Методи дослідження атмосфери

Характеристики влажности воздуха	вар 18
e,rПа	6,3
d,rПа	1,6

 

Методи дослідження атмосфери

На перших етапах людина використовувала лише візуальні спостереження за атмосферними явищами і взагалі за погодою. З часом до візуальних спостережень додались епізодичні вимірювання окремих метеорологічних величин поблизу поверхні Землі. Уже в ХІХ ст. на мережі метеорологічних станцій почались систематичні спостереження і вимірювання за допомогою однотипних приладів та методик. Отже, перший метод, який використовується в метеорології, це метод спостереження за станом приземного шару атмосфери на мережі метеорологічних станцій.

Уже у XVIIIст. вчені зрозуміли, що для кращого пізнання атмосфери потрібно проводити вимірювання метеорологічних величин і на значній висоті над Землею. Епізодичні вимірювання на невеликій висоті проводили за допомогою аеростатів та інших пристроїв. Але регулярні спостереження почалися в ХХ ст.. за допомогою кулі-пілота. Це гумова куля, наповнена воднем, яка рухається угору з відомою швидкістю і дозволяє визначити напрямок та швидкість вітру на висоті, а при хмарній погоді – висоту основи хмар.

Однак більше інформації метеорологи почали одержувати за допомогою приладів метеорографів, які встановлювали на літаках-лабораторіях. Тут самописці уже почали фіксувати атмосферний тиск, температуру й вологість повітря на різних висотах і появилась можливість будувати вертикальні та горизонтальні розрізи атмосфери. Одночасно визначали напрямок та швидкість вітру на різних висотах і висоту хмар.

Справжньою революцією у вивченні високих шарів атмосфери став винахід Молчановим радіозонду на початку 30-х років ХХ ст.. За допомогою радіозонду регулярно вимірюються основні характеристики атмосфери до висоти 25-40 км, що дозволяє регулярно складати карти баричної топографії і постійно слідкувати за змінами стану тропосфери та нижньої частини стратосфери.Метеорологічні та геофізичні ракети дозволяють вивчати властивості атмосферидо висоти кількох сотень кілометрів. Ракети почали використовувати з другої половини 40-х років ХХ ст..

Із початком космічної ери спеціалізовані метеорологічні путники Землі дають багато цінної інформації про стан атмосфери, у тому числі із віддалених районів океанів.

Метеорологічні радіолокаційні спостереження нині проводяться у більшості розвинених країн світу. Вони охоплюють практично майже всю територію України і дозволяють уточнювати прогноз погоди на найближчі години, особливо розвиток таких небезпечних явищ як грози та інтенсивні опади. Крім методів безпосереднього вимірювання метеорологічних величин у метеорології широко використовуються експерименти для відтворення в лабораторних умовах різних атмосферних процесів та явищ, зокрема утворення туманів, хмар, оптичних, електричних та ін. явищ.

Теоретичні дослідження дозволяють вивчати закономірності розвитку багатьох атмосферних процесів із використанням законів фізики, термодинаміки, гідромеханіки із застосуванням сучасних засобів обчислювальної техніки.

6.Будова атмосфери та її шарів

Атмосферу за рядом особливостей прийнято умовно поділяти на ряд концентричних шарів різної товщини, кожному з яких притаманні деякі спільні риси. Шари відрізняються один від другого температурою, вологістю, циркуляцією повітря та іншими елементами. У 1962 р. Всесвітньою метеорологічною організацією прийнято такі назви шарів атмосфери: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, екзосфера (рис. 17). Тропосфера — нижній і найщільніший шар атмосфери. У цьому шарі, який безпосередньо прилягає до Землі, зосереджено близько 80 % усієї маси повітря. Над полюсами його товщина дорівнює 8 км, над екватором —16 км, в середньому — 11 км. Такий неоднаковий розподіл товщини зумовлений термічними особливостями різних широт та обертанням Землі навколо вісі. Температура від земної поверхні знижується з висотою в середньому на 0,6° кожні 100 м. При середній для всієї Землі річній температурі повітря +14 °С на верхній межі тропосфери вона опускається до -56 °С. Для тропосфери характерне горизонтальне й вертикальне переміщення повітряних мас, що зумовлює сталість її хімічного складу. Постійний рух повітря в тропосфері часто супроводжується утворенням хмар і опадами.Пил і водяна пара зосереджені переважно в нижній частині атмосфери. Кількість водяної пари з висотою зменшується, бо знижується температура. Тому більша частина хмар утворюється в нижніх шарах тропосфери. Висота звичайних зливових хмар коливається від 3 до 8 км, а в тропічних областях вони можуть перебувати значно вище.Стратосфера знаходиться безпосередньо над тропосферою і має висоту від 11 до 50—55 км. Нижня стратосфера ізотермічна: її температура постійна і становить -56 °С. Але починаючи з висоти 25 км температура в стратосфері швидко зростає, досягаючи на висоті 50 км позитивних значень — від +1 до +5 °С. В стратосфері мають місце сильні горизонтальні рухи типу струминних течій. Вони характеризуються постійністю і дуже високими швидкостями. Вертикальні переміщення повітря в стратосфері слабо розвинені, але вони сприяють перемішуванню повітря. Склад повітря такий, як і в тропосфері.

У стратосфері дуже мало завислих частинок. Інколи на висоті 20—30 км утворюються перламутрові хмари, що складаються з кристаликів льоду. Крізь стратосферу безперервно проходить метеоритний пил, а час від часу сюди потрапляє вулканічний попіл. Дуже дрібні частинки вулканічного пилу, що надзвичайно повільно осідають, поступово розносяться вітрами над усією планетою, забарвлюючи в яскраві кольори сходи і заходи Сонця протягом кількох місяців після виверження. Наявність великої маси вулканічного попелу в атмосфері знижує кількість сонячної радіації, що досягає поверхні Землі. Вважають, що надлишок вулканічного попелу в повітрі може бути причиною похолодання клімату і навіть сприяти утворенню льодовиків.Важливою специфічною ознакою стратосфери є наявність в ній шару озону. Найбільша концентрація цього газу виявлена на висотах 23—27 км. Озон поглинає ультрафіолетові промені: на межі атмосфери вони становлять близько 7 % загального потоку сонячної радіації, а до земної поверхні доходять лише соті долі відсотка.

Мезосфера знаходиться на висоті від 50—55 км до 80— 85 км. Для неї характерне дуже швидке зниження температури з висотою. За допомогою метеорологічних супутників і ракет в мезосфері зареєстровано абсолютний мінімум для атмосфери -143 °С. Поблизу верхньої межі температура знижується до -70—90 °С. Внаслідок швидкого падіння температури з висотою тут дуже розвинена турбулентність. Вітер у мезосфері відзначається частою змінністю. Взимку переважають західні вітри з максимальними швидкостями близько 100 м/с, а влітку – східні.На висотах, які близькі до верхньої межі (82—85 км) мезосфери, утворюються видимі з Землі в присмерки продовгуваті, блискучі, тонкі сріблясті хмари, природу яких ще не вивчено; можливо, вони складаються з дуже дрібних і розсіяних льодових кристаликів.

Термосфера (іоносфера) — величезна за об'ємом, хоч і мізерна за масою (0,5 %) та складна за будовою частина атмосфери.Вона охоплює простір у межах від 80—85 до 800—1000 км. Складається переважно з азоту і кисню, які знаходяться в іонізованому стані. Під впливом ультрафіолетового і рентгенівського випромінювань Сонця порушується будова їх молекул та атомів. З електронних оболонок атомів відриваються деякі електрони. При втраті одного з електронів атом набуває позитивного заряду. Самі ж електрони є носіями від'ємних зарядів. Так в іоносфері утворюються шари заряджених частинок. Найщільніший з них знаходиться на висотах від 300 до 400 км. З висотою відбувається істотна зміна в процентному співвідношенні азоту і кисню на користь останнього. Так, на висоті 200 км вміст азоту близько 45 %, кисню — 55 %. Вище за 600 км термосфера складається переважно з атомарного кисню.В термосфері на висоті 80—90 км є холодний (-107°С) ізотермічний шар. Далі до 250 км температура зростає" а ще вище залишається практично незмінною.Іонізоване повітря термосфери відіграє значну роль у природі та має велике практичне значення. Іоносфера поглинає рентгенівське проміння Сонця, що згубно впливає на все живе на Землі. Вона відбиває радіохвилі, чим забезпечується навколоземний радіозв'язок. У термосфері виникають полярні сяйва і близькі до них за природою світіння нічного неба — постійна люмінесценція атмосферного повітря, а також різкі коливання магнітного поля — іоносферні магнітні бурі.

Над термосферою розташована екзосфера — зовнішня частина земної атмосфери. Цю оболонку ще називають шаром розсіювання газів, бо окремі легкі елементи, які його складають — водень і гелій, долаючи сили земного тяжіння і магнітного поля, назавжди відлітають у космос. Температура в екзосфері з висотою зростає, мабуть, до 2000 °С. Гази тут настільки розріджені, що частинки їх рухаються з величезними швидкостями, пролітають сотні кілометрів без зіткнень. Екзосфера поступово і непомітно переходить у міжпланетний простір.Між кожними двома сусідніми оболонками виділяють перехідні зони або паузи. Так, тропосфера відокремлена від стратосфери тропопаузою, стратосфера від мезосфери — стратопаузою, а мезосфера від термосфери — мезопаузою. Це дуже тонкі перехідні шари з ознаками властивостей суміжних газових оболонок.Не так давно вважалося, що атмосфера закінчується на висотах порядку 2000—3000 км. Але нові дані досліджень, одержані за допомогою супутників та ракет, дають підстави твердити, що навколо Землі існує ще так звана земна корона, яка складається з водню. Вона простягається більше ніж на 20 000 км.Отже, атмосфера має шарувату будову. Нижні шари — головні для живих організмів. Але для біосфери Землі важливе значення мають і ті процеси, що відбуваються на верхніх "поверхах" повітряної оболонки.

7.Радіація в атмосфері

Радіація в атмосфері — це електромагнітне випромінювання Сонця, яке поширюється зі швидкістю 300 000 км/с. її складовими є видиме світло і невидимі оком гамма-промені, рентгенівські, ультрафіолетові, інфрачервоні промені, радіохвилі. Сонце є для Землі основним джерелом тепла і світла.

Променева енергія Сонця перетворюється в тепло частково у самій атмосфері, але головним чином на земній поверхні. Вона нагріває верхні шари ґрунту і води, а від них і повітря. Нагріта земна поверхня і нагріта атмосфера самі випромінюють невидиму інфрачервону радіацію в космічний простір і охолоджуються.

Випромінювання Сонця, яке отримує поверхня Землі, може бути поділене на пряме, розсіяне і поглинуте. Це пов'язано з його змінами при проходженні через атмосферу.

Пряме сонячне випромінювання приходить до земної поверхні безпосередньо від сонячного диску у вигляді пучка паралельних променів. Притік прямого випромінювання характеризується інтенсивністю — кількістю променевої енергії, що надходить на поверхню, перпендикулярну до сонячних променів. Інтенсивність потоку сонячного випромінювання на верхній межі атмосфери при середній віддалі Землі від Сонця називається сонячною постійною. За останніми даними вона дорівнює 1,353 кВт/м².

У середньому на кожний квадратний кілометр земної поверхні припадає за рік 4,27·10¹⁶ Дж сонячного випромінювання.

Щоб одержати таку кількість тепла штучно, треба було б спалити більше 400 тис. т кам'яного вугілля. За рік земна поверхня отримує від Сонця майже в 250 разів більше енергії, ніж її виробляють всі електростанції світу. При цьому сонячне випромінювання, що досягає Землі, становить менше двох мільярдних відсотка всього випромінювання Сонця. Наскільки значна ця кількість енергії розуміємо, коли стаємо свідками стрімкого танення снігу в теплий день, швидкого випаровування вологи після дощу, сили вітру під час бурі або шаленості морського шторму. Всі ці процеси відбуваються під впливом Сонця.На шляху до Землі невелика частина сонячного випромінювання поглинається атмосферою. Поглинання це носить вибірковий характер, бо різні гази поглинають випромінювання неоднаково. Азот і кисень поглинають тільки ультрафіолетові хвилі. Більш сильним поглиначем є озон. Інтенсивно поглинає випромінювання в інфрачервоній області вуглекислий газ. Основним же поглиначем в атмосфері є водяна пара, зосереджена головним чином у нижній частині тропосфери. Сонячне випромінювання поглинають також хмари й атмосферні домішки. Завдяки явищам поглинання середня температура повітря становить +14 °С, тоді як у разі відсутності атмосфери вона дорівнювала 6-22 °С. А це значить, що Земля перетворилася б у мертву льодово-кам'яну пустелю.

В цілому в атмосфері поглинається 15—20 % сонячного випромінювання. Поглинання змінюється у часі залежно від вмісту в повітрі поглинутих субстанцій (перш за все водяної пари і пилу), а також від висоти Сонця над горизонтом, бо при цьому змінюється товщина повітря, через яку проходять промені.

Близько 25 % загального потоку сонячного випромінювання при проходженні через атмосферу перетворюються в розсіяне в результаті його розсіювання молекулами газів і частинками аерозольних домішок. Частина розсіяного випромінювання поглинається і тому йде на нагрівання атмосфери, частина — досягає земної поверхні, частина — повертається до міжпланетного простору.

З розсіяним випромінюванням пов'язані деякі характерні особливості атмосфери: блакитний колір неба, розсіяне світло вдень, ранкові і вечірні сутінки. Відносне значення розсіяного випромінювання зростає зі зменшенням ролі прямого. У помірних широтах влітку розсіяне випромінювання становить 41 %, взимку досягає 73 %. У полярних широтах основне значення має розсіяне випромінювання, а в тропічних — пряме.

Складний шлях надходження і витрат радіаційного тепла земною поверхнею виражається радіаційним балансом — різницею між поглинутим і ефективним випромінюванням. Під останнім розуміють різницю між власним випромінюванням земної поверхні і зустрічним випромінюванням атмосфери.

Радіаційний баланс земної поверхні є від'ємним вночі і позитивним вдень. Річний радіаційний баланс позитивний для більшості місцевостей планети, за винятком льодових поверхонь Гренландії та Антарктиди.

Найбільше тепла отримують моря і океани у тропічних широтах — від 100 до 140 ккал/см²/рік. У тих самих широтах на суші радіаційний баланс становить 60 ккал/см²/рік. Причина цієї різниці полягає в різній величині альбедо: піски пустель відбивають близько 35 %, а вода в середині дня тільки 2 % тепла. При цьому значно сильніше нагрівається поверхня суші, бо тепло, яке поглинається океанами і морями, витрачається переважно на випаровування води.

Виходи гірських порід поглинають і випромінюють тепло швидше, ніж площі, зайняті ґрунтами і рослинністю або снігом і льодом. Гірські вершини, над якими повітря більш розріджене, швидко нагріваються вдень і так само швидко охолоджуються вночі. Хмарний покрив не пропускає випромінювання зверху і одночасно втримує тепло, яке йде знизу. Тому сильні морози бувають здебільшого в ясні тихі ночі.

8.Радіаційний баланс

Радіаційний баланс земної поверхні. Різницю між поглиненою радіацією й ефективним випромінюванням

R = (I sin h + i) (l - A) - Eе,

називають радіаційним балансом земної поверхні. Радіаційний баланс переходить від нічних, від’ємних, значень до денних, додатних, після сходу сонця при висоті його 10-15°. Від додатних значень до від’ємних він переходить перед заходом сонця при тій ж його висоті над обрієм. При наявності снігового покриву радіаційний баланс переходить до додатних значень тільки при висоті сонця близько 20-25°, тому що при великому альбедо снігу поглинання ним сумарної радіації мале. Вдень радіаційний баланс росте зі збільшенням висоти сонця й убуває з її зменшенням. У нічні години, коли сумарна радіація відсутня, від’ємний радіаційний баланс дорівнює ефективному випромінюванню і тому змінюється протягом ночі мало, якщо тільки умови хмарності залишаються однаковими.

9.Тепловий режит атмосфери

Майже все тепло атмосфера, як і земна поверхня, одержує від Сонця. До інших джерел нагрівання належить тепло, що надходить з надр Землі, але воно становить лише долі відсотка від загальної кількості тепла.Хоча сонячне випромінювання і служить єдиним джерелом тепла для земної поверхні, тепловий режим географічної оболонки не є тільки наслідком радіаційного балансу. Сонячне тепло перетворюється і перерозподіляється під впливом земних факторів, і насамперед трансформується повітряними та океанічними течіями. Вони ж, у свою чергу, зумовлені нерівномірним розподілом по широтах сонячного випромінювання. Це один з яскравих прикладів тісного глобального зв'язку і взаємодії різних компонентів у природі.Для живої природи Землі важливе значення має перерозподіл тепла між різними широтами, а також між океанами і материками. Завдяки цьому процесу відбувається дуже складний просторовий перерозподіл тепла на поверхні Землі відповідно до переважаючих напрямів руху повітряних і океанічних течій. Проте сумарне перенесення тепла направлене, як правило, з низьких широт у високі і з океанів на материки.

Розподіл тепла в атмосфері відбувається шляхом конвекції, теплопровідності і випромінювання. Теплова конвекція проявляється скрізь на планеті, бо вітри, висхідні і низхідні повітряні потоки мають повсюдне поширення. Особливо сильно конвекція виражена в тропіках.Теплопровідність, тобто передача тепла при безпосередньому контакті атмосфери з теплою або холодною поверхнею землі, має порівняно невелике значення, бо повітря — поганий провідник тепла. Саме ця властивість знайшла широке використання при виготовленні віконних рам з подвійними склом.Надходження і витрати тепла в нижній атмосфері на різних широтах неоднакові. Північніше 38° пн. ш. випромінюється тепла більше, ніж поглинається. Ця втрата компенсується теплими океанічними і повітряними течіями, направленими у помірні широти.

Процес надходження й витрачання сонячної енергії, нагрівання й охолодження всієї системи атмосфери Землі характеризується тепловим балансом. Якщо прийняти річне надходження сонячної енергії на верхню межу атмосфери за 100 %, то баланс сонячної енергії виглядатиме так: відбивається від Землі й повертається назад в космічний простір 42 % (ця величина характеризує альбедо Землі), причому 38 % відбивається атмосферою і 4 % — поверхнею Землі. Решта (58 %) поглинається: 14 % — атмосферою і 44 % — земною поверхнею. Нагріта поверхня Землі віддає назад всю поглинуту нею енергію. При цьому випромінювання енергії земною поверхнею становить 20 %, на нагрівання повітря й випаровування вологи витрачається 24 % (5,6 % — на нагрівання повітря і 18,4 % — на випаровування вологи).

 

10. Просторово часові закономірності добових і річних змін температури повітря

Добові і річні зміни температури повітря відображає тепловий стан поверхні. В приземному шарі повітря добовий максимум встановлюється о 14—15 год, а мінімум спостерігається після сходу Сонця. Найбільша добова амплітуда має місце в субтропічних широтах (30 °С), найменша — в полярних (5 °С). Річний хід температури залежить від широти, характеру підстилаючої поверхні, висоти місця над рівнем океану, рельєфу, віддаленості від океану.

В розподілі річних температур на земній поверхні виявлено певні географічні закономірності.

1. В обох півкулях середні температури знижуються в напрямі до полюсів. Проте термічний екватор — найтепліша паралель із середньою річною температурою 27 °С — розташована в Північній півкулі приблизно на 15—20° широти. Пояснюється це тим, що суша займає тут більшу площу, ніж на географічному екваторі.

2. Від екватора на північ і південь температури змінюються нерівномірно. Між екватором і 25-тою паралеллю зниження температури відбувається дуже повільно — менше двох градусів на кожні десять градусів широти. Між 25° і 80° широти в обох півкулях температури знижуються дуже швидко. Місцями це зниження перевищує 10 °С. Далі до полюсів швидкість падіння температури знову зменшується.

3. Середні річні температури всіх паралелей Південної півкулі менші за температури відповідних паралелей Північної півкулі. Середня температура повітря переважно "материкової" Північної півкулі становить у січні +8,6 °С, у липні — +22,4 °С; в Південній "океанічній" півкулі середня температура липня +11,3 °С, січня - +17,5 °С. Удвічі більша річна амплітуда коливань температури повітря в Північній півкулі пояснюється особливостями розподілу суші і моря на відповідних широтах і охолоджуючим впливом грандіозного льодового куполу Антарктиди на клімат Південної півкулі.

Важливі характеристики розподілу температур повітря на Землі дають карти ізотерм. Так, на основі аналізу розподілу липневих ізотерм на земній поверхні можна сформулювати такі основні висновки.

1. У позатропічних областях обох півкуль ізотерми над материками вигинаються на північ відносно положення її на океанах. У Північній півкулі це зумовлюється тим, що суша нагріта сильніше, ніж море, а в Південній — зворотне співвідношення: в цей час тут суша холодніша за море.

2. Над океанами липневі ізотерми відбивають вплив холодних течій на температури повітря. Особливо помітно це проявляється вздовж тих західних берегів Північної Америки і Африки, які омиваються холодними відповідно Каліфорнійською і Канарською океанічними течіями. У Південній півкулі ізотерми вигнуті в протилежну сторону на північ — теж під впливом холодних течій.

3. Найвищі середні температури липня спостерігаються в пустелях, розташованих північніше від екватора. Особливо жарко в цей час в Каліфорнії, Сахарі, Аравії, Ірані, внутрішніх районах Азії.

Розподіл січневих ізотерм теж має свої особливості.

1. Вигини ізотерм над океанами на північ і над сушею на південь стають ще рельєфнішими, контрастнішими. Найбільше це проявляється у Північній півкулі. Сильні вигини ізотерм у бік Північного полюсу відображають збільшення теплової ролі океанічних течій Гольфстрім в Атлантичному океані і Куро-Сіо в Тихому.

2. У позатропічних областях обох півкуль ізотерми над материками помітно вигнуті на південь. Це пояснюється тим, що в Північній півкулі суша холодніша, а в Південній — тепліша, ніж море.

3. Найвищі середні температури в січні бувають у пустелях тропічного поясу Південної півкулі.4. Областями найбільшого охолодження на планеті в січні, як і в липні, є Антарктида і Гренландія.

У цілому можна констатувати, що ізотерми Південної півкулі упродовж усіх сезонів року мають більш прямолінійний (широтний) характер простягання. Відсутність тут суттєвих аномалій в ході ізотерм пояснюється значним переважанням водної поверхні над сушею. Аналіз ходу ізотерм свідчить про тісну залежність температур не тільки від величини сонячного випромінювання, а й від перерозподілу тепла океанічними і повітряними течіями.

 

11. Закономірності зміни повітря з широтою та висотою. Температурний градієнт.

Клімат Землі найбільше залежить від трьох основних чинників: географічної широти, підстилаючої поверхні, циркуляції атмосфери. Географічна широта місцевості впливає на кут падіння сонячних променів і відповідно спричиняє неоднакове нагрівання земної поверхні. На різних широтах клімат неоднаковий, змінюється за порами року, коли Земля повертається до Сонця то Північною (червень-серпень), то Південною (грудень-лютий) півкулями.

На території, розмішеній між тропіками Землі, Сонце буває в зеніті 22 червня — над Північним тропіком, 21 березня і 23 вересня — над екватором, 22 грудня — над Південним тропіком. Тому температури на Землі найвищі між тропіками. 22 червня і 22 грудня — дні літнього і зимового сонцестояння, коли спостерігаються найдовші дні і найкоротші ночі. 21 березня і 23 вересня — дні весняного і осіннього рівнодення. У цей час день дорівнює ночі на всій території Землі, крім полюсів. На територіях, які знаходяться за полярними колами, спостерігають полярний день і ніч тривалістю від одного дня до півроку. Враховуючи неоднакові кут падіння сонячних променів на земну поверхню, тривалість освітлення і температуру повітря на Землі, визначають п'ять теплових поясів: жаркий, два помірних і два холодних. Вони обмежені лініями тропіків і полярних кіл.

Рельєф суші суттєво порушує закономірності розподілу температур на континенті. Гірські хребти затримують повітряні маси. Наприклад, Кримські гори не пропускають зимою холодне повітря північних широт. Тому на південному березі Криму морозів майже не буває. З висотою температура повітря знижується. У тропосфері відбувається зниження температури пересічно на 6,5 °С на 1 км висоти. У місцях, розташованих високо над рівнем моря, клімат холодніший. Літо там коротше, зима довша. На вершині гори Кіліманджаро в Африці, розміщеній недалеко від екватора, увесь рік лежать сніг і лід. Рівнини, навпаки, вільно пропускають похолодання на територію, куди дмуть холодні вітри.

На Памірі, який знаходиться на крайньому півдні Середньої Азії, зими такі ж холодні, як і за полярним колом. Іноді тут температура взимку знижується до -46 °С. Середня багаторічна температура січня на Памірі — 18 °С, липня -15 °С. На півдні Туранської низовини температура січня -2 °С, а липня +30 °С.

Найвищі в світі гори Гімалаї затримують вологе повітря, що надходить з Індійського океану на північ. Тому біля підніжжя південного схилу гір клімат не лише теплий, але й дуже вологий. У східній частині буває дуже багато опадів — у селищі Чероспунджі в середньому близько 12 000 мм за рік. А на північ від Гімалаїв простяглися безводні пустелі.

Кількість сонячного тепла не пояснює причин розподілу температур та опадів по одній широті. Париж, Київ, Караганда і Южно-Сахалинськ розміщені майже на одній паралелі, але клімат їх має великі відмінності.

Нерівномірний розподіл сонячного тепла на земній поверхні зумовлює утворення різних поясів тиску. Від положення поясів атмосферного тиску залежать домінуючі вітри, оскільки повітря завжди рухається із зони високого тиску в зону зниженого.

Океан нагрівається та охолоджується повільніше від суші, тому в помірних широтах повітря має різну температуру: зимою вищу над океаном, влітку — над сушею. З віддаленням від Атлантичного океану зима холодніша, а літо—тепліше, зростають річні амплітуди температур, а також зменшується річна кількість опадів. Клімат з теплою зимою, прохолодним літом, невеликою амплітудою температур повітря і значною кількістю опадів називають морським.

Континентальним називають клімат з холодною зимою, жарким літом і порівняно невеликою кількістю опадів, яка зменшується з віддаленням від моря. Такий тип клімату характерний для територій, що лежать у глибині континентів. Є клімат помірно-континентальний (Київ і майже вся Україна), континентальний (північ Казахстану), різкоконтинентальний (більша частина Сибіру

Градиент температуры вертикальный — изменение температуры воздуха на каждые 100 м по вертикали в тропосфере. Значение градиента температуры колеблется от 0,6 до 1°С

 

12. Шари інверсії та ізотермії та їч вплив на погоду

Зниження температури повітря з висотою – це нормальний стан тропосфери. Однак інколи у якомусь шарі атмосфери температура повітря з висотою не змінюється. Цей випадок називають ізотермією, а шар ізотермічним. Коли ж температура повітря у якомусь шарі з висотою підвищується, що спостерігається досить часто, то це є відхиленням від нормально стану і називається інверсією. Інверсії помітно впливають на розвиток атмосферних процесів. Інверсійні шари мають найстійкішу стратифікацію і тому перешкоджають розвитку висхідних течій повітря. Вони тонкі порівняно з товщиною тропосфери.

Інверсії характеризуються висотою нижньої межі інверсійного шару, його товщиною та різницею температури на верхній і нижній межі шару. Можуть виникати

на різних висотах в атмосфері. Товщина інверсійного шару змінюється від кількох метрів до сотень метрів. Інколи інверсія переходить безпосередньо у вище розташовану ізотермію, а інколи буває й два шари інверсії, розділені шаром повітря з нормальним зниженням температури з висотою. Інверсійний шар розповсюджується безперервно над значною територією. За висотою нижньої межі інверсії поділяють на приземні та висотні.