Географічний розподіл місячної температури повітря в липні

У північній півкулі добре виражені області тепла у тропічних пустелях(мал.4.8). В Сахарі температуру перевищує 40⁰С, а на рівні місцевості вона трохи нижча. Необхідно відмітити, що Мексика і Центральна Азія розташовані на великій висоті і тому температура на рівні місцевості нижча, ніж на карті.

У помірних широтах на суходолі ізотерми прогинаються на північ, а над океанами – на південь. Отже на всіх широтах влітку материки тепліші, ніж океани. Прослідкується вплив холодних та теплих течій. Особливо велике згущення ізотерм біля узбережжя Каліфорнії, де поряд з пустелею є холодна Каліфорнійська течія. Середня температура в липні на узбережжі тут всього 16⁰С, а в прилеглій пустелі перевищує 32⁰С.

В Арктиці в липні поблизу полюса та на Гренландії температура нижча 0⁰С, а на рівні місцевості в Гренландії вона нижче -15⁰С. Це й не дивно, оскільки висота крижаного плато Гренландії близько 3км. У південній півкулі температура досить швидко знижується до Антарктиди. На узбережжі вона знижується до -15,-35⁰С, а в центрі Східної Антарктиди середня липнева температура близько -70⁰С.

Екстремальні температури

При характеристиці клімату місцевості крім середніх температур слід називати й крайні можливі їх значення за період спостереження, тобто абсолютні мінімуми та максимуми.

Полюсом холоду землі є Антарктида і за середніми температурами і за абсолютним мінімумом. Тут на станції „Восток” (78,1⁰ пд.ш.,96,6⁰ с.д., висота 3488 м) в липні 1983 р. зафіксована температура -89,2⁰С, а на поверхні снігу – -90,4⁰С! У північній півкулі найнижчу температуру -70⁰С зафіксовано в Якутії (Верхоянськ 67,5 пн.ш., 133,4 с.д., Оймякон 63,2⁰ пн.ш., 143,1 с.д.). Вважається також, що таке зниження температури можливе на о. Гренландія.

Абсолютний мінімум у Європі також дуже низький. У басейнах річок Щугор та Уса (притоки річки Печори) зафіксована температура -55⁰С. Абсолютний мінімум температури повітря в Україні зареєстрований в січні 1935 р. в Луганській області і становить -42⁰С. У Північній Америці на плоскогір’ї Юкон та в басейні річки Макендзі зафіксовано -64⁰С. У Південній Америці на плоскогір’ях Патагонії – -35⁰С. В Африці та в Австралії абсолютний мінімум температури нижче -5⁰С. Сніг у Сахарі може випадати навіть на широті тропіка.

Абсолютні максимуми земної кулі також вражають. Найвищу температуру зафіксовано в Лівійській пустелі на станції Азізія майже 58⁰С (57,8⁰С), у долині Смерті в Каліфорнії – майже 57⁰С (56,7⁰С). В Австралії найвища температура досягає 55⁰С, в Азії на території Індії – 53⁰С, а в пустелях Середньо Азії 50⁰С. В Європі найвища температура була в Італії – 47⁰С, а в Україні 41⁰С в Луганській та Одеській областях в 1936 р. У Південній Америці температура досягає 49⁰С, а в Антарктиді на узбережжі на станції Оазис у грудні 1956 р. зафіксовано11,6⁰С.

Температурні інверсії

Зниження температури повітря з висотою – це нормальний стан тропосфери. Однак інколи у якомусь шарі атмосфери температура повітря з висотою не змінюється (мал. 4.9 б). Цей випадок називають ізотермією, а шар

ізотермічним. Коли ж температура повітря у якомусь шарі з висотою підвищується, що спостерігається досить часто, то це є відхиленням від нормально стану і називається інверсією. Інверсії помітно впливають на розвиток атмосферних процесів. Інверсійні шари мають найстійкішу стратифікацію і тому перешкоджають розвитку висхідних течій повітря. Вони тонкі порівняно з товщиною тропосфери.

Інверсії характеризуються висотою нижньої межі інверсійного шару, його товщиною та різницею температури на верхній і нижній межі шару. Можуть виникати на різних висотах в атмосфері. Товщина інверсійного шару змінюється від кількох метрів до сотень метрів. Інколи інверсія переходить безпосередньо у вище розташовану ізотермію, а інколи буває й два шари інверсії, розділені шаром повітря з нормальним зниженням температури з висотою. Інверсійний шар розповсюджується безперервно над значною територією. За висотою нижньої межі інверсії поділяють на приземні та висотні.

Приземні інверсії

Приземні інверсії починаються зразу від діяльної поверхні. Прилегле до земної поверхні повітря має найнижчу температуру, а вище вона підвищується (мал. 4.9 а). За причинами виникнення приземні інверсії у свою чергу поділяються на радіаційні та адвективні.

Радіаційні інверсії температури виникають внаслідок нічного радіаційного охолодження земної поверхні та прилеглого шару повітря. З віддаленням від діяльної поверхні температура повітря залишається вищою.

Радіаційні інверсії утворюються після заходу Сонця. Протягом ночі вони посилюються і найбільше виражені вранці. Для їх утворення сприятлива ясна погода і слабкий вітер. Такі умови характерні для антициклонів. Слабкий вітер сприяє турбулентному перемішуванню повітря і завдяки цьому охолодження передається угору. Сильний вітер не сприяє формуванню інверсії, оскільки перемішується великий шар повітря, приземний шар охолоджується мало, а охолодження розповсюджується на значну висоту, в результаті чого температура повітря знижується з висотою. Після сходу Сонця земна поверхня нагрівається і інверсія зникає. Товщина інверсійного шару залежить від тривалості охолодження і змінюється в межах від 10 до 400 м.

Радіаційні інверсії взимку можуть зберігатись кілька днів підряд. Це буває тоді, коли тривалий час зберігається антициклональний характер погоди і земна поверхня все більше охолоджується. Тоді інверсія вдень дещо послаблюється, а далі посилюється кожної наступної ночі. Приземні радіаційні інверсії довго зберігаються над крижаними полями Арктики і Антарктиди, особливо протягом полярної ночі. Особливо потужні інверсії спостерігаються в Якутії. Цьому сприяє рельєф місцевості. Охолоджене повітря стікає з навколишніх хребтів у долини, де воно за тихої погоди застоюється і продовжує охолоджуватись шляхом радіаційного випромінювання. Тут на схилах хребтів на висоті 1,5-2 км температура повітря на 15-20⁰ вища, ніж поблизу земної поверхні в долинах.

Адвективні інверсії утворюються при адвекції теплого повітря на холодну підстильну поверхню. У цьому випадку нижній прилеглий до земної поверхні шар повітря охолоджується від контакту з холодною поверхнею, а вище повітря залишається теплішим. Такі інверсії бувають при вторгненні теплого морського повітря на материк взимку, або теплого континентального повітря на холодну морську поверхню влітку, або теплого повітря з теплої течії на сусідню холодну течію. Товщина шару таких інверсій може досягати 1км, а утримуватись вони можуть кілька днів.

Висотні інверсії

За умовами утворення висотні інверсії поділяються на антициклонічні або інверсії стиснення, фронтальні, динамічні та інверсії турбулентності.

Більшість висотних інверсій є антициклонічними або інверсіями стиснення чи осідання. В антициклонах існують низхідні рухи повітря, тобто повітря опускається вниз. Коли воно осідає з вищих шарів атмосфери у нижчі, то воно стискається. При стисканні повітря його температура підвищується на 1⁰С на кожні 100 м опускання. Антициклонічні інверсії найчастіше утворюються на висоті 1-2 км і шар інверсії може досягати товщини 1500 м. Такі інверсії є і в субтропічних антициклонах, і в тому числі і з боку екватора, тобто там де існують пасати. Тому їх ще називають пасатними інверсіями.

Фронтальні інверсії температури повітря спостерігаються всередині зони атмосферного фронту при переході із нижчерозташованої холодної повітряної маси до теплої, яка лежить над холодною. Чим далі від лінії фронту розташований пункт спостереження, тим вище починається інверсійний шар повітря.

Динамічні інверсії виникають у шарах атмосфери з максимальною швидкістю вітру. Повітряна течія, що має найбільшу швидкість втягує повітря з вище і нижче розташованих шарів. У результаті на верхньому рівні шару з найбільшою швидкістю виникають низхідні рухи, а нижче – висхідні (мал. 4.10).

Повітря, яке осідає адіабатично нагрівається 1⁰С на кожні 100 м опускання, а повітря, що піднімається охолоджується на 1⁰С на кожні 100 м. Тому в середній частині шару з найбільшою швидкістю виникає інверсійний розподіл температури.

Інверсії турбулентності або інверсії тертя формуються на висоті кількох сотень метрів. Це спостерігається в тому випадку, коли в приземному шарі спостерігається велике турбулентне переміщування повітря, а над цим шаром є шар різкого зменшення турбулентності. У турбулентному шарі охолодження повітря розповсюджується угору і температура на його верхній межі стає нижчою, ніж у шарі слабкої турбулентності. Інверсії турбулентності по суті є перехідним типом від приземних до висотних інверсій. Товщина такого інверсійного шару не перевищує кількох десятків метрів.