Tunnelma. Koostumus, rakenne, kiertokulku

Sademäärä planeetallamme jakautuu erittäin epätasaisesti. Joillakin alueilla sataa joka päivä ja maapallon pintaan tulee niin paljon kosteutta, että joet pysyvät täysvirtaisina ympäri vuoden ja trooppiset metsät kohoavat kerroksittain ja estävät auringonvalon. Mutta planeetalta löytyy myös paikkoja, joissa taivaalta ei putoa tippaakaan sadetta useaan vuoteen peräkkäin, tilapäisten vesisuihkujen kuivuneet pesät halkeilevat paahtavan auringon säteiden alla ja niukkoja kasveja pääsee vain syvät pohjavesikerrokset pitkien juurien ansiosta. Mikä on syy tähän epäoikeudenmukaisuuteen? Sateen jakautuminen maapallolla riippuu siitä, kuinka monta kosteutta sisältävää pilviä muodostuu tietylle alueelle tai kuinka paljon tuuli voi tuoda mukanaan. Ilman lämpötila on erittäin tärkeä, koska kosteuden intensiivinen haihtuminen tapahtuu juuri korkeassa lämpötilassa. Kosteus haihtuu, nousee ja pilviä muodostuu tietyllä korkeudella.

Ilman lämpötila laskee päiväntasaajalta napoille, joten sademäärä on suurin päiväntasaajan leveysasteilla ja laskee napoja kohti. Maalla sateen jakautuminen riippuu kuitenkin useista lisätekijöistä.

Rannikkoalueilla sataa paljon, ja sademäärä vähenee etäisyyden valtameristä kasvaessa. Vuoristoalueiden tuulisilla rinteillä sataa enemmän ja tuulen takana olevilla rinteillä paljon vähemmän. Esimerkiksi Norjan Atlantin rannikolla Bergenissä sataa 1730 mm vuodessa ja Oslossa (harjanteen takana) vain 560 mm. Matalat vuoret vaikuttavat myös sateen jakautumiseen - Uralin länsirinteellä Ufassa sataa keskimäärin 600 mm ja itärinteellä Tšeljabinskissa - 370 mm.

Sateen jakautumiseen vaikuttavat myös Maailman valtameren virtaukset. Lämpimien virtausten ohi kulkevien alueiden yli sademäärä lisääntyy, koska ilma lämpenee lämpimistä vesimassoista, se nousee ja muodostuu riittävän vesipitoisia pilviä. Alueiden yli, joiden lähellä kylmät virtaukset kulkevat, ilma jäähtyy, laskeutuu, pilviä ei muodostu ja sademäärä on paljon vähemmän.

Eniten sataa Amazonin altaalla, Guineanlahden rannikolla ja Indonesiassa. Joissakin osissa Indonesiaa niiden enimmäisarvot saavuttavat 7000 mm vuodessa. Intiassa, Himalajan juurella, noin 1300 metrin korkeudessa merenpinnan yläpuolella, on maan kostein paikka - Cherrapunji (25,3 ° N ja 91,8 ° E), jossa on keskimäärin yli 11 000 mm sadetta. vuonna. Tällaisen runsaasti kosteutta tuo näihin paikkoihin kesän kostea lounaismonsuuni, joka nousee vuorten jyrkkiä rinteitä pitkin, jäähtyy ja kaatuu voimakkaaksi sateeksi.

Ilmakehän paine- ilmakehän ilman paine siinä oleviin esineisiin ja maan pintaan. Normaali ilmanpaine on 760 mmHg. Taide. (101325 Pa). Kun korkeus nousee, paine laskee 100 mm jokaista kilometriä kohden.

Ilmakehän koostumus:

Maan ilmakehä on maapallon ilmakuori, joka koostuu pääasiassa kaasuista ja erilaisista epäpuhtauksista (pöly, vesipisarat, jääkiteet, merisuolat, palamistuotteet), joiden määrä vaihtelee. Tärkeimmät kaasut ovat typpi (78 %), happi (21 %) ja argon (0,93 %). Ilmakehän muodostavien kaasujen pitoisuus on käytännössä vakio, lukuun ottamatta hiilidioksidia CO2 (0,03 %).

Ilmakehässä on myös pieniä määriä SO2, CH4, NH3, CO, hiilivetyjä, HC1, HF, Hg, I2 höyryjä sekä NO ja monia muita kaasuja. Troposfäärissä on jatkuvasti suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia (aerosoleja).

Ilmasto ja sää

Sää ja ilmasto kietoutuvat toisiinsa, mutta niiden välinen ero on syytä tunnistaa.

Sää- Tämä on ilmakehän tila tietyllä alueella tietyllä hetkellä. Samassa kaupungissa sää voi vaihtua muutaman tunnin välein: aamulla ilmaantuu sumua, lounasaikaan alkaa ukkosmyrsky ja illalla taivas selkiytyy pilvistä.

Ilmasto- pitkäaikainen, toistuva säätila, tyypillinen tietylle alueelle. Ilmasto vaikuttaa maastoon, vesistöihin, kasvistoon ja eläimistöön.

Tärkeimmät säätekijät ovat sademäärä (sade, lumi, sumu), tuuli, ilman lämpötila ja kosteus, pilvisyys.

Sademäärä- Tämä on nestemäisessä tai kiinteässä muodossa olevaa vettä, joka putoaa maan pinnalle.

Ne mitataan sademittarilla. Se on metallisylinteri, jonka poikkipinta-ala on 500 cm2. Sademäärä mitataan millimetreinä - tämä on vesikerroksen syvyys, joka ilmestyi sademittariin sateen jälkeen.

Ilman lämpötila määritetään lämpömittarilla - laitteella, joka koostuu lämpötila-asteikosta ja sylinteristä, joka on osittain täytetty tietyllä aineella (yleensä alkoholilla tai elohopealla). Lämpömittarin toiminta perustuu aineen laajenemiseen kuumentuessaan ja supistumiseen - jäähtyessään. Yksi lämpömittarin lajikkeista on hyvin tunnettu lämpömittari, jossa sylinteri on täytetty elohopealla. Ilman lämpötilaa mittaavan lämpömittarin tulee olla varjossa, jotta auringonsäteet eivät lämmitä sitä.

Lämpötilamittauksia suoritetaan meteorologisilla asemilla useita kertoja päivässä, minkä jälkeen näytetään keskimääräinen vuorokausi-, kuukausi- tai keskimääräinen vuosilämpötila.

Päivän keskilämpötila on aritmeettinen keskiarvo säännöllisin väliajoin koko vuorokauden mittaisista lämpötiloista. Kuukauden keskilämpötila on aritmeettinen keskiarvo kaikista kuukauden keskimääräisistä vuorokausilämpötiloista ja vuotuinen keskiarvo on kaikkien vuoden keskimääräisten vuorokausilämpötilojen aritmeettinen keskiarvo. Yhdellä paikkakunnalla kunkin kuukauden ja vuoden keskilämpötilat pysyvät suunnilleen vakioina, koska suuret lämpötilanvaihtelut kompensoidaan keskiarvolla. Tällä hetkellä keskilämpötilojen asteittainen nousu on suuntautunut, tätä ilmiötä kutsutaan ilmaston lämpenemiseksi. Keskilämpötilan nousu muutaman asteen kymmenesosalla on ihmiselle huomaamaton, mutta sillä on merkittävä vaikutus ilmastoon, sillä lämpötilan mukana muuttuvat myös paine, ilman kosteus ja tuulet.

Ilman kosteus osoittaa kuinka kyllästynyt se on vesihöyryllä. Mittaa absoluuttinen ja suhteellinen kosteus. Absoluuttinen kosteus on vesihöyryn määrä 1 kuutiometrissä ilmaa grammoina mitattuna. Kun ihmiset puhuvat säästä, he käyttävät usein suhteellista kosteutta, joka näyttää ilmassa olevan vesihöyryn prosenttiosuuden ilmassa kyllästyneestä määrästä. Kylläisyys on tietty raja, johon asti vesihöyryä on ilmassa kondensoitumatta. Suhteellinen kosteus ei saa ylittää 100 %.

Kyllästysraja on erilainen eri puolilla maailmaa. Siksi kosteuden vertaamiseksi eri alueilla on parempi käyttää absoluuttista kosteuden indikaattoria ja luonnehtia tietyn alueen säätä - suhteellista indikaattoria.

Pilvisyys yleensä arvioidaan seuraavilla ilmaisuilla: pilvinen - koko taivas on pilvien peitossa, osittain pilvinen - yksittäisiä pilviä on paljon, selkeä - pilvien määrä on vähäinen tai niitä ei ole lainkaan.

Ilmakehän paine on erittäin tärkeä sään ominaisuus. Ilmakehän ilmalla on oma painonsa, ja ilmapylväs painaa jokaista maanpinnan pistettä, jokaista esinettä ja elävää olentoa siinä. Ilmanpaine mitataan yleensä elohopeamillimetreinä. Selvittäkäämme, mitä se tarkoittaa, jotta tällainen ulottuvuus olisi ymmärrettävää. Jokaista pinnan neliösenttimetriä kohden ilma painaa samalla voimalla kuin 760 mm korkea elohopeapatsas. Siten ilmanpainetta verrataan elohopeapatsaan paineeseen. Luku alle 760 tarkoittaa alhaista verenpainetta.

Lämpötilan vaihtelut

Missään paikassa lämpötila ei ole vakio. Lämpötilat laskevat yöllä aurinkoenergian puutteen vuoksi. Tässä suhteessa on tapana erottaa keskimääräiset päivä- ja yölämpötilat. Myös lämpötila vaihtelee ympäri vuoden.Talvella vuorokauden keskilämpötila on matalampi, keväällä vähitellen nouseva ja syksyllä asteittain laskeva, kesällä korkein vuorokauden keskilämpötila.

Valon, lämmön ja kosteuden jakautuminen maan pinnalle

Pallomaisen maan pinnalla auringon lämpö ja valo jakautuvat epätasaisesti. Tämä johtuu siitä, että säteiden tulokulma eri leveysasteilla on erilainen.

Maan akseli on vinossa kiertoradan tasoon nähden. Sen pohjoinen pää on suunnattu Pohjantähteen. Aurinko valaisee aina puolet maapallosta. Samaan aikaan joko pohjoinen pallonpuolisko on valaistumpi (ja päivä kestää siellä pidempään kuin toisella pallonpuoliskolla), sitten päinvastoin eteläinen. Kaksi kertaa vuodessa molemmat pallonpuoliskot valaistaan ​​samalla tavalla (silloin päivän pituus molemmilla pallonpuoliskoilla on sama).

Aurinko on tärkein lämmön ja valon lähde maan päällä. Tämä valtava kaasupallo, jonka pintalämpötila on noin 6000 °C, lähettää suuren määrän energiaa, jota kutsutaan auringon säteilyksi. Se lämmittää maapallomme, saa ilman liikkeelle, muodostaa vesikierron, luo olosuhteet kasvien ja eläinten elämälle.

Kulkiessaan ilmakehän läpi osa auringon säteilystä absorboituu, osa hajoaa ja heijastuu. Siksi auringon säteilyvirtaus, joka tulee maan pinnalle, heikkenee vähitellen.

Auringon säteily saapuu maan pinnalle suoraan ja hajanaisesti. Suora säteily on rinnakkaisten säteiden virtaa, joka tulee suoraan aurinkolevyltä. Hajasäteilyä tulee kaikkialta taivaalta. Uskotaan, että Auringon lämmön saannin hehtaaria kohden maapalloa vastaa lähes 143 tuhannen tonnin hiilen polttamista.

Auringon säteet, jotka kulkevat ilmakehän läpi, lämmittävät sitä vähän. Ilmakehä lämmitetään maan pinnasta, joka absorboi aurinkoenergiaa ja muuttaa sen lämmöksi. Ilman hiukkaset, jotka joutuvat kosketuksiin lämmitetyn pinnan kanssa, vastaanottavat lämpöä ja kuljettavat sen ilmakehään. Näin alempi ilmakehä lämpenee. Ilmeisesti mitä enemmän auringon säteilyä Maan pinta saa, sitä enemmän se lämpenee, sitä enemmän ilma lämpenee siitä.

Lukuisat ilman lämpötilan havainnot osoittivat, että korkein lämpötila havaittiin Tripolissa (Afrikka) (+ 58 ° С), alhaisin - Vostokin asemalla Etelämantereella (-87,4 ° С).

Auringon lämmönhyöty ja ilman lämpötilan jakautuminen riippuu sijainnin leveysasteesta. Trooppinen alue saa enemmän lämpöä auringosta kuin lauhkeat ja polaariset leveysasteet. Eniten lämpöä vastaanottavat Auringon päiväntasaajan alueet - aurinkokunnan tähti, joka on valtavan määrän lämpöä ja häikäisevän valon lähde maapallolle. Huolimatta siitä, että Aurinko on huomattavan etäisyyden päässä meistä ja vain pieni osa sen säteilystä saavuttaa meidät, tämä riittää elämän kehittymiseen maapallolla. Planeettamme pyörii Auringon ympäri kiertoradalla. Jos tarkkailet Maata avaruusaluksesta vuoden aikana, voit nähdä, että Aurinko valaisee aina vain puolet maasta, joten on päivä ja vastakkaisella puoliskolla tähän aikaan yö. Maapallon pinta saa lämpöä vain päiväsaikaan.

Maapallomme lämpenee epätasaisesti. Maan epätasainen lämpeneminen selittyy sen pallomaisella muodolla, joten auringonsäteen tulokulma eri alueilla on erilainen, mikä tarkoittaa, että maapallon eri osat saavat eri lämpöä. Päiväntasaajalla auringonsäteet putoavat pystysuoraan ja ne lämmittävät maapalloa suuresti. Mitä kauempana päiväntasaajasta, sitä pienemmäksi säteen tulokulma tulee, ja sen seurauksena nämä alueet vastaanottavat vähemmän lämpöä. Sama auringon säteilyteho lämmittää paljon pienemmän alueen päiväntasaajan lähellä, koska se putoaa pystysuoraan. Lisäksi säteet, jotka putoavat pienemmässä kulmassa kuin päiväntasaajalla - tunkeutuvat ilmakehään, kulkevat siinä pidemmän polun, minkä seurauksena osa auringonsäteistä on hajallaan troposfäärissä eikä saavuta maan pintaa. Kaikki tämä osoittaa, että etäisyyden päiväntasaajasta pohjoiseen tai etelään ilman lämpötila laskee, kun auringonsäteen tulokulma pienenee.

Sateen jakautuminen maapallolla riippuu siitä, kuinka monta kosteutta sisältävää pilviä muodostuu tietylle alueelle tai kuinka paljon tuuli voi tuoda mukanaan. Ilman lämpötila on erittäin tärkeä, koska kosteuden intensiivinen haihtuminen tapahtuu juuri korkeassa lämpötilassa. Kosteus haihtuu, nousee ja pilviä muodostuu tietyllä korkeudella.

Ilman lämpötila laskee päiväntasaajalta napoille, joten sademäärä on suurin päiväntasaajan leveysasteilla ja laskee napoja kohti. Maalla sateen jakautuminen riippuu kuitenkin useista lisätekijöistä.

Rannikkoalueilla sataa paljon, ja sademäärä vähenee etäisyyden valtameristä kasvaessa. Vuoristoalueiden tuulen puoleisilla rinteillä sataa enemmän ja tuulenpuoleisilla rinteillä paljon vähemmän. Esimerkiksi Norjan Atlantin rannikolla Bergenissä sataa 1 730 mm vuodessa ja Oslossa vain 560 mm. Matalat vuoret vaikuttavat myös sateen jakautumiseen - Uralin länsirinteellä Ufassa sataa keskimäärin 600 mm ja itärinteellä Tšeljabinskissa - 370 mm.

Eniten sataa Amazonin altaalla, Guineanlahden rannikolla ja Indonesiassa. Joissakin osissa Indonesiaa niiden enimmäisarvot saavuttavat 7000 mm vuodessa. Intiassa, Himalajan juurella, noin 1300 metrin korkeudessa merenpinnan yläpuolella, on maan kostein paikka - Cherrapunji (25,3 ° N ja 91,8 ° E, täällä sataa keskimäärin yli 11 000 mm sadetta). ) Tällainen runsas kosteus tuo näille paikoille kesäisen kostean lounaismonsuunin, joka kohoaa vuorten jyrkkiä rinteitä pitkin, jäähtyy ja sataa voimakkaasti.

Valtamerillä, joiden veden lämpötila muuttuu paljon hitaammin kuin maan pinnan tai ilman lämpötila, on voimakas ilmastoa lieventävä vaikutus. Yöllä ja talvella ilma valtamerten yllä jäähtyy paljon hitaammin kuin maan päällä, ja jos valtamerten ilmamassat liikkuvat mantereiden yli, tämä johtaa lämpenemiseen. Sitä vastoin päivällä ja kesällä merituuli viilentää maata.

Kosteuden jakautuminen maan pinnalle määräytyy veden kiertokulun mukaan luonnossa. Joka sekunti valtava määrä vettä haihtuu ilmakehään, pääasiassa valtamerten pinnalta. Kostea valtameri-ilma, joka pyyhkäisee mantereiden yli, jäähtyy. Sitten kosteus tiivistyy ja palaa maan pinnalle sateen tai lumen muodossa. Osittain se jää lumipeitteeseen, jokiin ja järviin ja osittain palaa valtamereen, jossa haihtumista tapahtuu uudelleen. Tämä päättää hydrologisen kierron.

Sateen jakautumiseen vaikuttavat myös Maailman valtameren virtaukset. Lämpimien virtausten ohi kulkevien alueiden yli sademäärä lisääntyy, koska ilma lämpenee lämpimistä vesimassoista, se nousee ja muodostuu riittävän vesipitoisia pilviä. Alueiden yli, joiden lähellä kylmät virtaukset kulkevat, ilma jäähtyy, laskeutuu, pilviä ei muodostu ja sademäärä on paljon vähemmän.

Koska vedellä on olennainen rooli eroosioprosesseissa, se vaikuttaa siten maankuoren liikkeisiin. Ja tällaisten liikkeiden aiheuttama massojen uudelleenjakautuminen akselinsa ympäri pyörivän Maan olosuhteissa voi puolestaan ​​​​vaikuttaa maapallon akselin sijainnin muutokseen. Jääkausien aikana merenpinta laskee, kun vesi kerääntyy jäätikköihin. Tämä puolestaan ​​johtaa maanosien lisääntymiseen ja ilmastokontrastien lisääntymiseen. Jokien valuman väheneminen ja maailman valtameren tason lasku estävät lämpimiä merivirtoja pääsemästä kylmille alueille, mikä johtaa uusiin ilmastomuutoksiin.

Jos maantieteellisen verhon lämpötilan määräytyisi vain auringon säteilyn jakautuminen ilman sen siirtoa ilmakehän ja hydrosfäärin kautta, niin päiväntasaajalla ilman lämpötila olisi 39 0 С ja navalla -44 0 С. Jo klo. leveysaste 50 0 N. ja y.sh. ikuisen pakkasen vyöhyke alkaisi. Todellinen lämpötila päiväntasaajalla on kuitenkin noin 26 0 C ja pohjoisnavalla -20 0 C.

Leveysasteille 30 0 asti auringon lämpötilat ovat todellista korkeampia, ts. tässä osassa maapalloa muodostuu ylimääräistä auringon lämpöä. Keskimmäisellä ja vielä enemmän polaarisilla leveysasteilla todelliset lämpötilat ovat korkeampia kuin auringon lämpötilat, ts. nämä maan vyöt saavat lisälämpöä auringolle. Se tulee matalilta leveysasteilta valtamerten (vesi) ja troposfäärin ilmamassan planeettakierron aikana.

Siten aurinkolämmön jakautuminen, samoin kuin sen assimilaatio, ei tapahdu yhdessä järjestelmässä - ilmakehässä, vaan korkeamman rakenteellisen tason järjestelmässä - ilmakehässä ja hydrosfäärissä.

Analyysi lämmön jakautumisesta hydrosfäärissä ja ilmakehässä antaa meille mahdollisuuden tehdä seuraavat yleiset johtopäätökset:

• 1. Eteläinen pallonpuolisko on kylmempää kuin pohjoinen, koska kuumalta vyöltä tulee vähemmän advektiivista lämpöä.
• 2. Auringon lämpöä kuluu pääasiassa valtamerten yli veden haihduttamiseen. Yhdessä höyryn kanssa se jakautuu uudelleen sekä vyöhykkeiden välillä että kunkin vyöhykkeen sisällä, maanosien ja valtamerien välillä.
• 3. Trooppisista leveysasteista lämpöä, jossa on pasaatituulen kierto ja trooppiset virtaukset, tulee päiväntasaajalle. Trooppiset alueet menettävät jopa 60 kcal / cm 2 vuodessa, ja päiväntasaajalla kondensoitumisesta saatava lämpöhyöty on vähintään 100 kcal / cm 2 vuodessa.
• 4. Pohjoinen lauhkea vyöhyke lämpimistä merivirroista, jotka tulevat päiväntasaajan leveysasteilta (Gulf Stream, Kurovivo), saa valtamerillä jopa 20 ja enemmän kcal / cm 2 vuodessa.
• 5. Valtameristä lähtevä läntinen siirto siirtää lämpöä mantereille, joissa lauhkea ilmasto ei muodostu leveysasteelle 50 0, vaan paljon napapiirin pohjoispuolelle.
• 6. Eteläisellä pallonpuoliskolla vain Argentiina ja Chile saavat trooppista lämpöä; Etelämantereen kylmät vedet kiertävät eteläisellä valtamerellä.

Tammikuussa Pohjois-Atlantilla on valtava alue nollan yläpuolella lämpötilapoikkeavuuksia. Se ulottuu tropiikista 85 0 N. ja Grönlannista Jamalin ja Mustanmeren linjalle. Todellisten lämpötilojen maksimi ylitys keskileveysasteella saavuttaa Norjanmeren (jopa 26 0 С). Brittisaaret ja Norja ovat 16 °C lämpimämpiä, Ranska ja Itämeri 12 °C lämpimämpiä.

Itä-Siperiaan muodostuu tammikuussa yhtä suuri ja voimakas alle nollan lämpötilapoikkeamien alue, jonka keskipisteenä on Koillis-Siperia. Täällä poikkeama saavuttaa -24 0 С.

Tyynen valtameren pohjoisosassa on myös positiivisten poikkeamien alue (jopa 13 0 C) ja Kanadassa - negatiivisia poikkeavuuksia (jopa -15 0 C).

Lämmön jakautuminen maan pinnalle maantieteellisillä kartoilla isotermeillä. Isotermeistä on karttoja vuodelle ja jokaiselle kuukaudelle. Nämä kartat kuvaavat melko objektiivisesti tietyn alueen lämpöjärjestelmää.

Maan pinnalla oleva lämpö jakautuu vyöhyke-alueellisesti:

• 1. Keskimääräistä pitkän ajan korkeinta lämpötilaa (27 0 С) ei havaita päiväntasaajalla, vaan lämpötilassa 10 0 N. Tätä lämpimintä yhdensuuntaisuutta kutsutaan termiseksi ekvaattoriksi.
• 2. Heinäkuussa lämpöpäiväntasaaja siirtyy pohjoiselle trooppiselle alueelle. Keskilämpötila tällä rinnalla on 28,2 0 С, ja kuumimmilla alueilla (Sahara, Kalifornia, Terva) se saavuttaa 36 0 С.
• 3. Tammikuussa terminen päiväntasaaja siirtyy eteläiselle pallonpuoliskolle, mutta ei niin merkittävästi kuin heinäkuussa pohjoiselle. Lämpimin leveys (26,7 0 С) on keskimäärin 5 0 S, mutta kuumimmat alueet sijaitsevat vielä etelämpänä, ts. Afrikan ja Australian mantereilla (30 0 C ja 32 0 C).
• 4. Lämpötilagradientti on suunnattu napoja kohti, ts. lämpötila laskee napoja kohti, ja eteläisellä pallonpuoliskolla se on merkittävämpi kuin pohjoisella. Päiväntasaajan ja pohjoisnavan välinen ero on 27 0 С talvella 67 0 С ja päiväntasaajan ja etelänavan välillä kesällä 40 0 ​​С, talvella 74 0 С.
• 5. Lämpötilan lasku päiväntasaajalta navoille on epätasaista. Trooppisilla leveysasteilla se esiintyy hyvin hitaasti: 1 0 leveysasteella kesällä 0,06-0,09 0 C, talvella 0,2-0,3 0 C. Koko trooppinen vyöhyke on lämpötilaltaan hyvin homogeeninen.
• 6. Pohjoisella lauhkealla vyöhykkeellä tammikuun isotermien kulku on erittäin monimutkaista. Isotermianalyysi paljastaa seuraavat kuviot:
  • - Atlantin ja Tyynenmeren valtamerellä lämmön advektio on merkittävää, joka liittyy ilmakehän ja hydrosfäärin kiertoon;
  • - valtamerten viereisellä maalla - Länsi-Euroopassa ja Luoteis-Amerikassa - on korkea lämpötila (0 0 С Norjan rannikolla);
  • - Aasian valtava maamassa on erittäin jäähtynyt, siinä suljetut isotermit hahmottelevat erittäin kylmää aluetta Itä-Siperiassa, jopa -48 0 C.
  • - Euraasian isotermit eivät kulje lännestä itään, vaan luoteesta kaakkoon, mikä osoittaa, että lämpötilat laskevat valtameren suuntaan sisämaahan; sama isotermi kulkee Novosibirskin läpi kuin Novaja Zemljalla (-18 0 С). Aralmerellä on yhtä kylmää kuin Huippuvuorilla (-14 0 C). Samanlainen kuva, mutta hieman heikentynyt, on havaittavissa Pohjois-Amerikassa;
• 7. Heinäkuun isotermit ovat melko yksinkertaisia, koska Maan lämpötila määräytyy auringonpaisteen vaikutuksesta, eikä lämmön siirtyminen valtameren yli (Gulf Stream) kesällä vaikuta merkittävästi maan lämpötilaan, koska aurinko lämmittää sitä. Trooppisilla leveysasteilla mantereiden länsirannikoilla (Kalifornia, Peru, Kanaria jne.) on havaittavissa kylmien merivirtojen vaikutus, joka jäähdyttää viereistä maata ja aiheuttaa isotermien poikkeaman päiväntasaajaa kohti.
• 8. Lämmön jakautumisessa maapallolla seuraavat kaksi säännönmukaisuutta ilmaistaan ​​selvästi: 1) vyöhykejako, joka johtuu Maan hahmosta; 2) sektori, johtuen valtamerten ja maanosien auringonlämmön assimilaatiosta.
• 9. Keskimääräinen ilman lämpötila 2 m:n tasolla koko maapallolla on noin 14 0 С, tammikuu 12 0 С, heinäkuu 16 0 С. Eteläinen pallonpuolisko on kylmempää kuin pohjoinen pallonpuolisko vuosituotannossa. Keskimääräinen ilman lämpötila pohjoisella pallonpuoliskolla on 15,2 0 С, eteläisellä - 13,3 0 С. Keskimääräinen ilman lämpötila koko maapallolla on suunnilleen sama kuin lämpötila, joka havaitaan noin 40 0 ​​N. (14 0 C).