SNC03732

metra, przynoszących ukże zachmurzenie. Pojawia */? wówcza* więkae promienia, wmt motać aimosfciy, a taka skierowany w dół strumień ciepła odczuwalnego.

Zjawiła tc maj;; większe znaczenie w polarnej atrefic arktycznej. We wnętrzu An-urktydy ocieplenia m wywoływane tylko przez promieniowanie słoneczne o wyjątkowo duya natężeniu oraz promieniowanie długofalowe atmosfery.

<V*a~xir^*M>t>y<)rf«w»yafno«anwodtnlrt w tfodhiritTW. Zjawisko t/w.ZWlb«iadri>. mfdttaub opam jat w! 9i4 r, afe nadal budzi zainteresowanie klimatologów. Często zdarz*

W » Mdhu Mawiam w ipa je« o 2-3*C wytaa od temperatury czerwca, sierpnia i wra-firn ł»«if kfcmatiwych przyczyn tałiAodepItó; na obrzeżach Antarktydy maź* je powodować złtywna cyrkulacja cyUorutnł. nasilająca się pod wpływem kontrastów termicznych lądbfodu i oceanu. We wnętrzu kontynentu ocieplenie pochodzi bądź z promieniowania zwrot-nr>yo jernosfey o inwersyjnej stratyfikacji, bądź teź następuje wskutek przejściowej likwidacji przyziemnej inwersji temperatury pod wpływem ruchu powietrza, np, przyspieszenia wiatrów katibatytznych.

Charakieiystyczny, odmienny niż na oceanach, jest strefowy rozkład strumieni ciepła odczuwalnego P i ciepła utajonego LE nad lądami (tab. 9.5). Maksimum strat ciepła na parowanie leży w strefie równikowej (na oceanach występuje koło zwrotników, lecz na lądzie w tych okolicach rozpościerają się przeważnie suche pustynie). Turbulencyjny strumień ciepła jawnego na lądach ma natomiast swe maksimum w strefie I podzwrotnikowej. Zmniejsza się on szybko w miarę zbliżania się do biegunów i w wysokich szerokościach geograficznych staje się nawet mniejszy od strumienia ciepła oddawanego przez oceany, a także - podobnie jak w niskich szerokościach - mniejszy od strumienia ciepła utajonego, powstającego w wyniku parowania z powierzchni ziemi. I

Na lądach w strefie międzyzwrotnikowej kształtuje się specyficzny mechanizm obie-1 gu energii w ramach komórki cyrkulacji Hadleya. Według Lockwooda (1984) w komórce I tej istnieją dwa główne źródła energii. Pierwsze jest umiejscowione w strefie konwekcji, I gdzie uwalnia się utajone ciepło parowania (kondensacją pary wodnej w chmurach konwekcyjnych z intensywnymi opadami) i gdzie wzrasta energia potencjalna unoszących się mas powietrza. Drugie źródło energii znajduje się w strefie ruchów zstępujących, gdzie następuje zamiana energii potencjalnej w ciepło. Ponadto, wywołana pizez te ruchy bezchmurna pogoda umożliwia bardzo dużą insolację i zamianę energii promieniowania w ciepło na powierzchni czynnej i turbulencyjne rozprzestrzenianie się go w atmosfera. Jednakże, saldo promieniowania na słonecznych obszarach podzwrotnikowych nie jest zbyt duże, a w nocy i zimą może być ujemne. Dlatego zasadniczym źródłem energii pozostaje ciepło, pochodzące z energii potencjalnej, której pochodzenie wiąże się z kondensacją pary wodnej. Ogrzewające się powietrze wchłania wilgoć z podłoża i powiększa tym samym zasoby energii wewnętrznej o zapas ciepła utajonego. Trafia ono ponownie w strefę konwekcji ptzyrównikowej i proces powtarza się.

Lockwood (1984) podkreśla, że mimo wysokiej temperatury przyziemnych want* powietrza w strefie osiadania, całkowita zawartość energii (ciepło odczuwalne + ciepło utajone + energia potencjalna) w strefie konwekcji może być większa niż nad gorący® pustyniami, gdzie zresztą powstaje większość strat energetycznych omawianej „maszyn; J

ceplncj wskutek wypromicnlowania podłożu i at niostcry. Tuk więc, gorące pustynie %ą ajtioczcśnic chłodnicą tropikalnej maszyny cieplnej,

Niceo inaczej odbywa się proce* ogrzewania lądów strefy umiarkowanej. W prr/c letniej rozwija się tam konwekcja termiczna i działalność cykionalna. Wędrujące cyklopy przynoszą wilgoć znad oceanów, a kondensacja następuje przeważnie w strefie Ironio* atmosferycznych, Związane z nimi zachmurzenie ogranicza wprawdzie insołację, ile dostarcza w zamian atmosferze sporych ilości ciepła, uwalnianego podczas konden-sagi pary wodnej. W dni pogodne podłoże atmosfery szybko ogrzewa się wskutek jnsolacji, atmosfera natomiast wchłania zarówno ciepło odczuwalne, jak i ciepło utajone. czerpane z parującego gruntu i transpiracji. Rozwijająca się konwekcja i zachmurzę-oie konwekcyjne powodują zamianę ciepła utajonego w ciepło odczuwalne. W tym przypadku przemiennie uruchamiają się procesy kształtujące przychód ciepła. Proces lokalny polega na zamianie energii promienistej w ciepło odczuwalne i wyzwalaniu ciepła utajonego wskutek konwekcji i kondcsacji pary wodnej, pochodzącej częściowo z miejscowego źródła, tj. z parowania terenowego. Proces adwekcyjny natomiast dostarcza utajonego ciepła, czerpanego z oceanów i mórz. Ląd, w przeciwieństwie do oceanu, w sprzyjających okolicznościach, jakie powstają w porze letniej, szybko się nagrzewa. Barierę dla wzrostu temperatury stanowi zachmurzenie, które ogranicza insołację i hamuje przyrost salda bilansu cieplnego.

W zimie, zamiast wilgotnych cyklonów, nad lądami strefy umiarkowanej panują bezchmurne układy antycyklonalne. Dopływ promieniowania słonecznego jest bardzo mały ze względu na niskie położenie Słońca i krótkość dnia, a ujemne saldo bilansu promieniowania rozwija się w korzystnych warunkach braku zachmurzenia i niewielkiej wilgotności powietrza. Adwekcje cieplejszego powietrza oceanicznego w głębi lądu należą w zimie do rzadkości. Skierowany w dół (inwersje radiacyjne) strumień ciepła odczuwalnego nie jest w stanie zrównoważyć strat energii, powstających wskutek wypro-mieniowania podłoża. Sprzyja to niemal nieograniczonemu oziębianiu się wnętrza lądów. Regulatorem tego spadku temperatury pozostaje w zasadzie tylko malejące równolegle promieniowanie efektywne podłoża atmosfery oraz insolacja. Niemniej, czynniki te w zimie działają dość słabo i temperatura na lądach obniża się gwałtownie.

Termiczne efekty letniego ogrzewania się i zimowego wychłodzenia lądów są w znacznym stopniu zależne od usytuowania, konfiguracji i wielkości powierzchni lądowych. Badania Brooksa (rosyjskiego klimatologa, cyt. za Okotowiczem. 1969) wykazały, że największą efektywnością letniego ogrzewania odznaczają się stosunkowo niewielkie powierzchnie lądowe niezbyt odległe od wybrzeży. Przemawia to za dużym znaczeniem ciepła utajonego, pochodzącego z parowania akwenów. Temperatura w najcieplejszym miesiącu podnosi się wraz z odległością od wybrzeża. W najzimniejszym miesiącu temperatura spada w głąb lądu. Średnie tempo wzrostu temperatury letniej (poziomy gradient termiczny) przeważa nad spadkiem temperatury zimowej w strefie ok. 500 km od wybrzeży. Dalej w głębi lądu przyrosty temperatury najcieplejszego miesiąca stają się niewielkie, natomiast spadki temperatury najzimniejszego miesiąca powiększają się. W rezultacie średnia temperatura roczna jest na lądzie w pewnej odległości od wybrzeża wyższa niż nad morzami. ale dalej od wybrzeży znacznie niższa niż nad morzami, na tej samej szerokości geograficznej. Za optymalną pod względem termicznym uważa Brooks .wyspę' o powierzchni około 500 tys. km² - miałaby ona najwyższą temperaturę roku.