкам. Кількість тепла, одержуване повітрям від поверхні за допомогою турбулентності, більша за кількість тепла, одержуваного ним в результаті випромінювання, в 400 разів і в результаті передачі шляхом молекулярної теплопровідності - майже 500 000 разів. Тепло переноситься від поверхні в атмосферу разом з вологою, що випарувалася з неї, а потім виділяється в процесі конденсації. Кожен грам водяної пари містить 600 кал прихованої теплоти пароутворення.
У повітрі, що піднімається, температура змінюється внаслідок адіабатичногопроцесу, тобто без обміну теплом з довкіллям, за рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу та роботи у внутрішню енергію. Тому що внутрішня енергія пропорційна абсолютної температуригазу, відбувається зміна температури. Повітря, що піднімається, розширюється, виконує роботу, на яку витрачає внутрішню енергію, і температура його знижується. Опускається повітря, навпаки, стискається, витрачена розширення енергія звільняється, і температура повітря зростає.
Сухе або містить водяні пари, але ненасичене ними повітря, піднімаючись, адіабатично охолоджується на 1° на кожні 100 м. Повітря, насичене водяними парами, при підйомі на 100 м охолоджується менш ніж на 1°, так як у ньому відбувається конденсація, тепла, що частково компенсує тепло, витрачене на розширення.
Величина охолодження насиченого повітря при підйомі його на 100 м залежить від температури повітря та атмосферного тискута змінюється у значних межах. Ненасичене повітря, опускаючись, нагрівається на 1° на 100 м, насичене на меншу величину, тому що в ньому відбувається випаровування, на яке витрачається тепло. Насичене повітря, що піднімається, зазвичай втрачає вологу в процесі випадання опадів і стає ненасиченим. При опусканні повітря нагрівається на 1° на 100 м.
В результаті зниження температури при підйомі виявляється менше, ніж її підвищення при опусканні, і повітря, що піднялося, а потім опустилося на одному і тому ж рівні при одному і тому ж тиску, буде мати різну температуру - кінцева температура буде вище початкової. Такий процес називається псевдоадіабатичним.
Оскільки повітря нагрівається головним чином діяльної поверхні, температура з висотою нижньому шарі атмосфери, зазвичай, знижується. Вертикальний градієнт для тропосфери в середньому становить 0,6 ° на 100 м. Він вважається позитивним, якщо температура з висотою зменшується, і негативним, якщо вона підвищується. У нижньому приземному шарі повітря (1,5-2 м) вертикальні градієнти можуть бути дуже великими.
Зростання температури з висотою називається інверсієюа шар повітря, в якому температура з висотою зростає,- шаром інверсії.У атмосфері майже завжди можна спостерігати верстви інверсії. У земної поверхні при сильному її охолодженні внаслідок випромінювання виникає радіаційна інверсія(Інверсія випромінювання) . Вона з'являється в ясні літні ночі і може охопити шар кількасот метрів. Взимку у ясну погоду інверсія зберігається кілька діб і навіть тижнів. Зимові інверсії можуть включати шар до 1,5 км.
Посилення інверсії сприяють умови рельєфу: холодне повітря стікає у зниження там застоюється. Такі інверсії називаються орографічними.Потужні інверсії, звані адвентивними,утворюються в тих випадках, коли порівняно тепле повітря приходить на холодну поверхню, що охолоджує його нижні шари. Адвективні інверсії днів виражені слабо, вночі вони посилюються радіаційним вихолоджуванням. Навесні утворенню таких інверсій сприяє сніговий покрив, що ще не стояло.
З явищем інверсії температури у приземному шарі повітря пов'язані заморозки. Заморозки -зниження температури повітря вночі до 0° і нижче в той час, коли середня добова температура вище 0° (осінь, весна). Може бути і так, що заморозки спостерігаються тільки на ґрунті при температурі повітря над нею вище за нуль.
Тепловий стан атмосфери впливає поширення у ній світла. У випадках, коли температура з висотою різко змінюється (підвищується чи знижується), виникають міражі.
Міраж - уявне зображення предмета, що з'являється над ним (верхній міраж) або під ним (нижній міраж). Рідше бувають бічні міражі (зображення утворюється збоку). Причина міражів - викривлення траєкторії світлових променів, що йдуть від предмета до ока спостерігача, внаслідок їхнього заломлення на межі шарів з різною щільністю.
Добовий та річний перебіг температури в нижньому шарі тропосфери до висоти 2 км загалом відображає перебіг температури поверхні. З віддаленням від поверхні амплітуди коливань температури зменшуються, а моменти максимуму та мінімуму запізнюються. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку – до 2 км.
Амплітуда добових коливань температури із збільшенням широти місця зменшується. Найбільша добова амплітуда – у субтропічних широтах, найменша – у полярних. У помірних широтах добові амплітуди різні різні часироку. У високих широтах найбільша добова амплітуда навесні та восени, у помірних – влітку.
Річний перебіг температури повітря насамперед залежить від широти місця. Від екватора до полюсів річна амплітуда коливань температури повітря зростає.
Виділяють чотири типи річного ходу температури за величиною амплітуди та за часом настання крайніх температур.
Екваторіальний типхарактеризується двома максимумами (після моментів рівнодення) та двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда над Океаном близько 1°, над суходолом - до 10°. Температура весь рік позитивна.
Тропічний типодин максимум (після літнього сонцестояння) та одні мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном – близько 5°, на суші – до 20°. Температура весь рік позитивна.
Помірний типодин максимум (у північній півкулі над сушею у липні, над Океаном у серпні) та один мінімум (у північній півкулі над сушею у січні, над Океаном у лютому). Виразно виділяються чотири сезони: теплий, холодний та два перехідні. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти, і навіть у міру віддалення від Океану: узбережжя 10°, далеко від Океану - до 60° і більше (у Якутську - -62,5°). Температура у холодний сезон негативна.
Розподіл температури повітря у поверхні, що підстилає.
Якби земна поверхня була однорідна, а атмосфера і гідросфера нерухомі, розподіл тепла по поверхні Землі визначався б тільки надходженням сонячної радіації і температура повітря поступово убувала від екватора до полюсів, залишаючись однаковою на кожній паралелі (солярні температури). Дійсно середньорічні температуриповітря визначаються тепловим балансом і залежить від характеру підстилаючої поверхні і безперервного межширотного теплообміну , здійснюваного у вигляді переміщення повітря та вод Океану, тому істотно відрізняються від солярних.
Справжні середні річні температури повітря біля земної поверхні низьких широтах нижче, а високих, навпаки, вище солярних. У південній півкулі дійсні середні річні температури на всіх широтах нижчі, ніж у північній. Середня температура повітря біля земної поверхні у північній півкулі у січні +8°С, у липні +22°С; у південному - у липні +10 ° С, у січні +17 ° С. Річні амплітуди коливань температури повітря, що становлять для північної півкулі 14 °, а для південної тільки 7 °, свідчать про меншу континентальність південної півкулі. Середня протягом року температура повітря біля земної поверхні загалом +14°С.
Якщо відзначити на різних меридіанах найвищі середні річні або місячні температури та поєднати їх, отримаємо лінію теплового максимуму,звану також часто термічним екватором. Правильніше, ймовірно, вважати термічним екватором паралель (широтне коло) із найвищими нормальними середніми температурами року чи якогось місяця. Термічний екватор не співпадає з географічним і "зрушений" на північ. Протягом року він переміщається від 20 ° пн. ш. (у липні) до 0° (у січні). Причин усунення термічного екватора на північ кілька: переважання суші в тропічних широтах північної півкулі, антарктичний полюс холоду, і, можливо, має значення тривалість літа (літо південної півкулі коротше).
Теплові пояси.
За межі теплових (температурних) поясів приймають ізотерми. Теплових поясів сім:
жаркий пояс, розташований між річною ізотермою +20 ° північної і південної півкуль;
Два холодних пояси, що знаходяться між ізотермою + 10° і найтеплішого місяця;
Два пояси морозу, розташовані біля полюсів та обмежені ізотермою 0° найтеплішого місяця. У північній півкулі це Гренландія і простір біля північного полюса, у південному - область усередині паралелі 60° пд. ш.
Температурні пояси – основа кліматичних поясів.У межах кожного пояса спостерігаються великі різноманітності температур залежно від поверхні, що підстилає. На суші дуже великий вплив рельєфу на температуру. Зміна температури з висотою на кожні 100 м неоднакова в різних температурних поясах. Вертикальний градієнт у нижньому кілометровому шарі тропосфери змінюється від 0° над крижаною поверхнею Антарктиди до 0,8° улітку над тропічними пустелями. Тому спосіб приведення температур до рівня моря за допомогою середнього градієнта (6°/100 м) іноді може призвести до грубих помилок. Зміна температури з висотою – причина вертикальної кліматичної поясності.
Безпосередньо сонячним промінням нагрівається земна поверхня, а вже від неї – атмосфера. Поверхня, що отримує і віддає теплоту, називається діяльною поверхнею . У температурному режимі поверхні виділяється добовий та річний перебіг температур. Добовий перебіг температур поверхні – зміна температури поверхні протягом доби. Добовий перебіг температур поверхні суші (сухої та позбавленої рослинності) характеризується одним максимумом близько 13 год та одним мінімумом – перед сходом Сонця. Денні максимуми температури поверхні суші можуть досягати 80 0 З субтропіках і близько 60 0 З помірних широтах.
Різниця між максимальною та мінімальною добовою температурою поверхні називається добової амплітудою температури. Добова амплітуда температури може влітку досягати 40 0 З, взимку амплітуда добових температур найменша – до 10 0 З.
Річний перебіг температури поверхні- Зміна середньомісячної температури поверхні протягом року, обумовлений ходом сонячної радіації і залежить від широти місця. У помірних широтах максимум температур поверхні суші спостерігається у липні, мінімум – у січні; на океані максимуми та мінімуми запізнюються на місяць.
Річна амплітуда температур поверхнідорівнює різниці між максимальними та мінімальними середньомісячними температурами; зростає із збільшенням широти місця, що пояснюється зростанням коливань величини сонячної радіації. Найбільших значень річна амплітуда температур сягає континентах; на океанах та морських берегах значно менше. Найменша річна амплітуда температур відзначається в екваторіальних широтах (2-3 0), найбільша – у субарктичних широтах на материках (більше 60 0).
Тепловий режим атмосфери.Атмосферне повітря трохи нагрівається безпосередньо сонячними променями. Т.к. повітряна оболонка вільно пропускає сонячне проміння. Атмосфера нагрівається від поверхні, що підстилає.Теплота в атмосферу передається конвекцією, адвекцією та конденсацією водяної пари. Шари повітря, нагріваючись від ґрунту, стають легшими і піднімаються вгору, а холодніше, отже, важче повітря опускається вниз. В результаті теплової конвекціїйде прогрівання високих шарів повітря. Другий процес передачі теплоти – адвекція– горизонтальне перенесення повітря. Роль адвекції полягає у передачі теплоти з низьких у високі широти, у зимовий сезон тепло передається від океанів до материків. Конденсація водяної пари– важливий процес, що здійснює передачу теплоти високим шарам атмосфери – при випаровуванні теплота забирається від поверхні, що випаровується, при конденсації в атмосфері ця теплота виділяється.
З висотою температура зменшується. Зміна температури повітря на одиницю відстані називається вертикальним температурним градієнтом, в середньому він дорівнює 0,60 на 100 м. Разом з тим хід цього зменшення в різних шарах тропосфери різний: 0,3-0,40 до висоти 1,5 км; 0,5-0,6 - між висотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – від 6 до 9 км та 0,5-0,2 – від 9 до 12 км. У приземному шарі (товщиною 2 м) градієнти при перерахунку на 100 м обчислюються сотнями градусів. У повітрі, що піднімається, температура змінюється адіабатично. Адіабатичний процес - процес зміни температури повітря при його вертикальному русі без теплообміну з навколишнім середовищем (в одній масі без обміну теплом з іншими середовищами).
В описаному розподілі температури по вертикалі нерідко спостерігаються винятки. Буває, що верхні шари повітря тепліші за нижні, що прилягають до землі. Явище це називається температурною інверсією (Збільшення температури з висотою) . Найчастіше інверсія є наслідком сильного охолодження приземного шару повітря, спричиненого сильним охолодженням земної поверхні у ясні тихі ночі, переважно взимку. При пересіченому рельєфі холодні маси повітря повільно стікають уздовж схилів і застоюються в улоговинах, западинах і т.п. Інверсії можуть утворюватися і при русі повітряних мас з теплих областей в холодні, так як при натіканні підігрітого повітря на холодну поверхню, що підстилає його нижні шари помітно охолоджуються (інверсія стиснення).
Тепловий баланс визначає температуру, її величину та зміну на тій поверхні, яка безпосередньо нагрівається сонячними променями. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче шарів, що лежить, так і атмосфері. Саму поверхню називають діяльною поверхнею.
Максимальне значення всіх елементів теплового балансу спостерігається близько південь. Виняток є максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранковий годинник. Максимальні амплітуди добового перебігу складових теплового балансу відзначаються влітку, мінімальні – взимку.
У добовому ході температури поверхні, сухої та позбавленої рослинності, у ясний день максимум настає після 14 годин, мінімум – близько моменту сходу Сонця. Порушувати добовий перебіг температури може бути хмарність, викликаючи зсув максимуму і мінімуму. Великий вплив на перебіг температури надає вологість та рослинність поверхні.
Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80 про З і більше. Добові коливання досягають 40 о. Величини екстремальних значень та амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).
Поширення тепла від діяльної поверхні залежить від складу субстрату, що підстилає, і буде визначатися його теплоємністю і теплопровідністю. На поверхні материків підстилаючим субстратом є ґрунтоґрунти, в океанах (морях) – вода.
Грунти ґрунти загалом мають меншу ніж воду теплоємність, і більшу теплопровідність. Тому вони нагріваються і остигають швидше, ніж вода.
На передачу тепла від шару до шару витрачається час і моменти настання максимальних і мінімальних значень температури протягом доби запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Чим глибший шар, тим менше тепла він отримує і тим слабше в ньому коливання температур. Амплітуда добових коливань температур із глибиною зменшується на кожні 15 см у 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури ґрунту «загасають». Шар в якому вони припиняються називається шаром постійної добової температури.
Чим більший період коливань температур, тим глибше вони поширюються. Так у середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, у високих – на глибині 25 м, а у тропічних широтах, де річні амплітуди температур невеликі – на глибині 5-10 м. Моменти настання максимальних та мінімальних температур протягом роки запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр.
Температура у шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.
Вода повільніше нагрівається та повільніше віддає тепло. До того ж сонячні промені можуть проникати на велику глибинубезпосередньо нагріваючи більш глибокі шари. Перенесення тепла на глибину йде стільки з допомогою молекулярної теплопровідності, а більшою мірою з допомогою перемішування вод турбулентним шляхом чи течіями. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що також супроводжується перемішуванням.
Добові коливання температури лежить на поверхні океану у високих широтах загалом всього 0,1ºС, в помірних – 0,4ºС, у тропічних – 0,5ºС, Глибина проникнення цих коливань 15-20 м.
Річні амплітуди температури на поверхні океану від 1ºС в екваторіальних широтах до 10,2ºС у помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м-коду.
Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні з сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум – через 2-3 години після сходу Сонця. Річний максимум температури на поверхні океану у північній півкулі припадає на серпень, мінімум – на лютий.
Питання 7 (атмосфера) - зміна температури повітря з висотою.Атмосфера складається із суміші газів, званої повітрям, в якій знаходяться у зваженому стані рідкі та тверді частинки. Загальна маса останніх незначна порівняно з усією масою атмосфери. Атмосферне повітря біля земної поверхні, як правило, є вологим. Це означає, що його склад, разом з іншими газами, входить водяна пара, тобто. вода у газоподібному стані. Зміст водяної пари в повітрі змінюється у значних межах, на відміну від інших складових частин повітря: біля земної поверхні воно коливається між сотими частками відсотка та кількома відсотками. Це пояснюється тим, що за існуючих в атмосфері умовах водяна пара може переходити в рідку та твердий стані, навпаки, може надходити в атмосферу наново внаслідок випаровування із земної поверхні. Повітря, як і всяке тіло, завжди має температуру, відмінну від абсолютного нуля. Температура повітря у кожній точці атмосфери безперервно змінюється; у різних місцях Землі в той самий час вона також різна. У земної поверхні температура повітря варіює в досить широких межах: крайні її значення, що спостерігалися досі, трохи нижче +60 ° (у тропічних пустелях) і близько -90 ° (на материку Антарктиди). З висотою температура повітря змінюється в різних шарах та в різних випадкахпо різному. В середньому вона спочатку знижується до висоти 10-15 км, потім росте до 50-60 км, потім знову падає і т.д. . - ВЕРТИКАЛЬНИЙ ТЕМПЕРАТУРНИЙ ГРАДІЄНТсин. ВЕРТИКАЛЬНИЙ ГРАДІЄНТ ТЕМПЕРАТУРИ – vertical temperature gradient – зміна температури зі зростанням висоти над рівнем моря взята на одиницю відстані. Вважається позитивним, якщо температура висотою падає. У протилежному випадку, наприклад, у стратосфері, температура підйому підвищується, і тоді утворюється зворотний (інверсійний) вертикальний градієнт, якому присвоюється знак мінус. У тропосфері Ст т. р. в середньому 0,65o/100 м, але в окремих випадках може перевищувати 1o/100 м або приймати негативні значення при інверсіях температури. У приземному шарі на суші в теплу пору року він може бути вищим у десятки разів. - Адіабатичний процес- адіабатичний процес (адіабатний процес) - термодинамічний процес, що відбувається в системі без теплообміну з навколишнім середовищем (), тобто в адіабатично ізольованій системі, стан якої можна змінити лише шляхом зміни зовнішніх параметрів. Поняття адіабатичної ізоляції є ідеалізацією теплоізолюючих оболонок або судин Дьюара (адіабатні оболонки). Зміна температури зовнішніх тіл не впливає на адіабатично ізольованій системи, а їх енергія U може змінюватись тільки за рахунок роботи, що здійснюється системою (або над нею). Відповідно до першого початку термодинаміки, при оборотному адіабатичному процесі для однорідної системи, де V - об'єм системи, p - тиск, а в загальному випадку, де aj - зовнішні параметри, Аj - термодинамічні сили. Відповідно до другого початку термодинаміки, при оборотному адіабатичному процесі ентропія постійна, а при незворотному - зростає. Дуже швидкі процеси, у яких не встигає відбутися теплообмін із навколишнім середовищем, наприклад, під час поширення звуку, можна як адиабатический процес. Ентропія кожного малого елемента рідини при його русі зі швидкістю v залишається постійною, тому повна похідна ентропії s, віднесеної до одиниці маси, дорівнює нулю (умова адіабатичності). Простим прикладом адіабатичного процесу є стиснення (або розширення) газу в теплоізольованому циліндрі з теплоізольованим поршнем: при стисканні температура зростає, при розширенні - зменшується. Іншим прикладом адіабатичного процесу може бути адіабатичне розмагнічування, яке використовують у методі магнітного охолодження. Оборотний адіабатичний процес, називається також ізоентропійним, зображується на діаграмі стану адіабатою (ізоентропою). -Повітря, що піднімається, потрапляючи в розріджене середовище, розширюється, відбувається його охолодження, а що опускається, навпаки, завдяки стиску нагрівається. Така зміна температури за рахунок внутрішньої енергії, без припливу та віддачі тепла, називається адіабатичною. Адіабатичні зміни температури відбуваються за сухоадіабатичного та вологоадіабатичногозаконів. Відповідно розрізняють і вертикальні градієнти зміни температури із висотою. Сухоадіабатичний градієнт - це зміна температури сухого або вологого ненасиченого повітря на 1 ° С на кожні 100 метрів підняття або опускання, а вологоадіабатичний градієнт - це зниження температури вологого насиченого повітря менше ніж на 1 ° С на кожні 100 метрів.
-Інверсіяу метеорології означає аномальний характер зміни будь-якого параметра в атмосфері зі збільшенням висоти. Найчастіше це відноситься до температурної інверсії, тобто до підвищення температури з висотою в певному шарі атмосфери замість звичайного зниження (див. атмосфера Землі).
Розрізняють два типи інверсії:
1.приземні інверсії температури, що починаються безпосередньо від земної поверхні (товщина шару інверсії – десятки метрів)
2.інверсії температури у вільній атмосфері (товщина шару інверсії досягає сотні метрів)
Інверсія температури перешкоджає вертикальним переміщенням повітря та сприяє утворенню серпанку, туману, смогу, хмар, міражів. Інверсія залежить від місцевих особливостей рельєфу. Збільшення температури в інверсійному шарі коливається від десятих часток до 15-20 °C і більше. Найбільшою потужністю мають приземні інверсії температури у Східному Сибіру та Антарктиді в зимовий період.
Квиток.
Добовий хід температури повітря-зміна температури повітря протягом доби. Добовий перебіг температури повітря загалом відображає перебіг температури земної поверхні, але моменти настання максимумів і мінімумів трохи запізнюються, максимум спостерігається в 14 годин, мінімум після сходу Сонця. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку – до 2 км.
Добова амплітуда температури повітря-різниця між максимальною та мінімальною температурами повітря протягом доби. Добова амплітуда температури повітря найбільша в тропічних пустелях-до 400, в екваторіальних та помірних широтах вона зменшується. Добова амплітуда менше взимкута у хмарну погоду. Над водяною поверхнею вона значно менша, ніж над сушею; над рослинним покривом менше, ніж над оголеними поверхнями.
Річний перебіг температури повітря визначається насамперед широтою місця. Річний хід температури повітря-зміна середньомісячної температури протягом року. Річна амплітуда температури повітря-різниця між максимальною та мінімальною середньомісячними температурами. Виробляють чотири типи річного ходу температури; у кожному типі два підтипи- морський та континентальний,характеризуються різною річною амплітудою температури. В екваторіальнийТип річного ходу температури спостерігається два невеликі максимуми і два невеликі мінімуми. Максимуми наступають після днів рівнодення, коли сонце в зеніті над екватором. У морському підтипі річна амплітуда температури повітря становить 1-20, у континентальному 4-60. Температура весь рік позитивна. В тропічномуТип річного ходу температури виділяється один максимум після літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі. У морському підтипі річна амплітуда температур дорівнює 50, в континентальному 10-200. В помірномуТип річного ходу температури також спостерігається один максимум після дня літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі, взимку температури негативні. Над океаном амплітуда становить 10-15 0 , над сушею збільшується в міру віддалення від океану: на узбережжі-10 0 , у центрі материка-до 60 0 . В полярномуТип річного ходу температури зберігається один максимум після дня літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі, температура більшу частину року-негативна. Річна амплітуда на морі дорівнює 20-300, на суші-600. Виділені типи відбивають зональний перебіг температури, зумовлений припливом сонячної радіації. На річний перебіг температури великий впливнадає переміщення повітряних мас.
Квиток.
Ізотерми-Лінії, що з'єднують на карті точки з однаковими температурами.
Влітку материки більше прогріті, ізотерми над сушею вигинаються у бік полюсів.
На карті зимових температур (грудень у Північній півкулі та липень у Південному) ізотерми значно відхиляються від паралелей. Над океанами ізотерми далеко просуваються до високих широт, утворюючи «мови тепла»; над сушею ізотерми відхиляються до екватора.
Середня річна температура Північної півкулі +15,20С, а Південної +13,20С. Мінімальна температурау Північній півкулі досягла -77 0 С (Оймякон) та -68 0 С (Верхоянськ). У Південній півкулі мінімальні температури набагато нижчі; на станціях «Радянська» та «Схід» була відзначена температура -89,2 0 С. Мінімальна температура у безхмарну погоду в Антарктиді може опускатися до -93 0 С. високі температуриспостерігаються у пустелях тропічного пояса, у Тріполі +58 0 С; у Каліфорнії, у долині Смерті відзначено температуру +56,7 0 .
Про те, наскільки сильно материки та океани впливають на розподіл температур, дають уявлення карти ізаномал. Ізаномали-лінії, що з'єднують крапки з однаковими аномаліями температур. Аномалії є відхиленнями фактичних температур від середньоширотних. Аномалії бувають позитивні та негативні. Позитивні спостерігаються влітку над прогрітими материками
Тропіки та полярні кола не можна вважати дійсними межами теплових поясів (система класифікації кліматів за температурою повітря), тому що на розподіл температур впливає ще ряд факторів: розподіл суші та води, течій. За межі теплових поясів прийнято ізотерми. Гарячий поясрозташовуючи між річними ізотермами 20 0 С і оконтурює смугу дикорослих пальм. Межі помірного пояса проводяться по ізотермі 10 0 З найтеплішого місяця. У Північній півкулі кордон співпадає з поширенням лісотундри. Кордон холодного пояса проходить по ізотермі 0 0 З найтеплішого місяця. Пояси морозу розташовуються навколо полюсів.