Метеорологія. 
Основна інформація про географічні науки, що вивчають Землю

Метеороломгія -(від грец. мефЭщспн, metйфron, «високо в небі»; та грец. льгпт, lуgos, «знання») — наука про земну атмосферу, яка вивчає її фізичні явища та процеси. Основні об'єкти дослідження: склад і будова атмосфери, тепловий режим атмосфери, вологообіг, загальна циркуляція, електричні поля, оптичні і акустичні явища.

Одне з головних завдань метеорології — прогноз погоди на різні терміни. Короткострокові прогнози особливо необхідні для забезпечення роботи авіації; довгострокові — мають велике значення для сільського господарства. Метеорологічні чинники роблять істотний вплив на багато сторін господарської діяльності, для забезпечення запитів народного господарства необхідні матеріали про кліматичний режим. Швидко зростає практичне значення активних дій на атмосферні процеси, у тому числі дій на хмарність і осідання, захисту рослин від заморозків та ін.

ерші дослідження в області метеорології відносяться до античного часу (часівАрістотеля). Розвиток метеорології прискорилося з 1-ої половини 17 ст, коли італійські учені Г. Галілей і Е. Торрічеллі розробили перші метеорологічні прилади — барометр і термометр.

В 17—18 вв.(століття) були зроблені перші кроки у вивченні закономірностей атмосферних процесів. З робіт цього часу слід виділити метеорологічні дослідження М. В. Ломоносова і Б. Франкліна, які приділяли особливу увагу вивченню атмосферної електрики. У цей же період були винайдені і вдосконалені прилади для виміру швидкості вітру, кількості випадних опадів, вологості повітря і ін. метеорологічних елементів. Це дозволило почати систематичні спостереження за станом атмосфери за допомогою приладів, спочатку в окремих пунктах, а надалі (з кінця 18 ст) на мережі метеорологічних станцій. Світова мережа метеорологічних станцій, провідних наземні спостереження на основній частині поверхні материків, склалася в середині 19 ст Спостереження за перебуванням атмосфери на різних висотах були початі в горах, а незабаром після винаходу аеростата (кінець 18 ст) — у вільній атмосфері. З кінця 19 ст для спостереження за метеорологічними елементами на різних висотах широко використовуються кулі-пілоти і кулі-зонди з самописними приладами. У 1930 радянський учений П. А. Молчанов винайшов радіозонд — прилад, передавальний зведення про стан вільної атмосфери по радіо. Надалі спостереження за допомогою радіозондів стали основним методом дослідження атмосфери на мережі аерологічних станцій. В середині 20 ст склалася світова актинометрична мережа, на станціях якої виробляються спостереження за сонячною радіацією і її перетвореннями на земній поверхні; були розроблені методи спостережень за вмістом озону в атмосфері, за елементами атмосферної електрики, за хімічним складом атмосферного повітря і ін. Паралельно з розширенням метеорологічних спостережень розвивалася кліматологія, заснована на статистичному узагальненні матеріалів спостережень. Великий вклад в побудову основ кліматології вніс А. І. Воєйков, що вивчав ряд атмосферних явищ: загальну циркуляцію атмосфери, вологооборот, сніговий покрив і ін.

В 19 ст отримали розвиток емпіричні дослідження атмосферної циркуляції з метою обгрунтування методів прогнозів погоди. Роботи У. Ферреля в США і Г. Гельмгольца в Германії поклали початок дослідженням в області динаміки атмосферних рухів, які були продовжені на початку 20 ст норвезьким ученим В. Бьеркнесом і його учнями. Подальший прогрес динамічного розвитку метеорології ознаменувався створенням першого методу чисельного гідродинамічного прогнозу погоди, розробленого радянським ученим І. А. Кибелем, і подальшим швидким розвитком цього методу.

В середині 20 ст. великий розвиток отримали методи у вивченні загальної циркуляції атмосфери. З їх допомогою американські метеорологи Дж. Смагорінський і С. Манабе побудували світові карти температури повітря, опадів і ін. метеорологічних елементів. Аналогічні дослідження ведуться в багатьох країнах, вони тісно пов’язані з Міжнародною програмою дослідження глобальних атмосферних процесів (ПІГАП). Значна увага в сучасній метеорології приділяється вивченню фізичних процесів в приземному шарі повітря. У 20—30-х рр. ці дослідження були початі Р. Гейгером (Німеччина) і ін. ученими з метою вивчення мікроклімату; надалі вони привели до створення нового розділу метеорології — фізики пограничного шару повітря. Велике місце займають дослідження змін клімату, особливо вивчення усе більш помітного впливу діяльності людини на клімат.

Метеорологія в Росії досягла високого рівня вже в 19 ст У 1849 в Петербурзі була заснована Головна фізична (нині геофизична) обсерваторія — одне з перших в світі наукових метеорологічних установ. Р. І. Вільд, що керував обсерваторією впродовж багатьох років в 2-ій половині 19 ст, створив в Росії зразкову систему метеорологічних спостережень і службу погоди. Він був одним із засновників Міжнародної метеорологічної організації (1871) і головою міжнародної комісії з проведення 1-го Міжнародного полярного року (1882—83). За роки Сов. владі був створений ряд нових наукових метеорологічних установ, до яких належать Гідрометцентр СРСР (раніше Центральний інститут прогнозів), Центральна аерологічна обсерваторія, інститут фізики атмосфери АН (Академія наук) СРСР і ін.

Основоположником радянської школи був А. А. Фрідман. У його дослідженнях, а також в пізніших роботах Н. Е. Кочина, П. Я. Кочиной, Е. Н. Млинцевою, Р. І. Марчука, А. М. Обухова, А. С. Моніна, М. І. Юдіна і ін. були досліджені закономірності атмосферних рухів різних масштабів, запропоновані перші моделі теорії клімату, розроблена теорія атмосферної турбулентності. Закономірностям радіаційних процесів в атмосфері були присвячені роботи До. Я. Кондратьева.

В роботах А. А. Камінського, Е. С. Рубінштейн, Би. П. Алісова, О. А. Дроздова і ін. радянських кліматологів був детально вивчений клімат нашої країни і досліджені атмосферні процеси, що визначають кліматичні умови. У дослідженнях, виконаних в Головній геофизичній обсерваторії, вивчався тепловий баланс земної кулі і були підготовлені атласи, що містять світові карти складових балансу. Роботи в області синоптичної метеорології (Ст А. Бугаїв, С. П. Хромов і ін.) сприяли значному підвищенню рівня успішності метеорологічних прогнозів. У дослідженнях сов.(радянський) агрометеорології (Р. Т. Селянінов, Ф. Ф. Давітая і ін.) дано обгрунтування оптимального розміщення з.-х.(сільськогосподарський) культур на території нашої країни.

Всю земну кулю огортає невидимим шаром атмосфера — її повітряна оболонка. Відповісти з усією визначеністю на запитання, як вона з’явилася, поки не представляється можливим. Є лише гіпотези, але справа майбутнього встановити, яка з них вірна, а може бути, знайдеться нове, відмінне від них рішення. Час існування атмосфери і точних спостережень над нею абсолютно непорівнянні. Вік повітряної оболонки становить кілька мільярдів років, термін її вивчення — близько 200 років. Досліджуючи склад земної атмосфери, вчені визначили, що її склад відрізняється від ймовірного складу атмосфери, що оточує інші планети Сонячної системи. Робота в цій області ще тільки починається. Так, відомості про атмосферу Венери отримані за допомогою радянських і американських автоматичних станцій. Проводяться спостереження над атмосферою Сатурна. Ці дослідження дозволили встановити, що атмосфери планет земної групи типово окислювальні, в них мало (або зовсім відсутній) водню і багато вуглекислого газу (в атмосфері Венери вуглекислого газу 93−97%).

Хімічний склад земної атмосфери з часом змінюється під впливом поверхні земної кори, біологічних факторів і ультрафіолетової сонячної радіації. У відповідності з теорією освіти Землі академіка О. Ю. Шмідта, частки гігантського хмари космічного пилу, з якого утворилася Земля, виділили поступово основні гази — атмосферу. Пізніше легкі гази зникли. Вважають, що в сучасну епоху гази потрапляють в атмосферу головним чином під час виверження вулканів. А потім знову повертаються па земну поверхню. Як у минулому, так і тепер триває складний процес формування атмосфери планети. А вплив діяльності людей на склад атмосфери з кожним роком збільшується. Людина завжди прагнув зрозуміти явища природи, захистити себе від небезпечних, визначити корисні. Не випадково земляни обожнювали сонце, і місяць, грім і блискавку, вітри і моря. З незапам’ятних часів збереглися відомості про погоду, зміну вітрів, радуге, мусону, про пилових бурях. Ш вже в глибоку давнину ученим доводилося кілька обмежувати владу божественної сили. Так, Піфагор говорив, що «бог надходить завжди за правилами геометрії». У перших записах древніх з метеорології був відзначений річний цикл погоди. Більше чотирьох століть до нашої ери в грецьких містах на загальний огляд виставлялися календарі погоди (їх називали парапегамамі, від грецького слова прикріплювати) з описами спостережень попередніх років. Ц них говорилося про вітрах, бурі, дощі, грози і туманах. Збереглися відомості, що дають можливість скласти уявлення про погоду того часу. За окремими даними (приліт і відліт домашньої ластівки або цвітіння персика) можна встановити, що клімат був теплішим сьогодення.

Першою книгою про атмосферні явища була «Метеорологія» Арістотеля. Праця великого вченого складався з чотирьох частин: у першій описувалися явища, що відбуваються у верхніх шарах атмосфери, у другій — моря, в третій — бурі і вихори, а четверта присвячувалася «Теорії чотирьох стихій». Отже, вже тоді були відомі багато метеорологічні явища і робилися спроби встановити взаємозв'язок океанів і атмосфери. Вперше «Метеорологія» була перекладена на італійську мову у 1474 р. До 1600 вийшло 135 її видань з різними коментарями. Середні століття залишили нам літописи, також згадує про явища погоди. У період Великих географічних відкриттів було доведено, що наша планета має форму кулі і клімат на неї дуже різноманітний. Мореплавання зажадало розвитку астрономії, оптики, навігації. У XVII ст. були винайдені термометр, барометр і багато інших прилади. Історія створення термометра до цих пір ще багато в чому неясна. Висловлюється припущення, що над винаходом термометра працювали одночасно кілька вчених. Однак пальма першості належить Г. Галілею. Два з половиною століття пішло на уніфікацію спостережень температури повітря, та й зараз ця робота ще не закінчена. Арістотель ввів помилкове уявлення про абсолютну легкості повітря, яке зміцнилося надзвичайно міцно. Галілей же вивчав тиск повітря. Він вирахував. висоту мідного стовпа, врівноважує тиск повітря, хоча сам ще користувався терміном «сила порожнечі». Так надійшов час появи барометра. Його винайшли учні Галілея — Торічеллі і Вівіані. Приблизно в середині XVII століття з’явилися барометри з написами: «дощ», «сильний дощ», «буря» (з боку низького тиску), «ясно», «дуже ясно», «дуже сухо» (з боку високого). Ці написи існують на барометрах і в наші дні. У XIX ст. виникла одна з гілок метеорології - синоптична. У 1816−1820 рр. Брандерів у Німеччині склав перший синоптичні карти для Європи. У 1842 р. Луміс зробив їх у США. Для перших карт були використані спостереження 36 станцій, з яких три були в Росії (зараз у нашій країні 10 тис. метеорологічних станцій).

Поступове вдосконалення та аналіз синоптичних карт дозволили зробити багато фундаментальних висновки про рух і властивості повітряних мас. Настав час оформлення їх в самостійну дисципліну з конкретної практичної завданням — прогноз погоди. Цьому сприяв винахід телеграфу, який став використовуватися для якнайшвидшої зв’язку віддалених районів з центральними установами в разі наближення бур, а також організації всієї метеорологічної служби. 14 листопада 1854 на Чорному морі сталася жорстока буря. Що стояв у цей час у Балаклавській бухті англо-французький флот був знищений. Це трагічна подія призвело до організації у Франції регулярної служби, яку очолив відомий астроном У. Левер'є. Через три місяці після балаклавскій бурі вийшла перша дослідна карта, для якої були використані спостереження 13 метеорологічних станцій Франції. У наступні роки стали надходити спостереження і з інших країн, складатися і публікуватися карти, організувалася служба штормових попереджень. У 1872 р. виникла служба погоди і в Росії. У Головну фізичну обсерваторію в Петербурзі по телеграфу передавалися відомості з 60 російських і зарубіжних станцій, штормові попередження обмежувалися лише акваторією Балтійського моря і озер.

Протягом кількох десятиліть синоптичних прогноз був, по суті, прогнозом змін поля тиску атмосфери. Вважалося, що горизонтальне розподіл тиску це і є умови погоди. Але температура повітря, опади, хмарність пов’язані не тільки з тиском. В атмосфері все значно складніше. Необхідна була перебудова самого методу синоптичної метеорології, його наукових основ і прогностичних можливостей. У 1915 р. в Росії виникло Військово-метеорологічне управління і Головна авіаметеорологіческая станція. Та й сама метеорологічна наука вже була підготовлена до перебудови.

Розвиток аерологічних спостережень в кінці XIX ст., Тобто дослідження верхніх шарів атмосфери, призвело до того, що стався поворот до вивчення процесів у трьох вимірах. Суттєву роль у цьому зіграли і успіхи динамічної метеорології, особливо вчення про циркуляції атмосфери і про енергію атмосферних рухів (В. Бьеркнес і М. Маргулес). Завдяки радіозв'язку був встановлений міжнародний обмін метеорологічними зведеннями. Синоптичні карти почали складатися для всього північної півкулі, а потім і для Земної кулі. Якщо під час першої світової війни було декілька десятків станцій, то до 40-х років їх налічувалося вже тисячі. Самі передаються спостереження стали докладніше, охопили велику кількість елементів. Радіо стало основним засобом інформації про майбутню погоду. Таким чином, найбільший технічний переворот в засобах зв’язку призвів до перевороту в синоптичної метеорології. Метеорологічна наука за 20 років (1920;1940 рр.). Зробила більше, ніж за всю свою попередню історію.

Значного розвитку набула служба погоди в нашій країні. У 1930 р. був організований Центральний інститут погоди, республіканські та обласні центри служби погоди, синоптична служба в аеропортах цивільної та військової авіації. Винахід радіозонда зробило можливим поява висотних карт погоди і вертикальних розрізів. У нашій країні вони систематично складаються з 1937 р. За допомогою цих карт були відкриті і досліджені струменеві течії - вузькі, але винятково сильні потоки у верхній атмосфері і тропосфері. У 1945 р. перші польоти літаків у тропічних циклони поклали початок їх докладного дослідження. Одночасно з синоптичних розроблявся гідродинамічний метод прогнозу погоди — в першу чергу прогнозу поля тиску. У 1939;1940 рр. було запропоновано нові прийоми для передбачення нуля тиску та температури, зокрема перенесення, изобар і ізотерм вздовж деяких передвичесленням траєкторій, пізніше розвинутий і вдосконалений. Теоретично вивчена система хвиль, що виникають в загальному західному повітряному потоці. Великий внесок у гідродинамічний метод прогнозів вніс радянський вчений І. А. Кібела.

Ще в 1925 р. радянський вчений А. А. Фрідман запропонував рівняння переносу вихору. Воно було широко використано в багатьох країнах — США, Німеччини, Англії та ін Коли через два з гаком десятиріччя почалося широке застосування електронно-обчислювальної техніки, стало можливим швидко вирішувати складні системи рівнянь динаміки атмосфери, враховувати у прогнозах багато додаткові фізичні фактори, наприклад вплив орографії. До цих пір ми говорили лише про короткострокові прогнози погоди. Ведеться також велика робота зі створення та застосування методів довгострокових прогнозів засобами гідродинаміки. В останні роки як у нашій країні, так і за кордоном розвиваються ідеї про вплив сонячної активності на макропроцеси погоди. Загальна тенденція досліджень зараз така, що треба шукати глибокі взаємозалежності між усіма геофізичними явищами. Треба також враховувати і роль космічних факторів. Атмосфера відчуває постійний вплив зверху — космічного простору, знизу — земної поверхні, грунту, снігового покриву і, звичайно, океанів, морів та інших водойм. Основне джерело енергії атмосфери — сонячне випромінювання, постійно йде до Землі. Фізичний стан атмосфери, характеризується величинами, що називаються метеорологічними елементами, — це температура, вологість, тиск повітря, вітер (його напрямок і швидкість), опади, дальність видимості, оптичні, електричні явища. Поєднання декількох метеорологічних елементів породжує грозу, заметіль, туман, смерч, полярні сяйва і ін Вивчати атмосферні явища, знаходити їх взаємозв'язку покликана метеорологія. У наше століття диференціації наук і метеорологія розділилася на ряд окремих галузей, Одна з них — фізика атмосфери, в якій основну увагу приділено фізичній 1 механізму атмосферних процесів і явищ. Конкретно фізика атмосфери вивчає термодинамічні процеси, склад, будову, утворення хмар, туманів та ін Розробкою методів прогнозування погоди займається синоптична метеорологія. Динамічна (теоретична) метеорологія, широко використовуючи математичний апарат, застосовує теоретичний метод дослідження. Наука про клімат — кліматологія. Фізика вільної атмосфери — аерологія — вивчає верхні шари-атмосфери (до висот у кілька десятків кілометрів). В останні роки виникає нова наука — аерономія. Вона зобов’язана своїм походженням тим спостереженнями, які проводяться за допомогою геофізичних і метеорологічних ракет, штучних супутників Землі, пілотованих і автоматичних кораблів і міжпланетних станцій. Тут мова йде вже про висоти в кілька сотень і тисяч кілометрів. Ця наука народжується на наших очах разом з розвитком космічних досліджень, і шлях її ще тільки починається, хоча можна припустити, що він буде стрімким, захоплююче цікавим і принесе нові відкриття. Практичні вимоги суспільства породили ряд важливих прикладних галузей метеорології - таких, як авіаційна метеорологія, агрометеорологія, біометеорологія (вплив атмосферних процесів на людину н інші живі організми), ядерна метеорологія (вивчення природної і штучної радіоактивності, розповсюдження в атмосфері радіоактивних домішок, вплив ядерних вибухів). Радіометеорологія, яка активно розвивається останнім часом, вивчає поширення радіохвиль в атмосфері. Можна було б назвати ще декілька прикладних аспектів метеорології: лісову (пов'язану з лісовими пожежами), транспортну, будівельну та ін Що ж являє собою атмосфера — предмет вивчення настільки багатьох наук, що використовують різні методи і підходи? Перш за все, про висоту атмосфери. Її чіткої верхньої межі не існує, вона плавно переходить у міжпланетний простір. Щільність складових атмосферу газів наближається до щільності його газів. Умовно прийнято, що кордон проходить на висоті 1000−1200 км, де ще іноді спостерігаються полярні сяйва. Неможливо поки-точно встановити глибину (або висоту) проникнення атмосфери в космос. Спостереження супутників над зміною щільності повітря доводять, що щільність, атмосфери наближається до щільності міжпланетної середовища з висот 2−3 тис. км. Непрямі дані дозволяють вважати, що зовнішня частина атмосфери проникає в сильно розріджену, з температурою близько 100 тис. ° С сонячну атмосферу і взаємодіють з нею. Сліди атмосфери виявлені автоматичними міжпланетними станціями на висоті більше 20 тис. км. Вчені вважають, що земна атмосфера переходить в сонячну на висоті 60−100 тис. км. Існує явище, зване вислизання атмосфери. Воно полягає в тому, що молекули й атоми газів, які перебувають у постійному русі, піднімаючись високо вгору, рідше стикаються один з одним (їх стає все менше в одиниці об'єму) і можуть піти в міжпланетний простір.

Маса земної атмосфери дорівнює приблизно 5,27 * 1018 кг. Основна її частина зосереджена у відносно тонкому приземному шарі. Вага метеорологічні елементи змінюються в просторі і найбільш сильно — по вертикалі. Наприклад, температура повітря змінюється по вертикалі в кілька сотень разів більше, ніж по горизонталі. Атмосферу можна розділити на ряд шарів, або сфер. У 1962 р. Всесвітня метеорологічна організація, проаналізувавши всі наявні до цього часу дані, прийшли до висновку, що за характером розподілу температури виділяється п’ять сфер: тропосфера (до 11 км), стратосфера (від 11 до 50−55 км), мезосфера (від 50−55 до 80 — 85 км), термосферу (від 80−85 до 800 км), екзосфера (вище 800 км). Назва самого нижнього шару атмосфери, що починається в земної поверхні, походить від грецького слова «тропос», що означає «обертатися, перемішуватись». Висота тропосфери непостійна і залежить від географічної широти місця, пори року, циркуляції. Межа атмосфери на одній і тій же широті вище влітку і нижчі взимку. У помірних широтах потужність атмосфери 9−12 км, близько до полюсів вона менша, близько 8−10 км, до екватора більше -16−18 км. Повітря в тропосфері рухається не тільки в горизонтальному й вертикальному напрямку, але й постійно перемішується. Саме в тропосфері утворюються хмари, тому що тут зосереджена основна маса водяної пари, випадають опади і відбуваються інші метеорологічні явища. З висотою в тропосфері зменшується температура — на кожні 100 м більше ніж на півградуса. На верхній межі тропосфери середня річна температура в помірних широтах — 50−60 °, над екватором — близько 70е, над Північним полюсом зимою-65 °, влітку +47 °.

Тропосферу і стратосферу поділяє шар товщиною від декількох метрів до 1−2 км, який прийнято називати тропопаузою. У цій області утворюються дуже потужні вузькі повітряні потоки зі швидкостями 150 — 300 км / ч, так звані струменеві течії. Що лежить вище стратосфера характеризується спочатку (до висоти 35 км) дуже повільним ростом температури, а потім значно швидшим, і на верхній межі досягає середньорічного значення близько 0 °. Тут залежно від сезону і висоти коливання дуже значні. У стратосфері водяної пари. вже майже немає, хмари не утворюються. І лише дуже рідко на висоті 20−25 км виникають перламутрові хмари. Довго вважалося, що на відміну від тропосфери в стратосфері повітря не перемішується, що це — дуже спокійна середу. Але радіометричні прилади та метеорологічні ракети принесли нові відомості - виявляється і тут, в стратосфері, існує інтенсивна циркуляція повітря і вертикальні його переміщення.

Наступний за стратосферою шар — мезосфера — також відокремлений проміжним — стратопаузой, який ще недостатньо повно вивчений. У мезосфері температура з висотою падає до — 70−80 °. Є дані, що швидкість вітру досягає тут 150 м / с. Можна припускати, що в мезосфері існують інтенсивні турбулентні руху. Вище знаходиться проміжний шар — мезопауза. У цій області спостерігаються сріблясті хмари. Ракетні спостереження показують, що на висоті 150 км температура дорівнює приблизно 220−240 ° К, на висоті 200 км 500 ° К, а на верхній межі термосферу перевищує 1000 ° К (К — кінетична температура газу (повітря), що визначається рухом його молекул і доступна для безпосереднього вимірювання). У термосферу, розташованої над мезопауза, температура з висотою зростає. Екзосфера — сфера розсіювання — являє собою зовнішній шар, що поступово переходить у міжпланетний простір. Температура тут ще більш підвищується, приблизно вона дорівнює 2000 К, гази перебувають у вельми розрідженому стані, їх частки рухаються-з величезними швидкостями, майже не стикаючись одна з одною.

Життя і діяльність людини розвивається в самій нижній частині атмосфери. Тому особливо важливо знати, як взаємодіє атмосфера з земною поверхнею. З цієї точки зору атмосферу прийнято ділити на нижній, прикордонний шар, в межах 1−1,5 км, і верхній, що лежить вище, званий вільної атмосферою. У нервом існують добові зміни метеорологічних елементів, на рух повітря впливає тертя об земну поверхню. У цьому шарі може бути виділений ще один, самий нижній, висотою 50−100 м. Його називають приземному шаром, потоки тепла і водяної пари в ньому мало змінюються з висотою.

У горизонтальному напрямку атмосфера також неоднорідна. Вся тропосфера ділиться на великі обсяги з відносно однорідними умовами, вузькими смугами, де метеорологічні зміни дуже різкі. Великі обсяги повітря, що переміщаються в одному з течій, називаються повітряними масами. Залежно від того, де формувалася та чи інша повітряна маса, як довго вона перебувала над певною підстилаючої поверхнею, залежать її властивості. Природно, що одні властивості народжуються в повітрі, підстилаються льодами Арктики, н зовсім інші - у тропіках. Таким чином, виникла наступна класифікація повітряних мас, заснована на географічних особливостях їх формування:

Арктичний, повітря, що утворився над Полярним колом, в Арктичному басейні і над прилеглими частинами материка (АВ).

Помірний повітря, що формується в помірних широтах (УВ).

Тропічний повітря, що утворюється в тропічних і субтропічних шпротах (ТБ). Це повітря формується іноді в літній час над континентами в південних районах помірних широт.

Екваторіальний повітря — повітря екваторіальній зони, іноді переходить з однієї півкулі в іншу (ЕВ).

Всередині однієї і тієї ж повітряної маси метеорологічні елементи змінюються мало, а при переході з однієї маси в іншу — різко, стрибком. Перехідні зони, де метеорологічні елементи в горизонтальному напрямі змінюються швидко, прийнято називати фронтом (іноді фронтальними зонами, або фронтальними поверхнями). Коли насувається холодне повітря і клином підтікає під відступає і витісняється вгору тепле повітря, фронт називається холодним. Коли насувається тепле повітря і поступово натекает на відступає холодний, мова йде про тепле фронті. Розрізняють три головні фронти: арктичний (між арктичним і помірним повітрям), помірних широт (між помірним і тропічним), тропічний (між тропічним і екваторіальним повітрям).

Переміщення, зміни та взаємодію повітряних мас і фронтів обумовлюють зміна погоди, тому їх вивчення особливо важливо при складанні прогнозів. Рух атмосфери різних масштабів і природи, фізичні явища і процеси, що відбуваються в атмосфері (випромінювання, нагрівання та охолодження, взаємні перетворення пари, води і льоду), становлять сутність сучасної науки про повітряну оболонці Землі. Але відтворити всі найскладніші явища в заздалегідь заданою обстановці неможливо. Тому в останні роки організуються великомасштабні натурні експерименти. У 1972;1974. рр. було проведено Міжнародний тропічний експеримент з вивчення динаміки та енергетики тропічної зони планети, використовувалися сучасні методи спостережень атмосфери і океану.

До складу атмосфери входять різні групи речовин. Перша — головні постійні гази: азот, кисень, аргон. Сюди може бути віднесений і водяна пара, хоча кількість його не постійно і помітно змінюється від часу і місця. Далі йдуть малі постійні гази: вуглекислота, окис вуглецю, метан і ін Вони хімічно стійкі, але існують в атмосфері в невеликих. кількостях. Зараховують до цієї групи озон атмосфери і нижньої стратосфери — ненасичені і. Нестійкі молекули, нечисленні і хімічно дуже активні, озон верхньої атмосфери. В останню групу входять аерозолі - тверді і рідкі частини, які плавають в повітрі.

Азот повітря становить за обсягом 78,08%. Він майже не бере участь у поглинанні енергії та перетворення речовини в атмосфері. Виняток становлять, ножа * дуй, лише деякі види бактерій у грунті, які засвоюють азот і виділяють в атмосферу дуже невелика кількість його окису. Перевага азоту в атмосфері пояснюють його інертністю. Виділився в початковій стадії утворення атмосфери він зберігся в ній в більшій кількості, ніж інші гази.

Друга за обсягом (20,95%) складова частина атмосферного повітря — кисень. Він необхідний для дихання майже всіх живих організмів, горіння, бере участь у ре-акціях з багатьма іншими газами. Ракетні спостереження показали, що на великих висотах (близько 200 км) кисень повинен переважати над азотом. Про кисні у верхній атмосфері можна судити за спектрами в полярних сяйвах. Тут під дією проникаючих в атмосферу протонів і електронів, що випускаються активними областями (наприклад, спалахами на Сонці), світяться зріджені гази і найбільше атомарний кисень. Ці частки, стикаючись, збуджують атоми і молекули, які потім висвічуються. Нижній край кисневих полярних сяйв розташований на висоті близько 100 км, а верхній — до 700 км. 8 березня 1970 в Москві спостерігалася велика полярне сяйво, в якому видно було зелене і червоне свічення з фіолетовими відтінками. Аргон як важкий газ, мабуть, в термосферу відсутній. Аргон атмосфери пасивний.

Вуглекислий газ приймає велику участь у процесах поглинання п випромінювання тепла. Середня його концентрація за об'ємом в 1973 р. становила 0,0324%. Треба зауважити, що вона безперервно зростає через спалювання палива,-лісових пожеж і випалу цементу. Так, за час з 1890 р. ці джерела давали в рік близько 1,4 * 109 т, а в 1971 р. вже майже 2 * 1010 т С02. Річне збільшення вуглекислоти в атмосфері становить лише половину цієї величини, а отже, інша половина повинна поглинатися океаном. Але останній процес йде повільно, і ще повільніше відбувається передача вуглекислоти в глибинні шари, в яких вже-розчинено вуглекислоти в 50 разів більше, ніж в атмосфері. Вуглекислота енергійно споживається рослинами як на земній поверхні, так і в океані. За оцінками деяких вчених, через накопичення вуглекислоти повинно відбутися підвищення середньої температури повітря приблизно на 3 ° С, Більша потепління (до 11 °) має охопити полярні країни і менше (до 2 °) — тропічні, в першу чергу в південній півкулі, де площа поглинаючої поверхні океану більше. Це, однак, процес тривалий. В атмосфері є також у невеликій кількості окис вуглецю, Концентрація якої особливо велика в промислових районах. Над океаном вона менше. Водень знаходиться в нижній атмосфері, куди потрапляє під час промислового забруднення повітря і виверження, вулканів. У земній атмосфері дуже мало водню і порівняно мало гелію, хоча він і виділяється при радіоактивному розпаді. Прихід і відхід гелію врівноважується надходженням його з земної кори і вислизання вгору. Вважають, що водень, який брав участь в освіті нашої планети, вже майже весь втрачений. Присутність в атмосфері озону має дуже велике значення — він захищає живі організми від шкідливої, а часом і згубного впливу надлишку ультрафіолетових променів Сонця.

У далекі геологічні епохи, коли в атмосфері Землі не було кисню й озону, життя розвивалася в океані, захищеному шаром води. Водорості потроху виділяли кисень в атмосферу. На початку палеозойської ери його кількість становила соту частку від сучасного, над земною поверхнею виник шар озону. Сотні мільйонів років на Землі переважали лише водорості і гриби, потім почався бурхливий розквіт життя на суші у всіх її формах. Захисна роль озону велика і в наші дні. Більше 1% сонячної енергії поглинається у верхній частині озону, саме тому такий тепле повітря (вище 0 °) спостерігається в шарі 40−55 км. Озон хімічно активний, реагує з1 іншими малими газами атмосфери. Озон — сильно розшарування в атмосфері газ. Висота, потужність і змішання його сильно залежать від динамічних процесів атмосфери. Спостереження над озоном дають можливість детально вивчати циркуляцію атмосфери, руху фронтів.

Повітря з певною силою тисне на земну поверхню, ця сила називається атмосферним тиском. Його можна виміряти ртутним барометром, або анероїдом, який був винайдений італійцем Е. Торрічеллі у 1673 р. Тиск на підстилаючу в атмосфері поверхню складає в середньому 1,033 г на 1 см² (більше 10 т на м²). Людина не відчуває його тому, що тиск всередині нашого організму такий самий як у атмосфері.

Атмосфемрний тиск — тиск, з яким атмосфера Землі діє на земну поверхню і всі предмети, що на ній розташовані.

Атмосферний тиск падає з висотою, оскільки він створюється лише шаром атмосфери, що знаходиться вище і навпаки, у глибоких шахтахзбільшується. Залежність P (h) описується т. зв. барометричною формулою.

Нормальним атмосферним тиском називають тиск в 760 мм рт. ст. (101 325 н/мІ, або 101 325 Па) (на рівні моря географічної широти 45°). Відзначено коливання атмосферного тиску (на рівні моря) у межах 684−809 мм рт.ст. (від 90 000 н/мІ до 110 000 н/мІ).

Середньорічні значення атморсферного тиску на рівні моря для червня-серпня (зверху) та грудня-лютого (знизу) На земній поверхні атмосферний тиск змінюється від місця до місця та у часі. Особливо важливі неперіодичні зміни атмосферного тиску, пов’язані з виникненням, розвитком і руйнуванням повільно рухомих областей високого тиску — антициклонів і відносно швидко рухомих величезних вихрів — циклонів, у яких панує знижений тиск, що визначає погоду. Зміни термічного поля Землі засезонами року, обумовлені різницею в нагріванні океанів та материків, викликають коливання над ними і атмосферного тиску. Взимку над материками повітря холодніше, ніж над океанами, однакова маса повітря над акваторіями займає більший обсяг — утворюються пагорби. Повітря по верху «стікає» з океанів на материки. Загальна вага повітряного стовпа над континентами підвищується, тут утворюються області підвищеного тиску — антициклони. Оскільки взимку над океанами повітря тепліше, над водною поверхнею вага повітря зменшується, утворюються області зниженого тиску — циклони.

Розподіл атмосферного тиску на картах показують за допомогою ізобар. Ізобари липня йдуть приблизно по паралелях. На південних материках у січні утворюються області зниженого тиску, які обмежені замкнутими ізобарами.

Поблизу екватора атмосферний тиск знижений. Великої висоти та інтенсивності у приекваторіальній зоні досягають висхідні потоки, що викликають утворення потужних купчасто-дощових хмар та випадіння зливових опадів. Це смугазенітальних дощів, які щоденно повторюються та збігаються за часом з положенням Сонця у зеніті.

На північ та південь від екватора у субтропічних широтах між 30−35-ми паралелями утворюється субтропічна зона високого тиску, що складається з ряду субтропічних антициклонів, які переміщуються у широтному напрямку. Від окраїни субтропічних антициклонів у бік екватора дують стійкі вітри — пасати. Схема загальної циркуляції атмосфери порушується мусонами та тропічними циклонами. Основний ареал тропічних мусонів — південно-східна околиця Євразії, він пов’язаний з акваторіями Індійського і Тихого океанів.

Переважні вітри середніх широт — західні. Тут панує західний перенос повітряних мас.

Від субполярної зони низького тиску в напрямку північного і південного полюсіватмосферний тиск у середньому за рік знову росте. Однак, стійкі антициклональні умови зберігаються переважно у Східній Антарктиді, де циклони дуже рідкісні. УАрктичному басейні, навпаки, за винятком внутрішніх районів і півночі Гренландії, дуже активна циклонічна діяльність.

Нагрівання повітря. Повітря атмосфери пропускає сонячні промені до земної поверхні. Проте саме воно променями не нагрівається. Нагрівається Сонцем земна поверхня. А потім від неї нагрівається повітря. Тому, чим далі від земної поверхні, тим стає холодніше. Ось чому за бортом літака температура повітря дуже низька. На верхній межі тропосфери вона опускається до -56 ⁰С.

Встановлено, що на кожний кілометр висоти температура повітря знижується в середньому на 6 ⁰С. Високо в горах земна поверхня отримує більше сонячного тепла, ніж біля підніжжя. Проте з висотою тепло швидше випромінюється. Тому при підйомі в гори температура повітря загалом знижується. Ось чому на вершинах високих гір лежать сніг і лід.

Вимірювання температури повітря. Кожний знає, що температуру повітря вимірюють за допомогою термометра. Проте варто пам’ятати, що неправильно встановлений термометр, наприклад на сонці, покаже не температуру повітря, а на скільки градусів нагрівся сам прилад.

На метеорологічних станціях для отримання точних температур повітря термометр розташовують у спеціальній будці. Її стінки решітчасті. Це дозволяє повітрю вільно проникати в неї, водночас решітки захищають термометр від попадання сонячних променів. Будку встановлюють на висоті 2 м від землі. Показники термометра записують кожні 3 години.

Рекордно висока температура повітря на Землі +58 ⁰С була зареєстрована в м. Тріполі на півночі Африки. Найнижча температура -89,2 ⁰С зафіксована на науковій станції «Восток» в Антарктиді. В Україні найвища температура +40 ⁰С спостерігалася у м. Куп’янську (Харківська область), найнижча — -43 ⁰С в Українських Карпатах.

Добовий хід температури. Сонячні промені протягом доби нагрівають Землю нерівномірно. Очевидно, що опівдні, коли Сонце стоїть найвище над горизонтом, земна поверхня нагрівається найсильніше. Проте найвищі температури повітря спостерігаються не о 12-й, а о 14−15 год. Це пояснюється тим, що на передачу тепла від земної поверхні повітрю потрібен час. Після полудня, незважаючи на те, що Сонце вже опускається до горизонту, повітря продовжує отримувати тепло ще протягом двох годин від нагрітої поверхні. Потім поверхня поступово охолоджується і відповідно знижується температура повітря. Найнижчі температури бувають перед сходом Сонця. Правда, в окремі дні такий добовий хід температур може мати значні відступи.

Отже, причиною змін температури протягом доби є зміна освітленості поверхні внаслідок обертання Землі навколо своєї осі.

Залежність температури повітря від висоти Сонця над горизонтом. Щоб зрозуміти, як температура повітря залежить від висоти Сонця над горизонтом, скористайтеся результатами спостережень за довжиною полуденної тіні, яку кидає гномон. У вересні тінь була однієї довжини. У жовтні вона стала довшою, в листопаді - ще довшою, в 20-х числах грудня — найбільшою. З кінця грудня тінь знову коротшає. Отже, зміна довжини тіні гномона свідчить, що протягом року Сонце в полудень над горизонтом буває на різній висоті. Чим коротша тінь, тим вище Сонце над горизонтом і більший кут падіння на земну поверхню його променів. Чим більший кут падіння сонячних променів, тим більше тепла отримує земна поверхня і відповідно вища температура повітря. Тоді настає літо. Чим нижче Сонце над горизонтом, тим менший кут падіння променів, тим менше тепла отримує земна поверхня і нижчі температури. Тоді настає зима.

Час, коли Сонце в полудень займає найвище положення на небозводі Північної півкулі, припадає на червень. Найнижче положення Сонця на небозводі Північної півкулі - у грудні.

Річний хід температур. Протягом року земна поверхня нагрівається нерівномірно. Тому змінюється і температура повітря. Річний хід температури визначають середні місячні температури повітря. За ними можна встановити, який місяць був найтеплішим і який — найхолоднішим. Спостереження за температурою повітря протягом року показують, що в Україні, як і в усіх країнах Північної півкулі, найвища середня місячна температура буває в липні, а найнижча — в січні.

Влітку в полудень Сонце займає найвище положення над горизонтом. У цей період — найдовші дні, поверхня нагрівається тривалий час, тому й температури повітря найвищі. Взимку — навпаки.

Середні температури. Проводячи спостереження за змінами температури повітря протягом доби, місяця або року, відмічають найвищу (максимальну) і найнижчу (мінімальну) температуру. Але щоб порівняти температури різних діб, місяців чи років, визначають середню добову, місячну або річну температуру. Обчислюють їх як середньоарифметичне число.

Наприклад, середню добову температуру отримують від ділення суми температур на число вимірів протягом доби. Якщо протягом часу спостереження були і додатні, і від'ємні температури, то обчислюють окремо суму додатних і від'ємних температур. Потім від більшої суми віднімають меншу, а різницю ділять на кількість вимірювань. Біля отриманого числа ставлять знак діленого.

Середню річну температуру знаходять як суму середніх місячних температур, розділених на число місяців року.

Більш наочне уявлення про зміну температури повітря дають графіки добового, місячного і річного ходу температури повітря (мал.).

Амплітуда коливання температури повітря. Різниця між найвищою і найнижчою температурами повітря називаєтьсяамплітудою коливань температур (А). Розрізняють добову, місячну, річну амплітуди.

Наприклад, якщо найвища температура повітря протягом доби становила +17 ⁰С, а найнижча — +8 ⁰С, то амплітуда коливань дорівнюватиме 9 ⁰С (17 ⁰ — 8 ⁰ = 9 ⁰). На добові амплітуди коливань температур впливає характер земної поверхні (її називають підстильною). Наприклад, над океанами амплітуда становить лише 1−2 ⁰С, над степами — 15−20 ⁰С, а в пустелях досягає 30 ⁰С. При хмарній погоді добові амплітуди зменшуються. В Україні найбільші добові коливання температури бувають навесні і влітку при ясній погоді (7−10 ⁰С).

Річні амплітуди коливання температури повітря залежать головним чином від широти місця: вони менші біля екватора (1⁰С), значно більші у середніх широтах (28⁰ С на широті Києва). На одній і тій самій широті, чим далі від океану, тим вища річна амплітуда.

Випаровування — це кількість водяної пари, яка випарувалася й поступила в повітря. Швидкість випаровування залежить від багатьох причин, але головним чином від температури повітря й вітру. Зрозуміло, що чим вище температура, тим більше випаровування. Але вітер, постійно переміщує насичене водяною парою повітря, приносить в дане місце постійно нові об`єми сухого повітря. Навіть слабкий вітер швидкістю 2−3 м/с збільшує випаровування втричі. На випаровування також впливають характер рельєфу, рослинність і т.д.

Однак через нестачу вологи в даній місцевості випаровування буває значно нижчим, ніж могло би бути при даній температурі. Кількість води, яке могло би випаровуватись при даній температурі, називається випаровуваністю. Інакше кажучи випаровуваність — це потенційно можливе випаровування в даній місцевості. І випаровування і випаровуваність вимірюються в міліметрах (мм) шару випаруваної води за конкретний період — мм/рік і т.д.

На земній поверхні постійно відбуваються два протилежні процеси: зрошення місцевості опадами і осушення її випаровуванням. Зволоженість території характеризує коефіцієнт зволоження, під яким розуміється відношення суми опадів до випаровуваності. Зволоження буває надмірним, коли коефіцієнт зволоження більший за 1, достатнім, коли коефіцієнт зволоження дорівнює 1, недостатнім, коли коефіцієнт зволоження менший за 1 і бідним, коли коефіцієнт зволоження менший за 0,6. Так коефіцієнт зволоження в лісній зоні дорівнює дорівнює 1,0−1,5, в лісостеповій — 0,6−1,0, в степовій — 0,3−0,6, в напівпустелях — 0,1−0,3, в пустелях — менший 0,1.

В атмосфері завжди є певна кількість вологи у виді водяної пари, яка поступає туди в результаті випаровування з водної певерхні й поверхні суші. Інакше кажучи, повітря завжди містить вологу у вигляді молекул (пари), крапель і кристаликів льоду. Вологість повітря — це вміст в ньому водяної пари. При умові достатнього надходження вологи в атмосферу, вологість залежить від температури повітря. Чим вища температура повітря, тим більшу кількість водяної пари воно може вмістити. Так в 1 м³ повітря при температурі 30^оС може вміститись 30 г вологи, при 20^оС — 17,3 г, при 0^оС — тільки 4,8 г. При від`ємних температурах вологоємність повітря помітно падає і вже при -10^оС в 1 м³ повітря може вміститись тільки 2,3 водяної пари. Отже, хід вологості паралельний ходу температури. Зазвичай вологість більша вдень, ніж вночі. На протязі року найбільша вологість зазвичай влітку, найменша — взимку. В низьких широтах, де повітря значно холодніше, вологість більша, ніж в середніх та високих.

При певній температурі повітря може містити відповідну кількість вологи (водяної пари). Межа вмісту водяної пари в повітрі при даній температурі називається максимальною вологістю. Абсолютною вологістю називається фактична кількість водяної пари в повітрі в даний момент, виміряне в г/м³.Відносна вологість — це відношення абсолютної вологості до максимальної, виражене у відсотках.

Повітря, яке має максимальну вологість, називається насиченим. На відміну від нього ненасичене повітря ще може поглинати водяну пару. Однак при нагріванні насичене повітря стає ненасиченим, а в випадку охолодження —перенасиченим. В останньому випадку починається конденсація. Конденсація — це згущення зайвої водяної пари і перехід її в рідкий стан, утворення дрібних крапель води. Як насичене, так і ненасичене повітря може стати перенасиченим при піднятті повітряної маси вверх, бо при цьому вона сильно охолоджується. Охолодження можливе також при охолодженні ґрунту в даному місці і при проникненні теплого повітря в холодну місцевість.

Конденсація може відбуватися не тільки в повітрі, а й на земній поверхні і різних предметах. В цьому випадку в залежності від умов утворюються роса, іній, туман, ожеледь. Роса й іній утворюються при ясній і тихій погоді вночі, переважно в передранкові часи, коли поверхні землі охолоджується. Тоді на її поверхні конденсується волога з повітря. При цьому при від`ємних температурах утворюється іній, при додатних — роса. У випадку, коли на теплу поверхню приходить холодне повітря чи тепле повітря різко охолоджується, може утворитися туман. Він складається з дрібних крапель, чи кристаликів, ніби підвішених в повітрі. В сильно забрудненому повітрі утворюється туман з домішками диму — смог. При випадінні переохолоджених крапель дощу чи туману на охолоджену нижче 0оС поверхню і при температурі повітря −3…−0^оС утворюється шар товстого льоду, який наростає на поверхні землі й на предмети, — ожеледь. Це відбувається від намерзання переохолоджених крапель дощу, туману чи моросі. Кірка льоду може досягти в товщину кількох сантиметрів. Інші причини призводять до виникнення явища, яке називається ожеледиця. Ожеледиця виникає як правило після потепління або дощу в результаті настання похолодання, коли температура різко опускається нижче 0^оС. Відбувається замерзання мокрого снігу, дощу або моросі. Ожеледиця утворюється і тоді, коли ці рідкі опади випадають на сильно переохолоджену поверхню землі, що призводить до їх замерзання. Таким чином ожеледиця — це лід на земній поверхні, утвореній в результаті замерзання мокрого снігу або рідких опадів.

Хмари утворюються при конденсації водяної пари в піднімаючомусь повітрі внаслідок його охолодження. Висота їх утворення залежить від температури й відносної вологості повітря. При досягненні повітрям висоти, на якій насичення ста повним, — рівня конденсації - починається конденсація і хмароутворення. Хмари знаходяться в постійному русі і можуть складатися з дрібних крапель води чи кристаликів, але частіше вони змішані. За формою розрізняють три основних види хмар: перисті, шаруваті й купчасті. Перисті — хмари верхнього ярусу (вище 6000 м), напівпрозорі і складаються з дрібних льодяних кристаликів. Опади з них не випадають. Шаруваті — хмари середнього (від 2000 до 6000 м) і нижнього (до 2000 м) ярусів. В основному з них й випадають опади, зазвичай довготривалі й обложні. Купчасті хмари можуть утворюватися в нижньому ярусі і досягати дуже великої висоти. Вони складаються внизу з крапель, а вверху — з кристаликів. З ними пов`язані зливи, град, грози. Крім трьох основних форм хмар утворюються багато комбінованих. Наприклад, перисто-шаруваті, шарувато-купчасті, купчасто-дощові і т.д.

Хмарний покрив зазвичай складається з різних хмар. Степінь покриття неба хмарами називають хмарністю, яка вимірюється в балах — від 0 до 10. В середньому на Землі половина неба закрита хмарами. Найбільша хмарність — в областях зниженого тиску, тобто там, де повітря піднімається. Над океаном вона більша, ніж над сушею, бо там більше вологи. Абсолютний середній максимум хмарності - 9 балів (над Північною Атлантикою), абсолютний мінімум — 0,2 бала (над Антарктидою і тропічними пустелями).

Хмарний покрив затримує сонячну радіацію, яка йде до земної поверхні, відбиває і розсіює її. Одночасно хмари затримують теплові випромінювання земної поверхні в атмосферу. Тому хмарність значно впливає на клімат.

Сніговам лімнія — межа, вище від якої в горахзберігається сніг, який не тане, і перетворюється на лід. Вище від снігової лінії накопичення твердих атмосферних опадів переважає над таненням і випаровуванням.

Висота снігової лінії залежить від кліматичних особливостей території, насамперед, співвідношення тепла і вологи, а також макроі мезорельєфу. Вона є відображенням нижнього рівняхіоносфери в реальних умовах рельєфу земної поверхні. Снігова лінія розташована нижче в холодних та вологих районах і вище — в теплих та посушливих. В Антарктиці вона опускається до рівня моря, а в Арктицірозташована на кілька сотень метрів вище рівня моря. Найбільшої висоти снігова лінія досягає в сухих тропічних і субтропічних районах у літній період (наТибетському нагір'ї та у Південноамериканських Андах до 6,5 км), на екваторі вона розташована на висоті 4,4 км.

Котопахі(ісп. Cotopaxi) — діючийвулкан в еквадорських Андах висотою 5897 м над рівнем моря.

Гора Фудзі у травні.

Снігова лінія в Альпах Задачі з теми атмосфера.

· Чи може утворитися льодовик на вершині гори Кіліманджаро в Африці, якщо температура біля підніжжя гори +25С? А через кожен км висоти температура повітря знижується в середньому на 6.

Рішення:

висота гори Кіліманджаро -5895м або 5,895 км5,9 км.

• 1) На скільки знизиться температура повітря з підняттям на вершину гори?
• 5,9 кмx6=35,4С (на стільки знизиться температура повітря).
• 2)Яка температура на вершині гори?

+25°-35,4С= -10,4 ° С (температура на вершині гори).

Відповідь. Отже, на вершині гори Кіліманджаро сніг танути не буде і утвориться льодовик.

· Яка температура на вершині г. Джомолунгма, якщо біля підніжжя вона становить +30.

Рішення:

• 1) 6×9км=54Сна стільки знизиться температура повітря;
• 2)+30−54 =-24С-температура на вершині гори.
• · Висота м. Києва над рівнем моря — 180 м. Обчисліть атмосферний тиск для столиці України.

Рішення.

Нормальний атмосферний тиск на рівні моря при температурі 0С на широті 45 становить 760 мм рт. ст. На кожні 100 м підйому тиск знижується на 10 мм рт. ст.

• 1) 100 м — 10 мм рт. ст.
• 180м — x мм рт. ст.

x = 180 м*10мм рт. ст./100 м =18 мм рт. ст. — на стільки знизиться тиск на 180 м підйому;

• 2) 760 мм рт. ст. — 18 мм рт. ст.= 742 мм рт.ст. — атмосферний тиск на висоті Києва.
• · Вкажіть напрям вітру і встановіть, який вітер буде сильніший:
  • 1) пункт, А (763 мм рт. ст.) та пункт Б (785 мм рт. ст.);
  • 2) пункт К (758 мм рт. ст.) та пункт М (755 мм рт. ст.).

Відповідь. 1) Вітер дме з пункту Б в пункт А.

2) Вітер дме з пункту К в пункт М.

Сильнішим буде вітер в першому випадку, оскільки різниця тисків більша між пунктами, А і Б, аніж пунктами К і М.

· Вирахуйте відносну вологість повітря, якщо вологість повітря становить 12г/м³, а вологість насиченняза даної температури — 23г/м³.

Рішення:

12г/м³: 23г/м³х100= 52%.

Відповідь. Це означає, що повітря на 52 насичене водяною парою.

· Визначити відносну вологість повітря, якщо в 1 м³ повітря міститься 10 г водяної пари, а за даної температури могло б міститися 25 г.

Рішення:

відносна вологість=10 г:25 г х100% =40%.

Відповідь. Це означає, що повітря на 40% насичене водяною парою.

· Обчисліть, скільки кілограмів різних речовин можна отримати з 1 т чорноморської води, якщо її солоність 18%0.

Рішення.

Одна літра води має приблизно кг. Значить, в 1 кг чорноморської води розчинено 18 г речовин. 1 т = 1000 кг.

Тоді:18 г = 0, 018 кг.

• 1 кг води — 0, 018 кг речовин
• 1000 кг води — х кг речовин

х=0, 018 кгх 1000 кг=18 кг.

Відповідь. З одної тонни чорноморської води можна отримати 18 кгрізних речовин.

· Якою буде температура повітря в Карпатах на висоті 2 км, якщо біля підніжжя вона становить 20С ?

Розв’язання:1)1 000 м — 6.

2 000 м — х х = 2 000 м*6/1 000 м = 12С — з підняттям угору на 2 км температура знизиться на 12С.

• 2) 20 — 12 = 8С — температура на вершині Карпат.
• · Який атмосферний тиск на вершині Говерли, якщо на висоті 183 м тиск — 720 мм рт. ст.

Розв’язання:1)2061 м — 183 м =1878 м — відносна висота між г. Говерла і точкою 183 м.

• 1) 100 м — 10 мм рт. ст.
• 1878 м — х мм рт. ст.

х=1878 м*10 мм рт. ст./100 мм рт. ст. 188 мм рт. ст. — на стільки зменшився атмосферний тиск при підйомі на 1878 м.

• 2) 720 мм рт. ст. — 188 мм рт. ст.=532 мм рт. ст. — атмосферний тиск на вершині Говерли.
• · Визначте величину випаровуваності за рік для м. Кривий Ріг, якщо річна кількість опадів — 420 мм, а коефіцієнт зволоження — 0.53.

Розв’язання:

Коефіцієнт зволоження визначається за формулою:

К=О/В, де К — коефіцієнт зволоження; О — кількість опадів за певний період; В — випаровуваність.

Отже, В = О/К.

Тому 420 мм: 0,53 = 792,4 мм.

Визначте альбедо поверхні, яка вкрита снігом, якщо відбита радіація-0,59ккал/см² за 1 хв., сумарна радіація -0,84 ккал/см² за 1 хв.

Розв’язок:

А = В_р./С_р.100 = 0,59/0,84 100 70,2.

· Визначте тиск і температуру повітря біля підніжжя гори, якщо на її вершині, яка має висоту 1450 м, температура -2С, а тиск 610 мм рт. ст.

Розв’язок:

На 1 км підняття вгору tзнижується на 6.

• 1)1,450 км 6⁰=8,7 — на стільки знизилась t;
• 2) 8,7 ⁰+ (-2⁰)= 6,7- t повітря біля підніжжя гори.
• 3) На 1 км підняття вгору тискv на 100 ммрт.ст., а на 1450м — х мм рт. ст.

4)610 + 145 = 755 ммрт.ст.- тиск повітря біля підніжжя гори.