Випаровуваність на континенті зазвичай більша за випаровування. Вологість повітря

Води в атмосфері. Властивості води

Вода землі є всюди. Океани, моря, річки, озера та ін. водоймища займають 71% земної поверхні. Вода, що міститься в атмосфері, – єдина речовина, яка може знаходитися там у всіх трьох фазових станах (твердий, рідкий та газоподібний) одночасно.

Найважливіші для метеорології фізичні властивості води представлені таблиці 6.

Таблиця 6 - Фізичні властивості води (Русин, 2008)

Властивості води, важливі для кліматоутворення:

· Вода є поглиначем променистої енергії;

· володіє одним із найвищих значень питомої теплоємності серед інших речовин на землі (це позначається на різниці в нагріванні суші та моря, проникнення радіації та тепла вглиб ґрунту та водойм);

· Ідеальний (майже) розчинник;

· Дипольна (біполярна) будова молекул води забезпечує високу температуру кипіння (без водневих зв'язків температура кипіння дорівнювала б -80 ° С).

· Розширення при замерзанні на відміну від інших речовин, які стискаються. (максимальна щільність води спостерігається при температурі +4°С; щільність льоду менша за щільність води: дистильованої на 1/9, морський на 1/7; легший лід плаває по поверхні води).

Завдяки процесам випаровування та конденсації в атмосфері безперервно відбувається кругообіг води, в якому бере участь значна маса її. У середньому багаторічний кругообіг води характеризується такими даними (таблиця 1):

Таблиця 1 - Характеристики кругообігу води на Землі (Матвєєв, 1976)

	Опади, мм/рік	Випаровування, мм/рік	Стік, мм/рік
Материки
Світовий океан
Земну кулю

З поверхні океанів (361 млн. км 2 ) протягом року випаровується шар води товщиною 1127 мм (або 4,07 10 17 кг води), з поверхні материків - 446 мм (або 0,66 10 17 кг води). Товщина шару опадів, що випадають протягом року, на океанах становить 1024 мм (або 3,69·10 17 кг води), на материках – 700 мм (або 1,04·10 17 кг води). Кількість опадів на материках значно перевищує випаровування (на 254 мм, або на 0,38 10 17 кг води). Це означає, що значна маса водяної пари надходить на материки з океанів. З іншого боку, вода, що не випарувалася на материках (254 мм) стікає в річки і далі в океан. На океанах випаровування перевищує (на 103 мм) кількість опадів. Різниця заповнюється стоками води з океанів.

Випаровування та випаровування

В атмосферу вода потрапляє в результаті випаровування з поверхні Землі (водоймів, ґрунту); вона виділяється живими організмами у процесі життєдіяльності (дихання, обмін речовин, транспірація у рослин); вона є побічним продуктом вулканічної діяльності, промислового виробництва та окислення різних речовин.

Випаровування(зазвичай води) – надходження водяної пари в атмосферу внаслідок відриву молекул, що найбільш швидко рухаються, з поверхні води, снігу, льоду, вологого грунту, крапель і кристалів в атмосфері.

Випаровування з поверхні землі називається фізичним випаром. Фізичне випаровування та транспірація разом – сумарне випаровування.

Суть процесу випаровування полягає у відриві окремих молекул води від водної поверхні або від вологого ґрунту та переході повітря в якості молекул водяної пари. Пар, що міститься в атмосфері, конденсується при охолодженні повітря. Згущення водяної пари може йти шляхом сублімації (процес безпосереднього переходу речовини з газоподібного в тверде, минаючи рідке). З атмосфери вода видаляється при випаданні опадів.

Молекули рідини завжди знаходяться в русі, причому деякі з них можуть прориватися через поверхню рідини та йти у повітря. Відриваються ті молекули, швидкість яких вища за швидкість руху молекул при даній температурі і достатня для подолання сил зчеплення (молекулярного тяжіння). Зі зростанням температури кількість молекул, що відриваються, зростає. Молекули пари можуть повертатися з повітря на рідину. Коли температура рідини підвищується, кількість молекул, що залишають її, стає більше кількості повертаються, тобто. відбувається випаровування рідини. Зниження температури уповільнює перехід молекул рідини у повітря і викликає конденсацію пари. Якщо водяна пара надходить у повітря, то вона, як і всі інші гази, створює певний тиск. У міру того, як молекули води переходять у повітря, тиск пари в повітрі збільшується. Коли досягається стан рухомої рівноваги (кількість молекул, що залишають рідину, дорівнює кількості молекул, що повертаються), то випаровування припиняється. Такий стан називається насиченням , водяна пара в такому стані – насичуючим , а повітря насиченим . Тиск водяної пари в стані насичення називається тиском насиченої водяної пари (Е), або пружністю насичення, або максимальною пружністю.

Поки стан насичення не досягнуто, то йде процес випаровування води, при цьому пружність водяної пари (е) над рідиною менше максимальної пружності: е<Е.

Якщо кількість повертаються молекул води більша за кількість вилітаючих, то має місце процес конденсації або сублімації (треба льодом): е>Е.

Тиск насиченої водяної пари залежить від

· температури повітря,

· Від характеру поверхні (рідина, лід),

· Від форми цієї поверхні,

· Солоності води.

Більшість водяної пари надходить в атмосферу з поверхні морів і океанів. Особливо це стосується вологих, тропічних районів Землі. У тропіках випаровування перевищує кількість опадів. У високих широтах має місце зворотне співвідношення. В цілому ж по всій земній кулі кількість опадів приблизно дорівнює випаровування.

Випаровування регулюється деякими фізичними властивостями місцевості, зокрема температурою поверхні води та великих водойм, що переважають тут швидкості вітру. Коли над поверхнею води дме вітер, то він відносить убік повітря, що зволожилося, і замінює його свіжим, більш сухим (тобто до молекулярної дифузії додається адвекція і турбулентна дифузія). Чим сильніший вітер, тим швидше змінюється повітря і тим інтенсивніше випаровування.

Випаровування можна характеризувати швидкістю протікання процесу. Швидкість випаровування (V) виражається у міліметрах шару води, що випарувалася за одиницю часу з одиниці поверхні. Вона залежить від дефіциту насичення, атмосферного тиску та швидкості вітру.

Випаровування в реальних умовах виміряти важко. Для виміру випаровування застосовують випарники різних конструкцій або випарні басейни (з площею поперечного перерізу 20 м 2 або 100 м 2 і глибиною 2 м). Але значення, отримані випарниками, не можна прирівнювати до випаровування з реальної фізичної поверхні. Тому вдаються до розрахункових методів: випаровування з поверхні суші розраховується виходячи з даних щодо опадів, стоку та вологовмісту ґрунту, які легше отримати шляхом вимірювань. Випаровування з поверхні моря можна обчислити за формулами, близькими до сумарного рівняння.

Розрізняють фактичне випаровування та випаровуваність.

Випаровуваність– потенційно можливе випаровування у цій місцевості за існуючих у ній атмосферних условиях.

При цьому мають на увазі або випаровування з поверхні води у випарнику; випаровування з відкритої водної поверхні великої водойми (природної прісноводної); випаровування з поверхні надмірно зволоженого ґрунту. Випарюваність виражається в міліметрах шару води, що випарувалася за одиницю часу.

У полярних областях випаровування мала: близько 80 мм/рік. Це пов'язано з тим, що тут спостерігаються низькі температури поверхні, що випаровує, а тиск насиченої водяної пари Е S і фактичний тиск водяної пари малі і близькі між собою, тому і різниця (Е S - е) невелика.

У помірних широтах випаровування змінюєтьсяу широких межах і має тенденцію до зростання при просуванні з північного заходу на південний схід материка, що пояснюється зростанням у цьому напрямку дефіциту насичення. Найменші значення у поясі Євразії спостерігаються на північному заході материка: 400–450 мм, найбільші (до 1300–1800 мм) у Азії.

У тропікахвипаровуваність мала на узбережжях і різко збільшується у внутрішньоматерикових частинах до 2500-3000 мм.

У екваторавипаровування щодо низька: не перевищує 100 мм через невелику величину дефіциту насичення.

Фактичне випаровування на океанах збігається з випаровуваністю. На суші воно значно менше, в основному, залежить від режиму зволоження. Різниця між випаровуваністю та опадамиможна використовуватиме розрахунку дефіциту зволоження повітря.

Найважливішим компонентом водного балансу є випаровування. Проблема отримання кліматично достовірної інформації про випаровування стоїть набагато гостріше, ніж опадів. Переважна частина відомих даних виходить з розрахункових методах. Розрахунки більш-менш надійні над водяною поверхнею, де можна прийняти випаровування за випаровуваність і обчислити це значення. Над сушею такий підхід неможливий, тому на рідкісній мережі проводиться безпосередній вимір випаровування, проте просторове кліматичне узагальнення цих даних є складним (Кислов А.В., 2011).

На рис. 3.5 та в табл. 3.3 наводяться розраховані річні суми випаровування з поверхні, що підстилає, з яких випливає, що випаровування з океанів значно перевищує випаровування з суші. На більшій частині акваторії Світового океану в середніх та низьких широтах випаровування змінюється від 600 до 2500 мм, а максимуми досягають 3000 мм. У полярних водах за наявності льодів випаровування порівняно невелике. На суші річні суми випаровування становлять від 100–200 мм у полярних та пустельних районах (в Антарктиді ще менше) до 800–1000 мм у вологих тропічних та субтропічних областях (південь Азії, басейн р. Конго, південний схід США, східне узбережжя Австралії , острови Індонезії, Мадагаскар). Максимальні значення суші – трохи більше 1000 мм (Хромов С.П., Петросянц М.А., 2001).

Рис. 3.5. Розподіл середніх річних значень (мм/рік) випаровування з поверхні, що підстилає (Атлас теплового балансу земної кулі, 1963)

Таблиця 3.3. Річні значення випаровування (мм) для різних поясів Північної півкулі (за даними Будико М.І., 1980)

Таким чином, у середньому по широтних зонах у Північній півкулі найбільші річні значення випаровування спостерігаються у тропіках. У міру просування від тропіків до полюсів випаровування зменшується. В екваторіальній зоні та у високих широтах середні річні значення випаровування над сушею та морем приблизно однакові, але в тропіках та помірних широтах випаровування з поверхні моря більше, ніж з поверхні суші. Аналогічний розподіл випаровування і в Південній півкулі, але в цілому по півкулі випаровування вище і становить приблизно 1250 мм, так, площа, зайнята океаном, у тій півкулі більше (для Північної півкулі середнє річне значення випаровування близько 770 мм) (Кліматологія, 1989).

Для отримання фізично аргументованих уявлень про особливості просторової картини випаровування можна взяти до уваги те, що турбулентний потік водяної пари визначається вертикальним градієнтом вологи в приводному шарі та розвиненістю турбулентного режиму, який може бути параметрично охарактеризований величиною модуля вектора швидкості вітру та критерієм стійкості стратифікації. З цієї точки зору стає зрозуміло, наприклад, чому вздовж стрижнів теплих течій (Гольфстріму, Куросіо, Бразильського, Східно-Австралійського) випаровування велике. Особливо воно збільшується в зимовий час, коли на морські акваторії потрапляє (через переважання західного перенесення) сухе холодне повітря, яке сформувалося у позатропічних континентальних центрах високого тиску. При цьому зростає градієнт питомої вологості і різко посилюється турбулентність через нестійку температурну стратифікацію, що формується.

Розглянуті положення дозволяють пояснити існування великих опадів ВЗК з погляду балансу кількості опадів (r)та величини випаровування (Е)(Рис. 3.6). Над великими частинами океанів повітряні маси пасатів накопичують вологу (тут Е– r> 0) і «виливають» цю воду у ВЗК (де Е– r< 0). Хмарні системи полярно-фронтових циклонів формуються в тропічному вологому повітрі, так що переноситься ними у високі широти і на континенти водяна пара (туди, де Е– r< 0) також зібраний з тропічних та субтропічних акваторій Світового океану.

Баланс вологи «випар мінус опади» дозволяє зрозуміти основні географічні закономірності формування річкового стоку – найбільш повноводні ті річки, басейни яких знаходяться на територіях, де Е -r< 0. Характерними прикладами є річки Амазонка, Конго, Ганг, Брахмапутра та ін. перевищує випаровування.

Для океану атмосферний баланс вологи «випар мінус опади» є вертикальним потоком «прісної води». Він визначає головними рисами просторову неоднорідність поля солоності вод. У Тихому океані опади перевищують випаровування, а в Атлантичному (та Індійському океані) випаровування більше опадів і більше солоність приповерхневих шарів, причому її просторовий розподіл слідує за розподілом балансу «опади мінус випаровування». Однак не всі особливості поля солоності визначаються винятково цим балансом. Так, розпресування вод локально збільшується поблизу усть великих річок (Амазонка, Конго, Ганг). У полярних широтах, крім названих факторів, активну роль у процесі формування поля солоності відіграють прісні води, що утворюються при таненні снігового та крижаного покриву (Кислов А.В., 2011).

Рис. 3.6. Атмосферний баланс вологи «випар мінус опади» над океанами (см/рік): 1 – ізолінії >0 ; 2 – ізолінії <0 (Кислов А.В., 2011)

Вода, що входить до складу повітря, знаходиться в ньому в газоподібному, рідкому та твердому стані. Вона потрапляє в повітря за рахунок випаровування з поверхні водойм та суші (фізичне випаровування), а також внаслідок транспірації (випаровування рослинами), яка є фізико-біологічним процесом. Приземні шари повітря, збагачені водяною парою, стають легшими і піднімаються вгору. Внаслідок адіабатичного зниження температури повітря, що піднімається, вміст водяної пари в ньому стає гранично можливим. Відбувається конденсація, або сублімація, водяної пари, утворюються хмари, та якщо з них – опади, що випадають землю. Так відбувається кругообіг води. Водяна пара в атмосфері оновлюється в середньому приблизно вісім діб. Важливою ланкою кругообігу води є випаровування, яке полягає в переході води з рідкого або твердого агрегатного стану (ліхтаря) в газоподібне і надходження невидимої водяної пари в повітря.

Рис. 37. Середні річні значення випаровування з поверхні, що підстилає (мм/рік)

Вологе повітря трохи легше сухого, тому що воно менш щільне. Наприклад, насичене водяною парою повітря при температурі 0° і тиску 1000 мб менш щільне, ніж сухе, - на 3 г/м (0,25%). При більш високій температурі і відповідно більшому вмісті вологи ця різниця збільшується.

Випаровування показує фактичну кількість води, що випаровується на відміну від випаровуваності - максимально можливого випаровування, не обмеженого запасами вологи. Тому над океанами випаровування практично дорівнює випаровуваності. Інтенсивністю або швидкістю випаровування називається кількість води в грамах, що випаровується з 1 см 2 поверхні за секунду (V = г/см 2 с). Вимірювання та обчислення випаровування – важке завдання. Тому на практиці випаровування враховують непрямим способом – за величиною шару води (мм), що випарувалася за більш тривалі проміжки часу (добу місяць). Шар води в 1 мм із площі 1 м дорівнює масі води 1 кг. Інтенсивність випаровування з водної поверхні залежить від ряду факторів: 1) від температури поверхні, що випаровує: чим вона вище, тим більша швидкість руху молекул і більша їх кількість відривається від поверхні і потрапляє в повітря; 2) від вітру: чим більша його швидкість, тим інтенсивніше випаровування, тому що вітер відносить насичене вологою повітря і приносить більш сухе; 3) від дефіциту вологості: чим вона більша, тим інтенсивніше випаровування; 4) від тиску: чим воно більше, тим менше випаровування, оскільки молекулам води важче відірватися від поверхні, що випаровує.

Розглядаючи випаровування з поверхні ґрунту, треба враховувати такі його фізичні властивості, як колір (темні ґрунти через велике нагрівання випаровують більше води), механічний склад (у суглинистих ґрунтів вищий, ніж у супіщаних, водопідйомна здатність та інтенсивність випаровування), вологість (ніж ґрунт суші, тим слабше випаровування). Важливі й такі показники, як рівень ґрунтових вод (що він вищий, тим більше випаровування), рельєф (на піднесених місцях повітря рухоміше, ніж у низинах), характер поверхні (шорстка в порівнянні з гладкою має більшу площу, що випаровує), рослинність, яка зменшує випаровування з ґрунту. Однак рослини самі випаровують багато води, забираючи її із ґрунту за допомогою кореневої системи. Тому в цілому вплив рослинності різноманітний та складний.

На випаровування витрачається тепло, внаслідок чого температура поверхні, що випаровує, знижується. Це має значення для рослин, особливо в екваторіально-тропічних широтах, де випаровування зменшує їх перегрів. Південна океанічна півкуля холодніша за північ з цієї ж причини.

Добовий та річний перебіг випаровування тісно пов'язаний з температурою повітря. Тому максимум випаровування протягом доби спостерігається близько полудня і добре виражений лише у теплу пору року. У річному ході випаровування максимум посідає найтепліший місяць, мінімум – на холодний. У географічному розподілі випаровування та випаровування, що залежать передусім від температури та запасів води, спостерігається зональність (рис. 37).

В екваторіальній зоні випаровування та випаровування над океаном і сушею майже однакові і становлять близько 1000 мм на рік.

У тропічних широтах їх середньорічні максимальні значення. Але найбільші значення випаровування – до 3000 мм відзначаються над теплими течіями, а випаровування 3000 мм – у тропічних пустелях Сахари, Аравії, Австралії за фактичного випаровування близько 100 мм.

У помірних широтах над материками Євразії та Північної Америки випаровування менше і поступово зменшується з півдня на північ через зниження температур і в глиб материків через зменшення вологозапасів у ґрунті (у пустелях до 100 мм). Випаровуваність у пустелях, навпаки, максимальна – до 1500 мм/рік.

У полярних широтах випаровування та випаровування малі – 100–200 мм і однакові над морськими льодами Арктики та над льодовиками суші.

Конденсація та сублімація

Водяна пара має тільки їй властиву властивість, що різко відрізняє її від інших газів атмосфери: її кількісний вміст, або вологість повітря, залежить від температури повітряної маси. Вологість повітря характеризується кількома показниками.

Абсолютна вологість - кількість водяної пари в грамах, що міститься в 1 м3 повітря. Абсолютна вологість підвищується зі зростанням температури повітря, оскільки чим тепліша повітряна маса, тим більше вона може містити пару.

Відносна вологість - ставлення у відсотках фактичного насичення домаксимально можливого при цій температурі. З охолодженням повітря абсолютна вологість падає, оскільки зменшується його вологоємність. Температура, коли повітря стає насиченим, називається точкою роси . Подальше охолодження повітря призводить до конденсації вологи. Відносна вологість залежить, звісно, і від абсолютної.

Випаровування полягає в переході води з рідкої або твердої фази в газоподібну та у надходженні водяної пари в атмосферу.

Випаровуваність – це максимально можливе випаровування за даних метеорологічних умов, не лімітоване запасами вологи. Те саме стосується терміна «потенційно можливе випаровування».

Кліматичне і, особливо, біофізичне значення випаровуваності полягає в тому, що вона показує здатність повітря, що висушує: чим більше може випаруватися при обмежених запасах вологи в грунті, тим яскравіше виражена посушливість. В одних місцях це призводить до появи пустель, в інших – викликає тимчасові посухи, по-третє, де випаровуваність незначна, створюються умови перезволоження.

Випаровування та випаровування відображають і режим опадів, і режим тепла. Співвідношення приходу та витрати атмосферної вологи називається атмосферним зволоженням.

Конденсація - перехід пари в краплинно-рідкий стан.

Сублімація – перехід вологи у твердий (сніг, лід) стан.

Для конденсації необхідні такі дві умови:

Зниження температури повітря до точки роси;

Наявність ядер конденсації – мікроскопічних тіл, у яких можливе осідання пари.

Конденсація та сублімація бувають і на поверхні Землі та місцевих предметів та у вільній атмосфері. У першому випадку утворюються росаабо іній.На льоду, снігу чи пісках пустель осідає шар вологи, що у їх водному балансі. При адвекції теплого повітря на охолоджену територію на предметах (стінах, стовбурах та ін.) осідає рідкий наліт, і якщо температура нижче 0°, твердий.

Хмари. Класифікація хмар.

Конденсація та сублімація вологи у вільній атмосфері дає хмари. На ядрах конденсації виникають первинні дрібні хмарні краплі. Зазвичай вони відразу ж замерзають і стають ядрами подальшого зростання крапель як шляхом конденсації, так і взаємного коагуляції злиття. Це відбувається при температурі на 10-15° нижче 0°С.

У сучасній метеорології виділяють такі типи хмар:

1. Перисті хмари знаходяться на висоті понад 6 км і складаються з крижаних кристалів та голок: білі, тонкі хмари волокнистої будови, прозорі, без власних тіней. Основні види: ниткоподібні та щільні; багато різновидів. Опадів не дають.

2.Перісто-купчасті хмари розташовуються на висоті вище 6 км і складаються з крижаних кристалів і голок: тонкі білі шари або гряди у вигляді дрібних хвиль і пластівців, без власних тіней. Діляться на два види: 1) хвилясті та 2) купоподібні. Опадів не дають.

3. Перисто-шаруваті хмари знаходяться на висоті понад 6 км і складаються з крижаних кристалів. Мають вигляд білої однорідної тонкої пелени, іноді трохи хвилястої; не розмивають сонячного чи місячного диска. Опади землі не досягають.

4. Високо-купчасті хмари розташовуються на висоті 2-6 км і складаються з дрібних крапельок, часто переохолоджених: білі, іноді сіруваті або синюваті у вигляді хвиль, куп, гряд, пластівців, між якими видно просвіти синього неба. Іноді можуть зливатись. Види висококупових хмар: 1) хвилясті та 2) купоподібні. Опади не випадають.

5. Високошарові хмари концентруються на висоті 2-6 км і складаються із суміші сніжинок і дрібних крапельок: сіра або синювата однорідна пелена злегка хвиляста. Сонце та Місяць просвічують як крізь матове скло. Зазвичай закривають усі небо. Влітку опади землі не досягають, узимку дають снігопад. Види: 1) туманоподібні та 2) хвилясті.

6. Шарува-купчасті хмари розташовуються на висоті 2-6 км і складаються з крапель однорідних розмірів: великі сірі гряди, хвилі, купи або пластини; можуть бути розділені просвітами або зливатися суцільний покрив. Від висококупчових відрізняються дещо меншою висотою, більшими розмірами куп і більшою щільністю. Рідко випадають слабкі нетривалі дощі. Зазвичай опадів не дають. Види шарувато-купових хмар: 1) хвилясті та 2) купоподібні.

7. Шаруваті хмари розташовуються нижче 2 км, внизу вони можуть зливатися з туманами: одноманітний сірий шар, подібний до туману, іноді внизу розірваний на шматки. Зазвичай закривають все небо, можуть бути у вигляді розірваних мас. Види шаруватих хмар: 1) туманоподібні; 2) хвилясті; 3) розірваношарові. Можуть випадати мряка або рідкісний сніг.

8. Шарувато-дощові хмари знаходяться на висоті нижче 2 км, знизу можуть зливатися з туманом; складаються з великих крапель унизу і дрібних угорі: темно-сірий хмарний шар як би слабо освітлений зсередини. Випадають облогові дощі чи сніг, іноді з перервами. Видів немає.

9.Кучові хмари являють собою хмари вертикального розвитку та знаходяться в межах нижнього та середнього ярусів до 2-3 км; складаються з крапельок, система стійка, без опадів. Щільні високі хмари з білими купчастими та куполоподібними вершинами та плоскими основами сірого чи синього кольору. Можуть бути у вигляді окремих хмар або великих скупчень. Опади зазвичай не випадають. Види купових хмар: 1) плоскі; 2) середні; 3) потужні. Багато різновидів - розірвано-купчасті, баштовоподібні, орографічні та ін.

10. Купово-дощові, або грозові хмари розташовуються на висоті до 2 км і складаються з крапель внизу і кристалів вгорі: білі щільні хмари з темною основою, мають вигляд величезних ковадлів, гір та ін. Випадають зливи, град, що супроводжуються грозами

Середня річна хмарність для всієї Землі оцінюється в 5,4 бали, над сушею – 4,8 бали, над океанами – 5,8 бали. Найбільш хмарні місця – північні частини Атлантичного та Тихого океанів, де хмарність перевищує 8 балів, найхмарніші – пустелі, не більше 1 – 2 балів.

Географічне значення хмар у тому, що їх випадають опади; вони затримують частину сонячної радіації і цим впливають на світловий і тепловий режими земної поверхні, перешкоджають тепловому випромінюванню Землі, створюючи «тепличний ефект». Нарешті, хмари ускладнюють роботу авіації, аерофотографія та ін.

Атмосферні опади

Вода в рідкому або твердому стані, що випадає з хмар або осаджується з повітря на поверхню землі, називається атмосферними опадами.

Опади розрізняють за фізичним станом рідкі(моро, дощ) і тверді(Сніг, крупа, град) і за характером випадання - мряка, обкладніі зливові. Атмосферні опади поділяються на такі дві групи: а) наземні опади, що утворюються безпосередньо наземних предметах ( іній, наморозь); б) опади, що випадають із хмар ( дощ, сніг, град, крупи, крижаний дощ).

Характер випадання атмосферних опадів також значно відрізняється.

МрякаОпади - це опади, що випадають у вигляді мряки або її твердих аналогів (снігові зерна, дрібний сніг). Найчастіше вони внутрішньомасового походження.

Обкладніопади - тривалі, досить рівномірної інтенсивності опади у вигляді дощу, снігу або мряки, що випадають одночасно на значній площі.

ЗливовіОпади – це опади великої інтенсивності, але малої тривалості. Вони випадають із купово-дощових хмар як у рідкому, так і у твердому вигляді (зливовий дощ, зливовий сніг тощо).

Розподілопадів на поверхні земної кулі відбувається дуже нерівномірно та носить зональнийхарактер. Їхня кількість зменшується від екватора до полюсів, що обумовлено головним чином температурою повітря та циркуляцією атмосфери. Крім того, велику роль у розподілі опадів відіграють також рельєф та морські течії. Теплі та вологі маси повітря, зустрічаючись з горами, піднімаються їх схилами, охолоджуються і дають сильні опади в передгірських районах. Саме на навітряних схилах гір є найбільш вологі області Землі.

Для вимірювання кількості опадів служать дощомір та осадомір.

Дощомір- це металеве відро циліндричної форми з площею поперечного перерізу 500 см 2 висотою 40 см, яке встановлюється на дерев'яному стовпі на висоті 2 м. У відро зверху вставлена діафрагма, що не затримує опади і перешкоджає їх випаровування. Відро закрите спеціальним конусоподібним захистом (захист Ніфера). Зібрані за 12 годин опади зливаються у вимірювальну склянку з поділками.

ОсадкомірСистеми Третьякова влаштований так само, як і дощомір, але з тією різницею, що його захист складається з 16 окремих пластин, а площа поперечного перерізу відра дорівнює 200 см 2 .

Атмосферний тиск

Вага повітря зумовлює атмосферний тиск. За нормальнеатмосферний тиск прийнято тиск повітря лише на рівні моря на широті 45° і за температури 0°С. В цьому випадку атмосфера тисне на кожен 1 см2 земної поверхні з силою 1,033 кг, а маса цього повітря врівноважується ртутним стовпчиком заввишки 760 мм. На цій залежності побудовано принцип вимірювання тиску. Воно вимірюється в міліметрах (мм) ртутного стовпа (або мілібарах (мб): 1 мб = 0,75 мм ртутного стовпа) і в гектопаскалях (гПа), коли 1 мм = 1 гПа.

Тиск атмосфери вимірюється за допомогою барометрів. Існують два типи барометрів: ртутний та металевий (або анероїд).

Ртутний - ппри зміні тиску змінюється і висота ртутного стовпа. Ці зміни фіксуються спостерігачем за шкалою, що прикріплена поруч зі скляною трубкою барометра.

Металевийбарометр, або анероїд, При зміні тиску стінки коробки коливаються і вдавлюються або випинаються. Ці коливання системою важелів передаються стрілці, яка переміщається за шкалою з діленнями.

Атмосферний тиск безперервно змінюється у зв'язку із зміною температури та переміщенням повітря. Протягом доби воно підвищується двічі (вранці та ввечері), двічі знижується (після полудня та після опівночі). Протягом року на материках максимальний тиск спостерігається взимку, коли повітря переохолоджене та ущільнене, а мінімальне – влітку.

Розподіл атмосферного тиску по земній поверхні носить добре виражений зональний характер, що з нерівномірним нагріванням земної поверхні, отже, і зміною тиску. Зміна тиску пояснюється рухом повітря. Воно високе там, де повітря стає більше, низьке там, звідки повітря йде. Нагріваючись від поверхні, повітря прямує вгору і тиск на теплу поверхню знижується. Але на висоті повітря охолоджується, ущільнюється та починає опускатися на сусідні холодні ділянки, де тиск зростає. Таким чином, нагрівання та охолодження повітря від поверхні Землі супроводжується його перерозподілом та зміною тиску.

Вітри та їх походження

Повітря безперервно рухається: воно піднімається - висхіднерух, опускається - низхіднерух. Рух повітря в горизонтальномунапрямку називається вітром. Причиною виникнення вітру є нерівномірний розподіл тиску повітря на поверхню Землі, викликаний нерівномірним розподілом температури. При цьому повітряний потік рухається від місць з великим тиском у бік, де тиск менший.

Вітер характеризується швидкістю, напрямом та силою.

Швидкістьвітру вимірюється в метрах за секунду (м/с), кілометрах за годину (км/год), балах (за шкалою Бофорта від 0 до 12, нині до 13 балів). Швидкість вітру залежить від різниці тиску і прямо пропорційна їй: чим більша різниця тиску (горизонтальний баричний градієнт), тим більша швидкість вітру.

Напрямвітру визначається тією стороною горизонту, з якою дме вітер. Для його позначення застосовується вісім основних напрямків (румбів): С, ПЗ, ПЗ, ПЗ, П, П, ПС, С, СВ. Напрямок залежить від розподілу тиску і від дії обертання Землі, що відхиляє.

Силавітру залежить від його швидкості та показує, який динамічний тиск надає повітряний потік на будь-яку поверхню. Сила вітру вимірюється у кілограмах на квадратний метр (кг/м2).

Вітри надзвичайно різноманітні за походженням, характером та значенням. Так, у помірних широтах, де панує західне перенесення, переважають вітри західнихнапрямів (ЗЗ, З, ПЗ). У полярних областях вітри дмуть від полюсів до знижених зон тиску помірних широт. Найбільша зона вітрів земної кулі знаходиться в тропічних широтах, де дмухають пасати.

Пасати- Постійні вітри тропічних широт. Утворюються вони тому, що в екваторіальному поясі нагріте повітря піднімається вгору, а на його місце з півночі та півдня приходить тропічне повітря.

Бризи- місцеві вітри, які вдень дмуть із моря на сушу, а вночі із суші на море. У зв'язку з цим розрізняють деннийі нічнийбризи. Денний(морський) бриз утворюється внаслідок того, що вдень суша нагрівається швидше, ніж море, і над нею встановлюється нижчий тиск. У цей час над морем (більш охолодженим) тиск вищий і повітря починає переміщатися з моря на сушу. Нічний(Береговий) бриз дме з суші на море, так як в цей час суша охолоджується швидше, ніж море, і знижений тиск виявляється над водною поверхнею - повітря переміщається з берега на море.

Мусони- це вітри, аналогічні бризам, але що змінюють свій напрямок залежно від пори року і охоплюють величезні площі. Взимку вони дмуть із суші на море, влітку - з моря на сушу. Взимку материк холодніший і, отже, тиск над ним вищий. Влітку, навпаки, суша прогріта і тиск над нею нижчий. Зі зміною мусонів відбувається зміна сухої малохмарної зимової погоди на дощову літню. ПозатропічніМусони - мусони помірних та полярних широт. ТропічніМусони - мусони тропічних широт.

Фен- Це теплий, іноді гарячий, сухий вітер, що дме в гір зі значною силою. Зазвичай він продовжується менше доби, рідше до тижня. Найбільш типовий фен виникає у разі, коли повітряна течія загальної циркуляції атмосфери перевалює через гірський хребет. Часті фени в горах Середньої Азії, Скелястих горах та ін. У кожній країні цей вітер має свою назву. Провесною фен може викликати швидке танення снігу в горах і катастрофічний розлив річок. Літні фени іноді призводять до загибелі садів та виноградників.

Бора- штормовий і дуже холодний вітер, що дме через низькі гірські перевали переважно в холодну частину року. У Новоросійську він називається норд-остом, на Апшеронському півострові - нордом , на Байкалі – сармою , у долині Рони – містерлю. Дме бору від однієї доби до тижня. Бора утворюється при великих термодинамічних контрастах з обох боків від невисоких гірських хребтів. Бора завдає великих руйнувань містам і портам.

Повітряні маси

Повітряні маси- окремі великі обсяги повітря, що володіють певними загальними властивостями (температурою, вологістю, прозорістю тощо) та рухаються як одне ціле. Виділяють головні (зональні) типи повітряних мас, що формуються в поясах з різним атмосферним тиском: арктичні (антарктичні), помірні (полярні), тропічні та екваторіальні. Зональні повітряні маси поділяються на морські і континентальні - залежно від характеру поверхні, що підстилає, в районі їх формування.

Арктичнийповітря формується над Північним Льодовитим океаном, а взимку ще й над півночі Євразії та Північної Америки. Повітря характеризується низькою температурою, малим вмістом вологи, хорошою видимістю і стійкістю. Його вторгнення в помірні широти викликають значні та різкі похолодання та зумовлюють переважно ясну та малохмарну погоду.

Помірний(Полярне) повітря. Це повітря помірних широт. У ньому також розрізняють два підтипи. Взимку він дуже охолоджений і стійкий, погода зазвичай ясна із міцними морозами. Влітку він сильно прогрівається, у ньому виникають висхідні струми, утворюються хмари, нерідко випадають дощі, спостерігаються грози. Помірне повітря проникає в полярні, а також субтропічні та тропічні широти.

Тропічнийповітря формується в тропічних та субтропічних широтах, а влітку – і в континентальних районах на півдні помірних широт. Розрізняють два підтипи тропічного повітря. Формується над тропічними акваторіями (тропічними зонами океану), відрізняється високою температурою та вологістю. Тропічний повітря проникає в помірні та екваторіальні широти.

Екваторіальнийповітря формується в екваторіальній зоні з тропічного повітря, яке приносить пасати. Він характеризується високими температурами та великою вологістю на протязі всього року. Крім того, ці якості зберігаються і над сушею, і над морем, тому на морські та континентальні підтипи екваторіальне повітря не поділяється.

Повітряні маси перебувають у безперервному русі. При цьому якщо повітряні маси рухаються у вищі широти або більш холодну поверхню, їх називають теплимиоскільки вони приносять потепління. Повітряні маси, що переміщуються в нижчі широти або більш теплу поверхню, називаються холодними. Вони приносять похолодання.

Атмосферні фронти

Атмосферним фронтомназивається розділ між повітряними масами, що мають різні фізичні властивості. Перетин фронту із земною поверхнею називається лінією фронту. На фронті всі властивості повітряних мас – температура, напрямок та швидкість вітру, вологість, хмарність, опади – різко змінюються. Проходження фронту через місце спостереження супроводжується більш менш різкими змінами погоди.

Розрізняють фронти, пов'язані з циклонами, і кліматичніфронти. У циклонах фронти утворюються при зустрічі теплого та холодного повітря, при цьому вершина фронтальної системи, як правило, знаходиться у центрі циклону. Холодне повітря, зустрічаючись із теплим, завжди виявляється внизу. Він підтікає під теплий, прагнучи витіснити його вгору. Тепле повітря, навпаки, натікає на холодне і якщо тіснить його, то сам при цьому піднімається по площині розділу. Залежно від того, яке повітря активніше, в яку сторону зміщується фронт, воно називається теплим або холодним.

Теплийфронт переміщається у бік холодного повітря і означає настання теплого повітря. Він повільно відтісняє холодне повітря. Як легший він натікає на клин холодного повітря, порожньо піднімаючись вгору поверхнею розділу. У цьому перед фронтом утворюється велика зона хмар, у тому числі випадають облогові опади. Поступова зміна холодного повітря теплим призводить до зниження тиску та посилення вітру. Після проходження фронту спостерігається різка зміна погоди: підвищується температура повітря, вітер змінює напрямок приблизно на 90° та слабшає, погіршується видимість, утворюються тумани, можуть випадати опади, що мрячать.

Холоднийфронт переміщається у бік теплого повітря. У цьому випадку холодне повітря - як більш щільне і важке - рухається по земній поверхні у вигляді клина, рухається швидше, ніж тепле і, як би піднімає попереду себе тепле повітря, енергійно виштовхуючи його вгору. Над лінією фронту та попереду його утворюються великі купово-дощові хмари, з яких випадають зливи, виникають грози, спостерігаються сильні вітри. Після проходження фронту опади та хмарність значно зменшуються, вітер змінює напрямок приблизно на 90° та дещо слабшає, температура знижується, зменшується вологість повітря, збільшується його прозорість та видимість; тиск зростає.

КліматичніФронти - фронти глобального масштабу, що є розділами між головними (зональними) типами повітряних мас. Таких фронтів п'ять: арктичний, антарктичний, два поміркованих(полярних) та тропічний.

Арктичний(антарктичний) фронт відокремлює арктичне (антарктичне) повітря від повітря помірних широт, два поміркованих(полярних) фронту поділяють повітря помірних широт та тропічне повітря. Тропічнийфронт утворюється там, де зустрічаються тропічне і екваторіальне повітря, що відрізняються за вологістю, а не за температурою. Усі фронти разом із межами поясів зміщуються влітку до полюсів, а взимку до екватора. Нерідко вони утворюють окремі гілки, що поширюються великі відстані від кліматичних зон. Тропічний фронт завжди знаходиться в тій півкулі, де літо.

Циклони та антициклони

У тропосфері постійно виникають, розвиваються і зникають вихори різних розмірів - від невеликих до гігантських за площею циклонів і антициклонів.

Циклон- Це область зі зниженим тиском у центрі. Тому повітря в циклоні переміщається по спіралі від периферії (з областей високого тиску) до центру (в область низького тиску) і потім піднімається вгору, утворюючи висхідніпотоки. У циклоні повітря рухається криволінійним шляхом і спрямоване проти годинникової стрілки в Північній півкулі і за годинниковою стрілкою - в Південному. З циклонами пов'язані великі області хмар та опадів, значні зміни температури, сильні вітри. Однак відомі й циклони, які існують протягом усього року у постійних областях зниженого тиску: Ісландськациклон (мінімум), розташований у Північній Атлантиці в районі о. Ісландія, та Алеутськийциклон (мінімум) у районі Алеутських островів на півночі Тихого океану.

Крім помірних широт, циклони спостерігаються в тропічному поясі. Тропічніциклони виникають лише над морем, між 10-15° пн. та пд.ш. При переході на сушу вони швидко згасають. Це, як правило, невеликі циклони, їх діаметр близько 250 км, але з дуже низьким тиском в центрі. На земній кулі в середньому протягом року відзначається понад 70 випадків тропічних циклонів. Вони найбільш відомі в районі Антильських островів, біля південно-східного узбережжя Азії, в Аравійському морі, Бенгальській затоці, на схід від о. Мадагаскар. У різних районах вони мають місцеві назви ( циклон- в Індійському океані; ураган- у Північній та Центральній Америці; тайфун- у Східній Азії). Циклони особливо характерні території Європи, де вони переміщаються з Атлантики Схід і є до 5-7 діб, тобто. поки не вирівняється атмоклонах

Антициклон- Це область з підвищеним тиском у центрі. Завдяки цьому рух повітря в антициклоні спрямований від центру (з більш високого тиску) до периферії (в області нижчого тиску). У центрі антициклону повітря опускається, утворюючи низхідні потоки, і розтікається на всі боки, тобто. від центру до периферії. При цьому він також обертається, але напрямок обертання протилежний циклонічному - воно відбувається за годинниковою стрілкою в Північній півкулі і проти годинникової стрілки - в Південній. Антициклони в помірних широтах найчастіше йдуть за циклонами, нерідко вони приймають малорухливий (стаціонарний) стан і також існують доти, доки тиск не вирівняється (6-9 діб). У зв'язку з низхідними рухами в антициклоні повітря не насичується вологою, хмароутворення не відбувається і переважає малохмарна та суха погода зі слабкими вітрами та штилями. Крім помірних широт антициклони найбільшою мірою поширені в субтропічних широтах - в поясах високого тиску. Тут це постійні, що існують протягом усього року атмосферні вихори (області високого тиску): Північно-Атлантичний(Азорський) антициклон (максимум) в районі Азорських островів і Південно-Атлантичнийантициклон; Північно-Тихоокеанський(Канарський) антициклон у районі Канарських островів у Тихому океані та Південно-Тихоокеанський; Індійськаантициклон (максимум) в Індійському океані Як бачимо, всі вони розташовані над океанами. Єдиний потужний антициклон над сушею виникає взимку в Азії з центром над Монголією. Азіатський(Сибірський) антициклон. Розміри циклонів і антициклонів можна порівняти: діаметр їх може досягати 3-4 тис. км, а висота - максимум 18-20 км, тобто. вони є плоскі вихори з сильно похилою віссю обертання. Переміщаються вони зазвичай із заходу Схід зі швидкістю 20-40 км/год (крім стаціонарних).

Погода

Стан атмосфери у цій місцевості у певний час називається погодою. Погода характеризується елементами та явищами. Елементипогоди: температура повітря, вологість, тиск. До явищамвідносяться: вітер, хмари, атмосферні опади. Іноді явища погоди мають надзвичайний, навіть катастрофічний характер, наприклад, урагани, грози, зливи, посухи.

Погода мінлива. Головні причини - зміна кількості сонячного тепла, що отримується протягом доби та протягом року, переміщення повітряних мас, атмосферних фронтів, циклонів та антициклонів. Більш чітко та стійко зміна погоди протягом доби виражена в екваторіальних широтах. Вранці – ясна, сонячна погода, а після полудня випадають зливи. Увечері та вночі знову ясно і тихо. У помірних широтах закономірні зміни погоди протягом доби, зумовлені надходженням сонячного тепла, часто порушуються зміною повітряних мас, проходженням атмосферних вихорів та фронтів.

Спостереження за погодою. Існує Всесвітня служба погоди (ВСП), яка поєднує Національні служби погоди. Вона має три світові центри: Москва, Вашингтон та Мельбурн. На території держави систематичні спостереження за погодою у системі служби погоди проводяться метеорологічнимистанціями. Метеорологічна станція є майданчиком, на якому в певному порядку розташовані різні установки та прилади, є

приміщення для працівників. Метеорологічні станції проводять спостереження за погодою вісім разів на добу о 00, 03, 06 . . . . . .21 год по всіх приладах та за єдиною для всіх станцій світу програмою. Результати спостережень зашифровуються за допомогою особливого міжнародного синоптичного коду та передаються до центральних органів служби погоди. Водночас усі результати спостережень погоди зберігаються на самій станції та в цій галузі. Вивчення їх спеціалістами дозволяє не тільки повно і точно характеризувати погоду в пункті спостереження, а й попередити населення про небезпечні явища - повені, урагани тощо.

За результатами спостережень у гідрометцентрах через кожні 3 чи 6 годин складаються синоптичні карти. Синоптична карта- географічна карта, на якій цифрами та символами нанесено результати метеорологічних спостережень на мережі станцій у певний час. Аналіз ситуації поточних карток дозволяє скласти прогноз погоди. Прогноз погоди- Складання науково обґрунтованих припущень про майбутній стан погоди. Він дозволяє визначити можливість виникнення будь-якого небезпечного природного явища. Прогнози погоди можуть бути короткостроковими (12-24 год) та довгостроковими (на декаду, місяць, сезон).

Погода відіграє у житті людини. У господарській діяльності вона виступає реальною складовою виробничого циклу повітряного, водного, залізничного та автомобільного транспорту. З погодою та прогнозом погоди не можуть не рахуватися працівники річкового та морського флотів, портів, аеродромів. Відпочинок людини, ефективне та цікаве використання вільного часу, нарешті, стан його здоров'я безпосередньо залежить від погоди, а прогноз погоди допомагає завчасно вжити доцільних заходів, ефективніше використовувати вільний час. Погода визначає витрачання енергетичних ресурсів, характер та асортимент випуску товарів народного споживання та багато іншого.

Клімат

Клімат- багаторічний режим погоди, характерний для будь-якої місцевості, що з невеликими коливаннями утримується протягом століть. Він проявляється у закономірної зміні всіх спостерігаються у цій території погод. Як і погода, клімат залежить від кількості сонячної радіації (від широти), від переміщення повітряних мас, атмосферних фронтів, циклонів та антициклонів (від циркуляції атмосфери), від властивостей та форм земної поверхні. Основні показники клімату: температураповітря (середня річна, січня та липня), переважний напрямок вітрів, річна кількість та режим опадів. Географічні карти, на яких нанесено показники клімату, називають кліматичними.

Кліматоутворюючі фактори. Виділяють три головні кліматоутворюючі фактори та фактори, що впливають на клімат. Головніфактори - це фактори, що визначають клімат у будь-якій точці земної кулі. До них відносяться: сонячна радіація, циркуляція атмосфери та рельєф місцевості.

Сонячна радіація - чинник, визначальний надходження сонячної енергії ті чи інші ділянки земної поверхні.

Циркуляція атмосфери - чинник, що зумовлює рух повітряних мас як у вертикалі, і по земної поверхні.

Рельєф – фактор, що якісно змінює вплив двох перших кліматоутворюючих факторів.

Крім основних, існують чинники, що надають значний вплив на клімат у певних (часто широких) районах. Зокрема, розподіл суші та моря та віддаленість території від морів та океанів. Суша та море нагріваються та охолоджуються по-різному. Морські повітряні маси істотно відрізняються від континентальних, але при просуванні в глиб материків вони змінюють свої властивості. Тому на одній і тій же широті спостерігаються значні відмінності у температурному режимі та розподілі опадів.

Морський, або океанічний, Клімат - це клімат океану, островів і західних або східних приморських частин материків. Він формується при великій повторюваності морських повітряних мас і характеризується малими річною (≈10°С над океанами) та добовою (1-2°С) амплітуда температур повітря та великою кількістю опадів.

Континентальний- клімат материка, з невеликою кількістю опадів, високими літніми та низькими зимовими температурами повітря, великими річними та добовими амплітудами.

Великий вплив на клімат мають морські течії. Вони переносять тепло (або холод) з одних широт в інші, нагріваючи або охолоджуючи повітряні маси, що розташовуються над ними. Повітряні маси, набуваючи нових якостей під впливом течій, приходять на материк вже зміненими і зумовлюють на узбережжі іншу, не властиву даним широтам погоду. Тому клімат узбереж, що омиваються теплими течіями, зазвичай тепліше і м'якше, ніж на материках. Холодні течії, крім того, підсилюють сухість клімату, вони охолоджують нижні шари повітря в прибережній частині, що перешкоджає утворенню хмар та випаданню опадів.

Клімат, як і всі метеорологічні величини, зональний. Виділяють 7 основних та 6 перехідних кліматичних поясів. До основних відносяться: екваторіальний, два субекваторіальні (у північній та південній півкулях), дві тропічні, дві помірні та дві полярні. Назви перехідних поясів тісно пов'язані з назвами основних кліматичних поясів та характеризують їх розташування на Землі: по два субекваторіальні, субтропічні та субполярні (субарктичний та субантарктичний). В основу виділення кліматичних поясів покладено теплові пояси та панівні типи повітряних мас та їх переміщення. В основних поясах протягом року панує один тип повітряної маси, а в перехідних типи повітряних мас взимку та влітку змінюються у зв'язку зі зміною пір року та усуненням зон атмосферного тиску.

Циклони та антициклони

Нижні шари атмосфери винятково рухливі. Вони постійно переміщаються окремі маси повітря. Форма руху їх частіше вихрова: від невеликих вихорів, що спостерігаються Перед грозою, до величезних, захоплюючих простору в сот- 11птисяч, котрий іноді мільйони квадратних кілометрів. Ці рнхрі називаються циклонами та антициклонами.

Під циклоном розуміють величезний вихор у нижньому шарі ат-

ісфери, що має в центрі знижений атмосферний тиск

вихрі відбувається постійна зміна напряму вітру:

північній півкулі - проти годинникової стрілки, у південній - але

«Совий. -

Такі вихори утворюються в місцях зустрічі теплої та холодної собаки повітря, на так званих кліматологічних фронтах. ля помірного пояса - на арктичному фронті та фронті помірних широт; для тропічного – на тропічному фронті. Циклони позатропічних широт. Вивчення циклопоц по.шолп виявити ряд їх особливостей.

1. Циклон є величезним повітряним вихором з невеликою віссю нахилу (1-2°), що займає простір заввишки 8-9 км при поперечнику від 1 до 3 тис. км. Невеликий нахил осі вихору відрізняє циклон від дрібних вихорів, що мають більший кут нахилу і формуються внаслідок нерівномірного нагрівання Землі.

2. Вихор утворюється в результаті зустрічі двох повітряних мас з різними температурами та впливу відхиляючої сили: обертання Землі на напрямок їх при русі.

3. У вихорі відбуваються підняття і розтікання повітря убік, у центрі вихору утворюється область зниженого атмосферного тиску.

4. Підняттю та розтіканню повітря з циклону сприяють струменеві течії, які виносять повітря далеко за межі наземного циклону.

5. Висхідні потоки повітря в циклоні забезпечують утворення хмар та випадання опадів.

6. У циклоні добре виражені два фронти: теплий та холодний, при проходженні яких спостерігається різка зміна погоди. Зазвичай циклони приносять негоду: взимку - снігопади і хуртовини, влітку - дощі та грози.

Виникнення та розвитку циклонів. Теорій, які пояснюють освіту циклонів, багато. Познайомимося з хвильовою теорією, як найпоширенішою. Тепле і холодне повітря, що має різну щільність, рухаються в протилежних напрямках уздовж поверхні Землі і утворюють хвилі на поверхню розділу.

При хвильовому викривленні фронтальної поверхні і лінії фронту повітряні потоки з обох боків фронту відповідно викривляються. Відхилення потоків від їхнього початкового па правління призводить до ущільнення і розрідження повітря поблизу різних ділянок фронту. Там, де тепле повітря вторгається в холодний (гребінь хвилі), спостерігається зниження тиску, що призводить до утворення циклонічних центрів. У тс частинах хвиль, де холодне повітря відхиляється у бік теплин (основа хвилі), спостерігаються ущільнення повітря і повпиння тиску, в результаті чого в проміжках між циклінами утворюються відроги вирокового тиску, а іноді навіть самостійні антициклони. Зниження тиску на гребенях bo.hiсприяють вторгнення теплого повітря в область холодного повітря, і, навпаки, підвищенню тиску в основі<ип способствуют холодные вторжения в "область теплой воздушно массы.

Рис. 37. Середні річні значення випаровування з поверхні, що підстилає (мм/рік)