Индексы континентальности

Для оценки степени континентальности климата применяют амплитуды температур воздуха.

Для более точной количественной характеристики континентальности климата используются показатели, которые исключают влияние широты на годовую амплитуду температуры.

Индекс континентальности, по С.П. Хромову, рассчитывается по формуле

где А – годовая амплитуда в данном месте;

5,4sinφ=A_ок – чисто океаническая амплитуда.

Индекс континентальности показывает, какая доля годовой амплитуды температуры в данном месте создается за счет влияния на нее материков, т.е. с его помощью получают чисто материковую ее часть. Над океанами Южного полушария – 10%, над океанами Северного полушария – 50 – 70%. В средней части материков достигает 90%.

Известным является и индекс континентальности по Л. Горчинскому

Выражение 12sinφ определяет среднюю годовую амплитуду температуры над океаном в зоне между 30 и 60º широты. Коэффициент С определяется исходя из предположения, что средняя континентальность над океаном равна нулю (А_лок=12sinφ), а в Верхоянске – 100. После этого формула принимает вид

Типы годового хода температуры воздуха

Согласно величине годовой амплитуды на Земле выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха: экваториальный, тропический, умеренный и полярный.

Таблица – Типы годового хода температуры воздуха

Тип	Максимум температуры	Минимум температуры	Амплитуда, ºС
			Над материками	Над океанами
Экваториальный	Дни равноденствия	После солнцестояний	3 – 5	0,5 – 1,0
Тропический	После летнего солнцестояния	После зимнего солнцестояния	10 – 20	5 – 10
Умеренный	После летнего солнцестояния (июль – над материками, август – над океанами)	После зимнего солнцестояния (январь – над материками, февраль – над океанами)	40 – 50	10 – 15
Полярный	Июль (Северное полушарие), январь (Южное полушарие)	Появление солнца над горизонтом после полярной ночи	30 – 40	Около 20

Стратификация атмосферы как фактор возникновения конвекции и инверсии

Типы стратификации атмосферы отличаются распределением температуры в вертикальном столбе воздуха, а также скоростью изменения температуры с высотой.

При устойчивой стратификации вертикальные температурные градиенты меньше адиабатических. При неустойчивой – больше. При безразличной стратификации температурные градиенты в атмосфере равны адиабатическим. В зависимости от того рассматривается насыщенный или ненасыщенный водяным паром воздух, сравнение проводится с влажноадиабатическим или сухоадиабатическим градиентом.

Неустойчивая стратификация атмосферы способствует развитию конвекции. При безразличной стратификации существующая конвекция сохраняется, но не усиливается.

В среднем температура воздуха с высотой в тропосфере понижается.

Повышение температуры воздуха с высотой называется инверсией температуры. Вертикальный градиент температуры при инверсиях отрицательный и направлен к земной поверхности.

Вертикальный градиент температуры – изменение температуры с высотой на единицу расстояния по вертикали с обратным знаком.

Инверсионное распределение температуры с высотой придает воздуху устойчивую стратификацию, т.е. в таких слоях полностью отсутствуют турбулентность и конвекция.

В слоях инверсии образуются туманы, роса, облака, возникают миражи.

Теплая воздушная масса по мере своего продвижения на холодную поверхность становится устойчивой воздушной массой. Холодная воздушная масса при прогревании от теплой подстилающей поверхности становится неустойчивой.

Инверсии и их типы

Инверсии характеризуются

- высотой нижней границы;

- мощностью инверсионного слоя;

- перепадами температуры между нижней и верхней границами этого слоя.

Инверсии подразделяются на приземные и приподнятые (в свободной атмосфере).

Инверсии

Приземные

В свободной атмосфере

(приподнятые)

Радиационные

Адвективные

Фронтальные

Инверсии оседания

Рисунок – Типы инверсий

Приземные радиационные инверсии чаще связаны с ночным охлаждением подстилающей поверхности.

Приземные адвективные инверсии связаны с адвекциями тепла. Они наблюдаются, когда на холодную подстилающую поверхность приходит теплая воздушная масса, нижние слои которой охлаждаются, а верхние, оставаясь теплыми, приводят к возникновению отрицательных вертикальных градиентов температуры.

Приподнятые инверсии (в свободной атмосфере) возникают преимущественно в устойчивых антициклонах. Большинство из них являются инверсиями оседания. В результате опускания воздух нагревается. Причем верхние части опускающейся массы воздуха нагреваются сильнее по причине большего расстояния снижения (при снижении увеличивается давление, а, следовательно, вертикальная мощность массы воздуха уменьшается). Под слоем инверсии могут появляться волнообразные облака.

В свободной атмосфере наблюдаются и фронтальные инверсии, когда клин холодного воздуха расположен под теплой воздушной массой.