Распределение тепла. Основные климатические зоны земли - География и экономическая география курсовая работа

Главная

География и экономическая география
Распределение тепла. Основные климатические зоны земли

Солнце как источник тепла, взаимосвязь вращения Земли и географической широты. Типы климатических зон и их распространение: экваториальный, субэкваториальный, тропический, субтропический, умеренный, субполярный и полярный. Значение климата для жизни.


посмотреть текст работы


скачать работу можно здесь


полная информация о работе


весь список подобных работ


Нужна помощь с учёбой? Наши эксперты готовы помочь!
Нажимая на кнопку, вы соглашаетесь с
политикой обработки персональных данных

Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.


Распределение тепла. Основные климатические зоны земли
климат экваториальный тропический географический широта
Путешественники и мореплаватели древности обратили внимание на различие климатов тех или других стран, которые им довелось посетить. Греческим ученым принадлежит первая попытка установить систему климатов Земли. Утверждают, что историк Полибий (204 - 121 гг. до н.э.) первый разделил всю землю на 6 климатических поясов - два жарких (необитаемых), два умеренных и два холодных. В ту эпоху уже было ясно, что степень холода или тепла на земле зависит от угла наклона падающих солнечных лучей. Отсюда возникло и самое слово «климат» (клима - наклон), обозначавшее в течение многих веков некоторый пояс земной поверхности, ограниченный двумя широтными кругами.
В наше время актуальность изучения климата не угасла. К настоящему времени подробно изучено распределение тепла и его факторы, дано множество классификаций климатов, в том числе классификации Алисова, наиболее используемая на территории бывшего СССР, и Кёппена, которая широко распространена в мире. Но климат со временем меняется, поэтому на данный момент изучение климата также актуально. Климатологи подробно изучают изменения климата и причины этих изменений.
Цель курсовой работы: изучить распределение тепла на Земле как главный климатообразующий фактор.
1) Изучить факторы распределения тепла по поверхности Земли;
2) Рассмотреть основные климатические зоны Земли.
Солнце - это ближайшая к Земле звезда, представляющая собой огромный шар раскалённой плазмы в центре солнечной системы.
Любое тело в природе обладает собственной температурой, а, следовательно, собственной интенсивностью излучения энергии. Чем выше интенсивность излучения, тем выше температура. Имея крайне высокие температуры, Солнце является очень сильным источником излучения. Внутри Солнца протекают процессы, при которых из атомов водорода синтезируются атомы гелия. Эти процессы называются процессами ядерного синтеза. Они сопровождаются выделением огромного количества энергии. Эта энергия приводит к тому, что Солнце разогревается до температуры 15 миллионов градусов Цельсия в ядре. На поверхности Солнца (фотосфере) температура достигает 5500°С (11) (3, с. 40-42).
Таким образом, Солнце излучает огромное количество энергии, которая приносит тепло на Землю, но Земля расположена на таком расстоянии от Солнца, что до поверхности доходит лишь немногая часть этого излучения, что позволяет комфортно существовать живым организмам на нашей планете.
1.2 Вр ащение Земли и географическая широта
Форма земного шара и его движение определённым образом влияют на приток солнечной энергии к земной поверхности. На поверхность земного шара отвесно падает только часть солнечных лучей. При вращении Земли лучи падают отвесно лишь в узком поясе, расположенном на равном расстоянии от полюсов. Таким поясом на земном шаре является экваториальный пояс. По мере удаления от экватора поверхность Земли становится всё более и более наклонной по отношению к лучам Солнца. Па экваторе, где лучи Солнца падают почти отвесно, наблюдается наибольшее нагревание. Здесь расположен жаркий пояс Земли. На полюсах, куда лучи Солнца падают очень наклонно, лежат вечные снега и льды. В средних широтах количество тепла убывает по мере удаления от экватора, то есть по мере понижения высоты Солнца над горизонтом с приближением к полюсам (рис. 1,2).
Рис. 1. Распределение солнечных лучей на поверхности Земли в дни равноденствия
Рис. 2. Расположение солнечных лучей на поверхности в дни летнего и зимнего солнцестояния
Рис. 3. Вращение Земли вокруг Солнца
Если бы земная ось была перпендикулярна к плоскости земной орбиты, то наклон солнечных лучей был бы постоянным для каждой широты, и условия освещения и нагревания Земли не изменялись бы в течение года. В действительности земная ось составляет с плоскостью земной орбиты угол 66°33'. Это приводит к тому, что при сохранении ориентировки оси в мировом пространстве каждая точка земной поверхности встречает солнечные лучи под углами, изменяющимися в течение года (рис. 1-3). 21 марта и 23 сентября солнечные лучи в полдень падают отвесно над экватором. Всвязи с суточным вращением и перпендикулярным расположением по отношению к плоскости орбиты Земли, на всех широтах день равен ночи. Это дни весеннего и осеннего равноденствий (рис. 1). 22 июня солнечные лучи в полдень падают отвесно над параллелью 23°27' с. ш., которая называется северным тропиком. Над поверхностью к северу от 66°33' с. ш. Солнце не заходит за горизонт и там царит полярный день. Эта параллель называется северным полярным кругом, а дата 22 июня - днём летнего солнцестояния. Поверхность к югу от 66°33' ю. ш. совсем не освещаетсяСолнцем и там царит полярная ночь. Эта параллель называется южным полярным кругом. 22 декабря солнечные лучи падают в полдень отвесно над параллелью 23°27' ю. ш., которая называется южным тропиком, а дата 22 декабря - днём зимнего солнцестояния. В это время к северу от северного полярного круга устанавливается полярная ночь, а к югу от южного полярного круга - полярный день (рис. 2) (12).
Так как тропики и полярные круги являются границами смены режима освещения и нагревания земной поверхности в течение года, то их принимают за астрономические границы тепловых поясов на Земле. Между тропиками расположен жаркий пояс, от тропиков до полярных кругов - два умеренных пояса, от полярных кругов до полюсов - два холодных пояса. Эта закономерность распределения освещенности и тепла в действительности осложняется еще влиянием различных географических закономерностей, которые будут рассмотрены ниже (12).
Изменение условий нагревания земной поверхности в течение года является причиной смены сезонов (зимы, лета и переходных сезонов) и определяет годовой ритм процессов в географической оболочке (годовой ход температуры почвы и воздуха, жизненных процессов и т.д.) (12).
Суточное вращение Земли вокруг своей оси вызывает значительные колебания температуры. Утром, с восходом Солнца, приход солнечной радиации начинает превышать собственное излучение земной поверхности, поэтому температура земной поверхности увеличивается. Наибольшее нагревание будет наблюдаться тогда, когда Солнце займёт самое высокое положение. С приближением Солнца к горизонту его лучи становятся более наклонными к земной поверхности и нагревают ее уже меньше. После захода Солнца приток тепла прекращается. Ночное охлаждение земной поверхности продолжается до нового восхода Солнца (8).
На рисунке 4 изображён приход и расход тепла. Из рисунка видно, что днём поглощение тепла превышает излучение, а ночью - наоборот. Это связано, прежде всего, с тем, что днём происходит приход солнечного тепла, которое активно поглощается атмосферой и земной поверхностью, а ночью всё поглощённое тепло излучается в мировое пространство. Но кроме смены времени суток и года есть ещё множество факторов, которые влияют на приход и расход тепла. Эти факторы будут рассмотрены и описаны в данном разделе.
Известно, что лучи Солнца, проходя через земную атмосферу, испытывают существенные изменения, ведущие к уменьшению радиации. При этом часть солнечной радиации поглощается и рассеивается атмосферой и облаками, часть отражается от них. Радиация, прошедшая через атмосферу, кроме того, частично отражается и от самой земной поверхности (1, с. 19).
Если учесть отражение солнечной радиации от облаков и земной поверхности, а также потерю части рассеянной радиации атмосферой, то окажется, что Земля как планета поглощает примерно 57% радиации, поступающей на верхнюю границу атмосферы (1, с. 19).
Солнечное излучение в атмосфере поглощается в основном кислородом, озоном, углекислым газом, водяным паром и азотом, хотя и такие газы, как монооксид азота, закись азота, угарный газ и метан, присутствующие в атмосфере в крайне незначительных количествах, также вносят свой вклад в общий спектр поглощения (7, с. 60).
Земная атмосфера содержит облачные и аэрозольные частицы, размеры которых значительно превосходят длину волны падающего видимого излучения. Поэтому отражают и рассеивают солнечное излучение в основном облака и аэрозоли.
Не вся падающая на земную поверхность солнечная радиация поглощается ею и превращается в тепло. Часть её отражается и, следовательно, теряется подстилающей поверхностью. Эта потеря радиации зависит от величины альбедо, то есть отражательной способности земной поверхности.
Из-за вышеуказанных факторов, солнечное излучение поступает на земную поверхность в виде прямой и рассеянной солнечной радиации.
Количество прямой солнечной радиации, и её распределение по земной поверхности зависят от широты, прозрачности атмосферы и облачности (1, с. 19). Чем больше широта, облачность и меньше прозрачность атмосферы, тем хуже проходит прямая солнечная радиация.
Уменьшение действительного количества прямой радиации по сравнению с возможной при безоблачном небе частично компенсируется притоком рассеянной солнечной радиации. На величину рассеянной радиации оказывают влияние различные факторы: высота солнца над горизонтом, прозрачность атмосферы, содержание и состояние воды в атмосфере, альбедо земной поверхности. Рассеянная радиация увеличивается вместе с ростом прямой радиации, но доля её в суммарном потоке растёт с уменьшением высоты Солнца и прозрачности атмосферы, а также с увеличением облачности (1, с. 22-23). Рассеянная радиация хуже прогревает поверхность, чем прямая.
Получая лучистую энергию от Солнца и нагреваясь, земная поверхность сама становится источником лучеиспускания. Это излучение отличается от солнечного. Длина волны радиации, излучаемойнагретым телом, зависит от его температуры. Температура поверхности Земли не бывает выше нескольких десятков градусов, поэтому земная поверхность излучает более длинные волны, соответствующие тепловому состоянию. Земное излучение называется эффективным излучением и измеряется в тех же единицах, что и солнечное (5, с. 24).
Одновременно с потерей тепла излучением земная поверхность получает некоторое его количество от излучения самой атмосферы. Это излучение направлено сверху вниз к Земле (5, с. 24).
Так как в среднем температура поверхности Земли выше температуры атмосферы, то в результате действия двух потоков (вверх и вниз) получается постоянный уход тепла излучением от земной поверхности (5, с. 24).
Кроме температуры поверхности Земли, величина земного излучения будет зависеть от прозрачности атмосферы: чем прозрачнее атмосфера, тем больше потеря тепла земной поверхностью (5, с. 24).
Длинноволновое земное излучение сильно поглощается водяным паром и углекислым газом и поэтому не уходит полностью в мировое пространство, а остается в атмосфере у земной поверхности. Таким образом, атмосфера и облака в ней являются хорошим «одеялом», предохраняющим земную поверхность от охлаждения (5, с. 24).
Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде - также путем турбулентного перемешивания водных слоев, более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этому роду турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы (14).
В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве - менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве - только на 10-20 м (14).
Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается (14).
Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу (14).
В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды (14).
Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме (14).
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю - отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен (14).
Затем температура на поверхности почвы растет до 13-14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также при увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла вглубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13-14 часов до утреннего минимума (14).
В суточном ходе температура воздуха меняется в зависимости от температуры поверхности земли, от неё нагревается и охлаждается. Минимум температуры наблюдается перед восходом солнца, максимум - в 14-15 часов. Эта закономерность проявляется только в условиях устойчивой ясной погоды. Она существенно нарушается при вторжении теплых и холодных воздушных масс, изменении облачности. По этим причинам минимум может наблюдаться днем, а максимум - ночью. То есть, регулярный суточный ход изменяется или маскируется непериодическими изменениями температуры (15).
В годовом ходе температура воздуха меняется, так как все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее. Средние многолетние температуры летних месяцев выше, чем зимних (15).
Основной расход тепла на поверхности ландшафта связан с затратами тепла на испарение. В среднем на это идет около 80% величины радиационного баланса. Испарение осуществляется при наличии влаги и градиента влажности между подстилающей поверхностью и приземным воздухом. Поэтому с изменением градиента меняются и условия испарения (13).
Температура подстилающей поверхности как в условиях различных ландшафтов на суше, так и на водоемах обычно не равна температуре нижнего слоя воздуха. Вследствие этого между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает вертикальный поток тепла, обусловленный турбулентной теплопроводностью приземного слоя атмосферы (4, с. 48).
Рельеф весьма существенно влияет на радиационный режим. Приход и расход радиации в горах зависит как от изменения высоты, так и от изменения крутизны, экспозиции склонов, от закрытости горизонта и характера подстилающей поверхности склонов. Всё это обусловливает различие радиационного баланса внутри горных стран и вне гор в свободной атмосфере, на соответствующем уровне (1, с. 98).
С увеличением высоты, как вне гор, так и в горах путь солнечных лучей через атмосферу уменьшается. Уменьшается также плотность воздуха и его запыленность, поэтому на больших высотах солнечные лучи оказываются менее ослабленными и интенсивность прямой солнечной радиации с увеличением высоты растёт. Наиболее существенные изменения радиации происходят в нижней половине тропосферы. Это связано с быстрым уменьшением концентрации водяного пара и аэрозольных примесей. Далее темп увеличения интенсивности прямой солнечной радиации уменьшается (1, с. 99).
Суточный ход интенсивности солнечной радиации в горах, как и на равнинах, следует, прежде всего, за изменением высоты Солнца. Однако наряду с этим под влиянием высоты рельефа и климатических особенностей ход солнечной радиации в горах может испытывать различные деформации. Чаще всего в суточном ходе появляются асимметрия, при которой дополуденные величины интенсивности солнечной радиации превышают соответственные послеполуденные величины (1, с. 101).
Такой тип суточного хода особенно характерен для гор, находящихся во влажных климатах, и объясняется уменьшением прозрачности атмосферы в послеполуденные часы вследствие развития конвекции, поставляющей водяной пар и другие примеси вплоть до средней и верхней тропосферы (1, с. 101-102).
В годовом ходе прямой солнечной радиации в горах, также как и на равнинах, наибольшие интенсивности приходятся на зимние и весенние месяцы, отличающиеся малой мутностью атмосферы, и наименьшие - на летнее время. Однако с увеличением высоты межсезонные различия околополуденных величин солнечной радиации сокращаются (1, с. 102).
Суточные суммы прямой солнечной радиации в горах, также как и на равнинах, можно подразделять на возможные (при отсутствии облачности) и действительные (при реальных условиях погоды). Первые определяются астрономическими факторами и прозрачностью атмосферы. Вторые, кроме того, зависят еще и от облачности, нередко полностью экранирующей земную поверхность от прямых лучей, а также от закрытости горизонта (1, с. 102-103).
Большое влияние на суточные суммы прямой солнечной радиации оказывает закрытость горизонта, уменьшающая продолжительность солнечного слияния. Рост закрытости горизонта обусловливает потери в приходе прямой солнечной радиации. В отдельных же формах рельефа (котловины, долины широтного простирания) приход радиации зимой и даже в переходные сезоны уменьшается до нуля (1, с. 103-104).
Под влиянием облачности изменение солнечной радиации с высотой в горах становится многообразным и существенно отличается от изменения возможных сумм. Средние многолетние суточные суммы солнечной радиации обычно увеличиваются с высотой лишь в холодную половину года, и уменьшаются в летнее полугодие, отличающееся большой облачностью (1, с. 105).
Интенсивность рассеянной радиации с увеличением высоты и обеднением атмосферы рассеивающими частицами обычно уменьшается (1, с. 107).
В годовом ходе наибольшие величины рассеянной радиации при ясном небе на равнинах и в предгорьях приходятся на июнь - июль. В горах максимум рассеянной радиации смещается на весеннее время, чаще всего на апрель. В это время высота Солнца уже велика и горы повсеместно ещё заснежены и потому отличаются большой отражательной способностью, увеличивающейся во всех достаточно высоких горных системах с высотой и стимулирующей увеличение радиации через вторичное рассеяние (1, с. 108).
В соответствии с уменьшением интенсивности рассеянной радиации изменяются с высотой и ее суточные суммы при ясном небе (1, с. 108).
Действительные суточные суммы рассеянной радиации, как правило, с высотой увеличиваются. Это увеличение обязано, прежде всего, облачности, которая в горах хотя и значительна, но разрежена и тонка и потому, в отличие от равнин (исключая полярные области), увеличивает рассеяние радиации даже при 10-балльном покрытии неба (1, с. 109).
Кроме того, увеличение рассеянной радиации в горах происходит из-за заснеженности их вершин и склонов через многократность отражения и рассеяния (1, с. 109).
Увеличение прихода рассеянной радиации с высотой сравнительно невелико в зимние месяцы и резко возрастает в весенне-летнее время (1, с. 109).
Суммы солнечной радиации в горах существенно зависят от экспозиции и крутизны склонов. Северные склоны 10-градуснои? крутизны летом получают радиации на 10-15% меньше, чем горизонтальная поверхность. Летнее облучение южных склонов такой крутизны мало отличается от поступления радиации на горизонтальную поверхность при тех же условиях облачности. Весной приход суммарной радиации на южный склон на 15-20% больше, чем ее суммы на горизонтальной поверхности (1, с. 113-114).
Южные склоны с большой крутизной (например, 30°) в условиях Кавказа получают радиации в летние месяцы на 5-8% меньше, чем горизонтальная поверхность. Наоборот, в зимние месяцы облучение этих склонов вдвое превышает приход радиации на горизонтальную поверхность (1, с. 114).
Северные склоны крутизной в 30° в летний период получают радиации на 15-20% меньше, чем горизонтальная поверхность, а в зимнее время облучение этих склонов приближается к нулю. В Южном полушарии наблюдается обратное соотношение сумм радиации на северном и южном склонах (1, с. 114).
Эффективное излучение на больших высотах оказывается несколько больше, чем внизу. Увеличение его с высотой обусловлено быстрым уменьшением встречной радиации атмосферы главным образом вследствие уменьшения содержания в воздухе водяного пара. Эффективное излучение, действуя в течение всех суток, приводит к большой радиационной потере тепла в горах (1, с. 115).
В соответствии с изложенным радиационный баланс в горах обычно постепенно уменьшается с высотой. Этому в определённой мере способствуют увеличение облачности в горах днём и летом и уменьшение её ночью и зимой. Первое уменьшает приходную часть радиационного баланса, а второе увеличивает его расходную часть (1, с. 115).
Как известно, в тропосфере в среднем с повышением высоты на 100 м температура понижается примерно на 0,6 ?С. Эта зависимость показана в графике, который расположен ниже:
1.5 Ра диационный и тепловой балансы
Радиационным балансом называют приходо-расход лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой подстилающей поверхностью, атмосферой или системой земля-атмосфера за различные промежутки времени (6, с. 328).
Приходную часть радиационного баланса подстилающей поверхности R составляют прямая солнечная и рассеянная радиация, а также противоизлучение атмосферы, поглощенные подстилающей поверхностью. Расходная часть определяется потерей тепла за счёт собственного теплового излучения подстилающей поверхности (6, с. 328).
где Q - поток (или сумма) прямой солнечной радиации, q - поток (или сумма) рассеянной солнечной радиации, А - альбедо подстилающей поверхности, - поток (или сумма) противоизлучения атмосферы и - поток (или сумма) собственного теплового излучения подстилающей поверхности, д - поглощательная способность подстилающей поверхности (6, с. 328).
Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды (рис. 5). Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).
Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.
где величина радиационного потока тепла - R, турбулентный поток тепла между подстилающей поверхностью и атмосферой - Р, поток тепла между подстилающей поверхностью и нижележащими слоями - А и затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации) - LE (L - скрытая теплота испарения, Е - скорость испарения или конденсации) (4, с. 7).
В соответствии с приходом и расходом тепла по отношению к подстилающей поверхности составляющие теплового баланса могут иметь положительные или отрицательные значения. В многолетнем выводе средняя годовая температура верхних слоёв почвы и воды Мирового океана считается постоянной. Поэтому вертикальный и горизонтальный теплообмен в почве и в Мировом океане в целом практически можно приравнять нулю.
Таким образом, в многолетнем выводе годовой тепловой баланс для поверхности суши и Мирового океана складывается из радиационного баланса, затрат тепла на испарение и турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой (рис. 5, 6). Для отдельных частей океана кроме указанных составляющих теплового баланса нужно учитывать перенос тепла морскими течениями.
Рис. 5. Радиационный баланс Земли и приход солнечной радиации за год
Рис. 6. Затрата тепла на испарение и теплообмен за год
2 . Кл иматические зоны и их распространение
Б.П. Алисов предложил выделять климатические зоны и области исходя из условий общей циркуляции атмосферы. Семь основных климатических зон - экваториальную, две тропические, две умеренные и две полярные (по одной в каждом полушарии) - он выделяет как зоны, в которых климатообразование круглый год происходит под преобладающим воздействием воздушных масс только одного типа: экваториального, тропического, умеренного (полярного) и арктического (в Южном полушарии антарктического) воздуха (1, с. 183).
Между ними Алисов различает шесть переходных зон, по три в каждом полушарии, характеризующихся сезонной сменой преобладающих воздушных масс. Это две субэкваториальные зоны, или зоны тропических муссонов, в которых летом преобладает экваториальный, а зимой тропический воздух. Две субтропические зоны, в которых летом преобладает тропический, а зимой умеренный воздух. Зоны субарктическая и субантарктическая, в которых летом преобладает умеренный, а зимой арктический или антарктический воздух (1, с. 183).
Средние месячные температуры экваториальной зоны составляют 25-28°С, а перепады их невелики. Для этого пояса характерны слабые ветры и высокая влажность (в год выпадает 1000-2000 мм осадков). В экваториальном поясе наблюдаются два дождливых периода, разделенные менее дождливыми. Экваториальная зона проходит по Амазонской низменности Южной Америки, побережью Гвинейского залива и низменности Конго в Африке, полуострову Малакка, Зондским островам и Новой Гвинее (рис. 7) (17).
К югу и к северу от экваториального пояса расположены субэкваториальные зоны. Летом сюда приходит влажный экваториальный воздух, зимой - сухой тропический. Благодаря этому, количество осадков, выпадающих летом, намного превышает этот параметр в зимний период. Среднегодовое количество осадков избыточное - 1000-1500 мм/год, а на склонах гор оно достигает 6000-10000 мм/год. Средние температуры субэкваториального пояса колеблются от 22 до 30°С. Их различие между зимой летом относительно невелико, но уже больше, чем в экваториальном поясе. Субэкваториальный пояс проходит по Бразильскому и Гвинейскому нагорьям Южной Америки, в Центральной Африке, в Индостане и Индокитае и Северной Австралии (рис. 7) (17).
Тропические зоны охватывают территории в Северном и Южном полушариях Земли между субэкваториальными и субтропическими зонами от 20 до 30° с.ш. и ю.ш. (рис. 7) (16).
Здесь в течение года преобладает сухой и горячий тропический воздух. Различие температурного режима между зимой и летом более значительно. Средние температуры самого теплого месяца составляют +30-35°С, холодного - обычно не ниже +10°С. Для тропического пояса характерны значительные перепады температур между ночью и днём. Иногда они достигают 40°С, а среднегодовые около 20°С. В тропиках осадков выпадает очень мало: 50-150 мм/год. Исключением являются лишь побережья материков, на которые влага приносится с океана (17).
Различает следующие типы тропического климата:
Континентальный тропический климат наблюдается в Северной и Южной Африке, в Аравии, в большей части Австралии, в Мексике, в средней части Южной Америки, то есть в тех районах по обе стороны от экватора, где нет смены муссонов, где круглый год преобладает тропический воздух (рис. 7) (9, c. 510).
Указанные районы составляют пояса тропических пустынь, в которые входят Сахара, Аравийская пустыня, пустыни Австралии и другие. Поэтому иногда континентальный тропический климат называют климатом тропических пустынь. Облачность и осадки здесь очень небольшие, радиационный баланс земной поверхности вследствие сухости воздуха и большого альбедо земной поверхности меньше, чем в экваториальном поясе. Однако температура воздуха очень высокая, так как малы затраты тепла на испарение. Лето исключительно жаркое, средняя температура самого теплого месяца не ниже +26°С, а местами почти до +40°С. Именно в зоне тропических пустынь наблюдаются самые высокие максимумы температуры на земном шаре - около +57 - +58°С. Зима также теплая, с температурой самого холодного месяца между +10 - +22°С (9, c. 510).
Осадки выпадают редко, но возможны и сильные ливни (в Сахаре до 80 мм за сутки). Годовые суммы осадков в большинстве случаев меньше 250 мм, а местами меньше 100 мм. В Асуане отмечались периоды, когда дождя не выпадало вовсе несколько лет подряд (9, c. 511).
Океанический тропический климат определяется свойствами морского тропического воздуха, формирующегося в тех широтах субтропических антициклонов, до которых внутритропическая зона конвергенции в своем сезонном смещении не доходит (9, c. 511).
По обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов здесь круглый год господствует устойчивый режим пассатов с характерными у
Распределение тепла. Основные климатические зоны земли курсовая работа. География и экономическая география.
Понятие Здоровья Здоровый Образ Жизни Реферат
Курсовая Работа На Тему Особенности Договора Розничной Купли-Продажи Как Одного Из Самостоятельных Видов
Сочинение по теме Стихотворение Бродского «Одиссей Телемаку»
Один День Из Моей Школьной Жизни Сочинение
Курсовая работа: Мотострелковый взвод в обороне зимой
Курсовая работа по теме Анализ использования трудовых ресурсов на предприятии ОАО 'Вяземский машиностроительный завод'
Қазақстанның 7 Кереметі Туралы Эссе
Курсовая работа: Описание моделей всеобщего управления качеством фирмы
Контрольная Работа По География 8 Природного
Дипломная работа по теме Совершенствование системы моделей стимулирования труда персонала предприятия
Реферат по теме Социальный облик лиц, совершивших сексуальные правонарушения. Профилактика сексуальных правонарушений
Реферат: Метод решения жестких краевых задач без ортонормирования - оболочки ракет составные и со шпангоутами. Скачать бесплатно и без регистрации
Дипломная работа по теме Изучение психологических особенностей подростков из полной и неполной материнской семьи
Принципы И Концепции Бухгалтерского Учета Реферат
Реферат: Гоголь глазами Набокова и Розанова. Скачать бесплатно и без регистрации
Курсовая Работа На Тему Понятие Уголовного Права
Реферат по теме Аналоговые импульсные вольтметры
Сочинение по теме По тонкой проволоке
Курсовая работа: Модернізація пристроїв автоматики і телемеханіки ділянки залізниці на базі мікропроцесорних технічних засобів
Шаблон Графика Контрольных Работ
Работа с легковоспламеняющимися веществами - Безопасность жизнедеятельности и охрана труда реферат
Учет расчетов с покупателями и заказчиками за выполненные работы и оказанные услуги (на примере ООО "ПО") - Бухгалтерский учет и аудит дипломная работа
Бухгалтерский учет торгового предприятия - Бухгалтерский учет и аудит контрольная работа