Радіаційний і тепловий баланси

Курсова робота

з нормативної навчальної дисципліни

«Метеорологія і кліматологія»
Тепловий режим атмосфери.
Обчислення температури повітря за умов сухоадiабатичного процесу

Студентки 1 курсу ГГ-11 групи

напряму підготовки природничі науки (103)

спеціальності Науки про Землю (103) Григорова А.В.

Керівник: доцент, канд. геогр. наук,

Решетченко С.І.

Оцінка: кількість балів ________

Члени комісії:

___________ Клименко В. Г.

(підпис)

__________ Решетченко С.І.

(підпис)

м. Харків-2016

ЗМІСТ

Вступ…………………………………………………………………………………3
Розділ 1. Характеристика теплового режиму атмосфери………………………..4
1.1. Радіаційний і тепловий баланси………………………………………...4
1.2. Адіабатичні процеси в атмосфері………………………………………7
а)Сухоадіабатичні зміни температури повітря ………………..8
б) Вологоадіабатичні зміни температури повітря……………...9
1.3. Інверсія температури……………………………………………………11
1.4. Тепловий режим нижнього шару атмосфери …………………………12
1.5. Географічний розподіл температури повітря……………………….....14

1.6. Теплові пояси……………………………………………………………16
Розділ 2: Обчислення температури повітря за умов сухоадiабатичного
процесу.......................................................................................................................17
Висновки....................................................................................................................19

Список використаних джерел……………………………………………………………………………….21

ВСТУП

Актуальність дослідження: Регіональні та глобальні зміни кліматичної системи (КС) на сьогоднішній день є дуже актуальною проблемою, оскільки вони впливають на соціально-економічний рівень розвитку країн і природну складову. Кліматичні зміни проявляються у зростанні аномальних явищ, вітрових характеристик тощо. Процеси, що протікають в глобальній КС, обумовлюються взаємодією ланок системи Океан-Атмосфера-Суша (О-А-С).
Отже, для вивчення та подальшого прогнозування кліматичних змін необхідно детально досліджувати та аналізувати стан цієї системи.
Мета: дати визначення тепловому режиму атмосфери;обчислити температуру повітря за умов сухоадiабатичного процесу.
Об'єктом дослідження є атмосфера, а предметом - тепловий режим атмосфери.
Завдання дослідження:
1. Дати визначення тепловому режиму атмосфери і його складових;
2. Визначити умови,при яких формується сухоадіабатичний процес;
3.Обчислити температуру повітря за умов сухоадіабатичного процесу.

Розділ 1. Характеристика теплового режиму атмосфери

Розподіл температури повітря в атмосфері і на поверхні грунту, її зміна у часі називається температурним (тепловим) режимом. Температурний режим характеризується середньодобовими, середньомісячними значеннями, амплітудою та абсолютними значеннями максимума і мінімума. Тепловий баланс атмосфери включає: її радіаційний баланс (R_а), який завжди негативний; тепло, що передається від земної поверхні шляхом турбулентного теплообміну (Р); тепло, що виділяється під час конденсації водяної пари (LЕ) та адвективне тепло, що надходить з інших широт. Проте адвективне тепло в багаторічному розрізі становить нуль і рівняння теплового балансу атмосфери в кінцеву результаті буде таке: Ra+P+LE=0

Радіаційний і тепловий баланси

Нижні шари атмосфери нагріваються і охолоджуються в основному за рахунок радіаційного і нерадіаційного теплообміну з підстильною поверхнею. Більша частина тепла надходить на земну поверхню від Сонця.Шляхом теплопровідності земна поверхня може віддавати теплоту вниз або одержувати з глибини ґрунту і воді (Р). Внаслідок турбулентного і молекулярного теплообміну теплота може переходити від земної поверхні в атмосферу і навпаки (А). Крім того, земна поверхня втрачає тепло на випаровування або одержує при конденсації водяної пари (LE, L – приховане тепло пароутворення; Е -маса сконденсованої або випаруваної води). Рівняння теплового балансу земної поверхні буде мати вигляд

R=P+A+LE (1.1.1)
Радіаційним балансом, або залишковою радіацією (R) називають різницю між прибутком і втратою радіації. Прибутковою частиною радіаційного балансу є ввібрана (поглинута) сумарна короткохвильова радіація Сонця, а витратною - довгохвильове ефективне випромінювання, тобто:

R=Q(1-A)-E_еф (1.1.2.)_,
де Q — сумарна сонячна радіація; E_еф — ефективне випромінювання підстильної поверхні;A — альбедо підстильної поверхні;
Радіаційний баланс вночі на всіх широтах негативний, а вдень, до полудня, позитивний.
У географічному розподілі річного радіаційного балансу на суходолі і на морі є відмінність. На суходолі його величини змінюються від 200 в Арктиці до 3700-5000 МДж/м² в тропічних широтах. За природними зонами змінюється так: у арктичній тундрі -400 МДж/м², у тундрі й лісотундрі - 400-800, у північній та середній тайзі - 800—1000, у змішаних лісах, лісостепу й степу - 1200-1450, у тропічній, субтропічній та екваторіальній зонах - 2300-2900 МДж/м². Найменші значення радіаційного балансу властиві для субтропічних і тропічних пустель, де великі альбедо і ефективне випромінювання.
На поверхні океану розподіл радіаційного балансу подібний до розподілу сумарної радіації. Найбільше його значення (5800 МДж/м² за рік) спостерігається в тропічних і субтропічних широтах, найменше (600-800 МДж/м²) - на межі плаваючої криги.
Радіаційний баланс має річний хід. Узимку він малий і навіть негативний (від -40 до -90 МДж/м²) у полярних широтах і великий у тропічних (120-200 МДж/м² за місяць). Улітку він скрізь позитивний і змінюється від полярних до тропічних широт від 200 до 350 МДж/м² за місяць.
Радіаційний баланс характеризує лише ту частину променевої енергії, яка за певний час поглинається або випромінюється земною поверхнею. Як витрачається теплота, як відновлюється її нестача, та як зберігається теплова рівновага системи «Земля-атмосфера» пояснює тепловий баланс:
Rз–P–LE–B=0, (1.1.3.)

де R, - радіаційний баланс земної поверхні; Р - турбулентний теплообмін між земною поверхнею і атмосферою; Е - затрати тепла на випаровування або виділення тепла під час конденсації водяної пари; L - прихована теплота пароутворення, яка становить 2256 КДж/кг; LE- шар води, що випарувався або утворився від конденсації водяної пари; В - потік тепла від поверхні в грунт.
Пересічно верхній шар грунту за рік не нагрівається і не охолоджується, тому величиною В можна знехтувати. Тоді рівняння набуде вигляду:

Rз=P+LE, (1.1.4.)

для пустель, де випаровування майже відсутнє R ₃ = Р.
Тепловий баланс системи «Земля-атмосфера» за багаторічний період також становить нуль, тому Земля, як планета, постійно перебуває в тепловій рівновазі. Однак, у помірних і полярних широтах тепловий баланс негативний, а в екваторіально-тропічних –позитивний.
Тепловий баланс атмосфери складається з поглинутої атмосферними газами сумарної сонячної радіації, земного випромінювання, зустрічного випромінювання атмосфери, теплоти від конденсації та від теплообміну з земною поверхнею і випромінювання, яке атмосфера віддає в міжпланетний простір.
За підрахунками С.П.Хромова, атмосфера поглинає 20 одиниць теплоти сумарної сонячної радіації, З0 одиниць теплоти конденсації і теплообміну з земною поверхнею і 107 одиниць теплоти від земного випромінювання і випромінює 187 одиниць теплоти в космос, тобто стільки ж, скільки отримала[1]. Загальний тепловий баланс системи "Земля - атмосфера" визначається на верхній межі атмосфери, через яку проходить сонячна радіація (100%) і виходить в космос,відбита і розсіяна радіація (35% -планетарне альбедо), ефективне випромінювання земної поверхні (10%) та випромінювання атмосфери (55%).
Отже, на верхній межі атмосфери є рівновага між надходженням і витратою тільки променевої енергії, тобто складових частин радіаційного і теплового балансу системи "Земля – атмосфера” в цілому.

Радіаційний баланс компенсується в результаті горизонтального перенесення теплоти в океані та атмосфері, завдяки міжширотному обміну повітряних мас і води. Горизонтальне перенесення енергії враховують в теорії клімату, адже регіональний розподіл складових радіаційного балансу системи "Земля -атмосфера" змінюється під впливом хмарності. Повний потік явної теплоти в атмосфері має три максимуми: один біля екватора і два біля 40° ш. обох півкуль, оскільки між даними широтами спостерігається надлишок радіаційної енергії, а північніше 40˚ широти - нестача. Тепло переноситься з приекваторіальних, тропічних і субтропічних районів в інші, а також з океанічних областей помірних широт, де вона нагромаджується завдяки виносу океанськими течіями.
Тепловий баланс системи "Земля - атмосфера" між 40° пд.ш. збільшується від 0 до 20-40 ккал /см² за рік, лише в пустелі Сахарі та в пустелях Аравії та Ірану він зменшується до нуля. На північ і на південь від 40-х широт баланс теплоти від'ємний і зменшується до -60 ккал /см ² за рік за полярним колом.
М.І.Будико відносить до складових частин загального теплового балансу Землі в цілому притік сонячної радіації на верхню межу тропосфери, планетарне альбедо, поглинуту і засвоєну повітрям тропосфери радіацію, поглинання радіації земною поверхнею. ефективне випромінювання, радіаційний баланс, витрати теплоти на випаровування, турбулентний теплообмін і довгохвильове випромінювання Землі в цілому[2].

1.2. Адіабатичниі процеси в атмосфері

За рахунок перемішування і термічної конвекції нагрівається потужний шар води, на суші - тільки поверхня грунту. Добові коливання температури проникають в грунт до глибини в середньому 1 м, у воду - до 20 м, а річні коливання відповідно до глибин 20 м і 200-400 м. У зв'язку з великою теплоємністю при охолодженні 1 м води на 1 °С нагрівається 3000 кубічних м повітря на 1 °С. Атмосферне повітря нагрівається від поверхні суші і водойм, оскільки безпосередньо поглинання сонячної радіації дає не більше 0,1 °С за годину. Отже, атмосферне повітря нагрівається від земної поверхні, звідси виходить, що термічний режим суші та океанів відрізняється тим, що водойми нагріваються і охолоджуються повільніше, тому вони вночі тепліші, а вдень холодніші за сушу.
Передача теплоти вгору відбувається шляхом молекулярної теплопровідності, конвекції, турбулентного перемішування і конденсації водяної пари.
Молекулярна теплопровідність не має великого значення, адже повітря є поганим провідником теплоти. Вирішальне значення мають конвекція, турбулентність і конденсація. Конвекція - перенос теплоти вверх потоками повітря. Нагріте повітря підіймається вгору, а на його місце знову надходить холодне повітря. Так виникають вертикальні конвективні рухи. Турбулентне перемішування зумовлене виникненням у повітрі невпорядкованих завихрень, рухів, напрямків. При підйомі повітря потрапляє вгорі в умови зниженого тиску, розширяється. На це витрачається певна робота і певна кількість теплоти тому повітря адіабатично охолоджується.
Адіабатичним називається процес, під час якого зміни температури

відбуваються без теплообміну з навколишнім середовищем, а лише внаслідок перетворення внутрішньої енергії в роботу і навпаки, завдяки внутрішнім змінам тиску, вологості і температури.
Однією з важливих характеристик теплового режиму атмосфери є вертикальний температурний градієнт (G_r) - зміна температури на 100 м висоти. Сухе повітря під час підняття на кожні 100 м охолоджується на 1 °С, а під час опускання на 100 м нагрівається на 1 °С. Такий градієнт називається сухоадіабатним (1^° С/100 м), а процес сухоадіабатичним.
Сухоадіабатичні зміни температури повітря:
Стан атмосфери характеризується значенням трьох її параметрів: температури, тиску та густини або питомого об’єму. Ці величини пов’язані між собою рівнянням стану газів(PV=RсT). Закон, за яким відбуваються адіабатичні зміни стану в ідеальному газі, з достатньою точністю застосовується до сухого повітря, а також до ненасиченого водяною парою повітря. Це сухоадіабатичний закон і він визначається рівнянням сухоадіабатичного процесу або рівнянням Пуасона:

Т / Т0 = (Р/Р0)R/Cp; Т / Т0 = (Р/Р0) 0,286, (1.2.1.)

де R – газова стала, Ср – теплоємність повітря, R/Ср=0,286.
Зміст рівняння Пуасона полягає в тому, що коли тиск в сухому чи ненасиченому повітрі змінюється від Ро на початку процесу до Р в кінці, то температура цього повітря змінюється від То на початку процесу до Т в кінці його. При цьому значення температури і тиску змінюється у відповідності з написаним вище рівнянням.
У насиченому повітрі під час підняття угору водяна пара конденсується, теплота, що при цьому вивільняється, підігріває повітря, тому вологоадіабатний градієнт ( γа)значно менший за сухоадіабатичний і залежить від атмосферного тиску, температури і вмісту водяної пари. Пересічно вологоадіабатний градієнт становить 0,6°С/100 м. Під час опускання вологе повітря незалежно від ступеня насичення нагрівається на 1 °С на кожні 100м.
Вологоадіабатичний градієнт змінний, так, при атмосферному тиску 1000 гПа і температурі 0оС повітря охолоджується на 0,66оС, при температурі 20оС – на 0,44оС, при температурі -20оС – на 0,88оС. За дуже низької температури повітря у високих шарах атмосфери водяної пари залишається зовсім мало, тому й мало виділяється тепла конденсації. У зв’язку з цим на великих висотах вологоадіабатичний градієнт наближається до сухоадіабатичного.
Вологоадіабатичні зміни температури повітря:
Коли ненасичене водяною парою повітря підноситься угору і адіабатично охолоджується, то воно наближається до насичення і на якійсь висоті воно стає насиченим. Ця висота називається рівнем конденсації водяної пари.
При подальшому піднесенні насиченого повітря вгору у ньому починається конденсація водяної пари і при цьому виділяється приховане тепло, яке було витрачене на випаровування води. Це величезна кількість тепла – 2501 *103 Дж/кг. Тому температура повітря змінюється за іншими закономірностями. Звільнене тепло затримує зниження температури повітря при його піднесені. Тому температура повітря знижується за вологоадіабатичним, а не сухоадіабатичним градієнтом. Вона знижується тим повільніше, чим більше вологи є в повітрі в стані насичення, а це у свою чергу залежить від температури.
Зменшення атмосферного тиску і пов’язане з ним розширення повітря і зниження температури в атмосфері спостерігається при висхідних рухах повітря. Таке піднесення повітря вгору має місце при конвекції, при русі повітря вздовж похилої поверхні холоднішої повітряної маси, тобто над фронтальною поверхнею, при вимушеному русі повітря вздовж гірського схилу.
Стискання повітря при низхідних рухах відбувається так: повітря надходить у шари атмосфери з меншим тиском і його температура підвищується. Отже, при піднесенні сухого або ненасичено водяною парою повітря адіабатично охолоджується, а при опусканні – адіабіотично нагрівається.
Коли насичене водяною парою повітря після піднесення почне опускатись, то його температура змінюватиметься залежно від того чи всі крапельки і кристалики випали з повітря у вигляді атмосферних опадів, чи вони залишились у повітрі. Якщо у повітрі немає крапель та кристалів, то при опусканні повітря буде нагріватись за сухоадіабатичним градієнтом, якщо у повітрі є крапельки і кристалики, то при опусканні повітря і його нагріванні, вони будуть випаровуватись і на випаровування витрачається тепло, що затримує підвищення температури. Вона буде підвищуватись за вологоадіабатичним градієнтом, тобто настільки, наскільки б вона знизилась при піднесенні насиченого повітря при тій же температурі і атмосферному тиску. Як тільки вся вода у повітрі випарується, то подальше підвищення температури буде за сухоадіабатичним градієнтом. Оскільки при опусканні повітря вода випаровується дуже швидко, то для наближених розрахунків температури повітря, яке опускається, завжди можна брати сухоадіабатичний градієнт.
Отже, коли ненасичене повітря підноситься вверх і, не досягши рівня конденсації, опуститься вниз, то його температура повернеться до початкової величини. Коли повітря досягши рівня конденсації продовжує рухатись угору, то його температура знижується за вологоадіабатичним градієнтом і відбувається конденсація водяної пари, внаслідок якої формуються хмари, з яких в подальшому можуть випасти опади в рідкому або твердому станах.
Зміни температури повітря при його піднесенні та опусканні можна прослідкувати за спеціальним графіком, який називається аерологічною діаграмою(мал.1).
Мал.1. (Аерологічна діаграма)

1.3. Інверсія температури

Інверсія температури — підвищення температури повітря з висотою в якому-небудь шарі атмосфери. Інверсії спостерігаються в приземних шарах повітря і на деяких висотах у вільній атмосфеpi. Приземні інверсії пов'язані переважно з охолодженням повітря від ґрунту в вечірні і нічні години. Також бувають обумовленими стіканням більш важкого холодного повітря по схилах в гірські долини. Найчастіше спостерігаються в холодну пору року, при пануванні антициклональних циркуляційних процесів. При цьому температури в гірських долинах можуть бути на декілька градусів нижчими, ніж на верхніх частинах схилів та на гірських вершинах. Завдяки даному явищу абсолютні мінімуми температур в горах (зокрема, Карпатах), характерні не для вершин хребтів, а для вузьких міжгірських долин. Явище температурної інверсії пов'язане із виникненням на гірських схилах теплих смуг, де клімат є теплішим, ніж вище та нижче по схилі. Інверсія температури ускладнює вертикальну циркуляцію повітря. Через це в містах вона часто призводить до застою біля земної поверхні повітря, забрудненого викидами промисловості і транспорту, аж до утворення смогу.
Приземні інверсії за походженням бувають радіаційні, адвективні, орографічні, сніжні. Радіаційні інверсії виникають в теплу пору року при безхмарній погоді. Після заходу Сонця земна поверхня і прилеглий шар повітря охолоджуються за рахунок радіаційного випромінювання теплоти. Орографічні інверсії утворюються в тиху штилеву погоду в котловинах і долинах, куди стікає холодне повітря, а на вершинах горбів і схилах лишається більш тепле повітря.
Адвективні інверсії виникають в результаті надходження теплого повітря в охолоджену місцевість. навесні біля земної поверхні теплота витрачається на танення снігу і виникають сніжні інверсії.
З інверсіями певною мірою пов'язані заморозки навесні і восени, коли середньодобові температури стають додатними, але приземний шар повітря охолоджується нижче 0 °С. Заморозки бувають радіаційні та адвективні подібно до відповідних інверсій температури.

1.4. Тепловий режим нижнього шару атмосфери

Розподіл температури на поверхні або в атмосфері та її безперервна зміна в часі називається тепловим режимом. Тепловий режим атмосфери характеризується середньодобовими температурами, середньомісячними температурами кожного місяця, середньомісячними температурами кожного року і середньою багаторічною температурою, мінімальними і максимальними температури за певний проміжок часу.
Залежність температури повітря від інтенсивності сонячної радіації та характеру підстильної поверхні обумовлюють її нерівномірний хід протягом дня і року. Добовий і річний хід температури повітря до висоти 2 км у загальних рисах нагадує хід температури на земній поверхні. В повітрі на висоті 2 м добовий максимум в середньому настає після максимуму температури ґрунту, о 14-15 годині, а мінімум - перед сходом Сонця. Але добовий хід температури повітря може бути зовсім неправильним залежно зміни хмарності та надходження повітряних мас з іншою температурою. Добова амплітуда температури залежить від широти, сезону, характеру ґрунтів, рельєфу, амплітуди температури підстильної поверхні та хмарності. Добова амплітуда температури повітря зменшується від тропіків (в середньому 12 °С)до полюсів (на широті 60° -6 °С, на широті 70° - 3 °С). В степах і пустелях добова амплітуда температури зростає, а над густим рослинним покривом або над водою зменшується, вона більша в долинах і ярах і менша на вершинах, схилах і горбах. Над океаном в нижньому шарі повітря добова амплітуда не перевищує 1.5 °С.
Річний хід температури повітря залежить від широти. Ступінь океанічності або континентальності клімату проявляється в річній амплітуді температури, тобто в різниці між середніми температурами найтеплішого і найхолоднішого місяців. Річна амплітуда температури збільшується за широтами від переважання морських або континентальних повітряних мас і відповідно зростає у внутрішніх материкових секторах. Залежно від широти і континентальності виділяють наступні типи річного ходу температури повітря:
А. Екваторіальний тип. Характеризується малою амплітудою (1-5 °С). Не дуже чітко проявляються два відносних максимуми рівнодення під час зенітного стояння Сонця.

Б. Тропічний тип. Амплітуда зростає до 10-15 °С у внутрішніх материкових секторах. Спостерігається один максимум під час літнього сонцестояння і один мінімум під час зимового сонцестояння. Абсолютний максимум температури досягав 58 °С у північній Африці біля м. Тріполі.

В. Тип помірного поясу. Річна амплітуда в морському кліматі 10-15 °С, у континентальному 26-40 °С, в центрі Євразії - до 60 °С і більше. Один максимум спостерігається після літнього сонцестояння, наприклад, у північній півкулі для морського клімату - в серпні, а для континентального - в липні. Мінімум, відповідно, настає після зимового сонцестояння і в північній півкулі припадає на лютий-березень над морями і на січень на суші, тобто над морями екстремуми запізнюються в зв'язку з особливостями термічного режиму води. Полюси холоду північної півкулі перебувають на північному сході Азії в Верхоянську і Оймяконі, де абсолютний мінімум температури дорівнює -71 °С.

Г. Полярний тип. Мінімум температури зміщений на час появи Сонця після тривалої полярної ночі. Найтеплішим у північній півкулі є липень, у південній - січень або грудень. Річна амплітуда температури на суші дорівнює З0-40 °С, а в морському кліматі - близько 20 °С. Найнижча на Землі температура повітря -89,2 °С зафіксована в Антарктиді поблизу полярної станції "Восток".
Спостереження за температурою повітря, ґрунту і води на метеостанціях ведуться з допомогою термометрів і термографів. Прилади для вимірювання температури повітря встановлюють в матеобудці на висоті 2 м над земною поверхнею. Термометри бувають термінові, максимальні та мінімальні.

1.5. Географічний розподіл температури повітря

Розподіл температури повітря на земній поверхні показують на картах ізотерм року, найтеплішого і найхолоднішого (липень і січень) місяців.
Ізотерми — це лінії, які з'єднують точки з однаковою температурою. Для складання карт ізотерм температури приводять до рівня моря, вважаючи, що з висотою температура зменшується в середньому на 0,65 °С на кожні 100 м.
Для вивчення закономірностей розподілу температури використовують карти ізотерм липня і січня, які взято за найтепліший і найхолодніший місяці, або карту ізотерм року (мал.2).
Мал.2. (Карта ізотерм року)
Простежується широтно-зональна закономірність в розподілі теплоти. Температури поступово зменшуються від екватора до полюсів, але взимку це явище проявляється більш різко, бо горизонтальні температурні градієнти в 2 рази більші, ніж влітку. Над сушею зниження температури в бік полюсів виражено більш чітко, ніж над океанами.

У січні в північній півкулі головний полюс холоду міститься в Якутії, в зв'язку з великим випромінюванням снігового покриву і вихолоджуванням повітря в міжгірних котловинах і долинах при пануванні малохмарної антициклонічної погоди. Другий полюс холоду розміщений над Гренландією. Вздовж берегів материків ізотерми відхиляються від широтного ходу і мають субмеридіональний напрям, різкі контрасти біля західних берегів материків зумовлюють теплі течії, що проникають далеко на північ. Крім того. між Гольфстрімом і Скандинавським півостровом контрасти підсилюються прибережними горами Норвегії, на схід від яких над сушею збирається холодне повітря. Під впливом теплих течій ізотерма січня -20 °С відступає до 83° пн.ш., а значна частина Баренцова моря не замерзає. Аналогічно впливають на температуру повітря Скелясті гори на західною узбережжі Північної Америки. Контрасти температур біля східних берегів материків є наслідком холодних течій, що рухаються з Арктики, зменшують температуру повітря і порушують її зональний розподіл.
Влітку розподіл температури значно змінюється.У північній півкулі напрям ізотерм наближається до широтного і лише в районах холодних течій біля берегів Північної Америки, Каліфорнії, Північно—Східної Азії вони відхиляються далеко на південь. Над материками спостерігаються кілька центрів теплоти: Долина Смерті в Каліфорнії, Лівійська пустеля, Мексика, де максимальна температура підвищується до 57-58 градусів Цельсія..

У південній півкулі є свої області теплоти - пустеля Калахарі та Центральна Австралія, де температура січня піднімається вище за 45 °С, а липня - падає до -5°С.
Якщо визначити середні температури кожної паралелі або широтної зони. можна зазначити, де проходить найтепліша паралель, яку називають термічним екватором. Цей екватор не збігається з географічним і розміщений біля 10° пн.ш., де проходить середньорічна ізотерма 27 °С. Північна півкуля в цілому тепліша за південну, відповідно 15 і ІЗ °С, а Арктика тепліша, ніж Антарктида. Річний хід температури в південній півкулі океанічний, а в північній - материковий, амплітуда відрізняється в 2,5 рази. Все це прояви термічної, або теплової, дисиметрії Землі. Крім того, термічні умови порушуються а гірських країнах, де завдяки зменшенню температури з висотою проявляється висотна кліматична поясність.

1.6. Теплові пояси

Температурні пояси — це основа виокремлення кліматичних поясів. У їх межах є значні відміни в температурі, які зумовлені розподілом води й суходолу та рельєфом поверхні. Зміна температури з висотою є основою вертикальної зональності.
На основі широтно-зональних закономірностей в розподілі ізотерм виділяють теплові пояси на земній кулі: жаркий, два помірних, два холодних і два пояси вічного морозу.
Від З0˚ пн.ш. до 30° пд.ш. розміщений жаркий пояс з середньорічними температурами вище 20 °С. На північ і на південь йдуть помірні теплові пояси, які обмежені середньорічними ізотермами 10 °С найтеплішого місяця, тобто крайньою температурою достигання насіння деревних порід. Термічні умови поясу змінюються за широтою. На півдні вони придатні для росту субтропічних рослин, помірно-теплі в степах і мішаних лісах, помірно-холодні в зоні хвойних лісів.
У субполярних широтах простягаються холодні пояси, північна і південна межа яких збігається з нульовою ізотермою найтеплішого місяця (зона тундри). Біля полюсів розміщені пояси вічного морозу, де середня температура всіх місяців року від'ємна. Термічні пояси служать основою для виділення кліматичних поясів.