МЕТЕОРОЛОГІЯ І КЛІМАТОЛОГІЯ

Принципи вивчення погоди	Обертання Землі навколо Сонця	Випромінювання Землі	Екваторіальна штилева зона	Температура повітря	Синоптичні обєкти	Смерч (торнадо)
Водяна пара і хмари	Обертання Землі навколо своєї осі	Тепловий баланс	Кінські широти	Мусони	Повітряні маси	Грози
Клімати і кліматотворчі фактори	Альбедо	Загальна циркуляція атмосфери	Субполярна зона циклонів	Вплив рельєфу	Фронти	Струминні повітряні течії
Радіація	Поглинання атмосферою	Основні особливості циркуляції	Вплив розподілу суші та моря	Термічний режим	Циклони і антициклони	Синоптичні карти (Карти погоди)
Кут інсоляції	Поглинання поверхнею Землі	Вітрові пояси	Сонячна радіація	Хмарність і опади	Тропічні циклони (урагани, тайфуни)	Приземні синоптичні карти
Висотні синоптичні карти	Озон	Рідкі скляні термометри	Барометри	Волосяний гігрометр	Шкала Бофорта	Супутники
Прогноз погоди	Ель Ніньо	Мінімальний термометр	Ртутний барометр	Електролітичні гігрометри	Прилади для вимірювання опадів	Метеорологічні радіолокатори
Проблеми сучасного стану погоди та клімату	Засухи в Африці	Максимальний термометр	Барометр-анероїд	Прилади для вимірювання швидкості вітру	Аерологічні спостереження
Забруднення	Метеорологічні прилади	Біметалічний термометр	Прилади для вимірювання вологості	Чашечні анемометри	Прилади для вимірювання висоти хмар
Глобальне потепління	Термометри	Електричні термометри	Психрометр	Анемометр	Метеорологічні кулі-зонди

МЕТЕОРОЛОГІЯ І КЛІМАТОЛОГІЯ. Метеорологія – наука про атмосферу Землі. Кліматологія – розділ метеорології, що вивчає динамічні зміни середніх характеристик атмосфери за який-небудь період – сезон, кілька років, кілька десятків років або за більш тривалий термін. Іншими розділами метеорології є динамічна метеорологія (вивчення фізичних механізмів атмосферних процесів), фізична метеорологія (розробка радіолокаційних і космічних методів дослідження атмосферних явищ) і синоптична метеорологія (наука про закономірності зміни погоди). Ці розділи взаємно перекриваються і доповнюють один одного. (Див. також АТМОСФЕРА; КЛІМАТ). Значна частина метеорологів займається прогнозом погоди. Вони працюють в урядових і військових організаціях і приватних компаніях, що забезпечують прогнозами авіацію, сільське господарство, будівництво і флот, а також передають них по радіо і телебаченню. Інші фахівці проводять спостереження за рівнем забруднення, роблять консультації, викладають або займаються науково-дослідною роботою. При метеорологічних спостереженнях, прогнозі погоди і наукових досліджень усе більше значення набуває електронне устаткування.

ПРИНЦИПИ ВИВЧЕННЯ ПОГОДИ. Температура, атмосферний тиск, щільність і вологість повітря, швидкість і напрямок вітру – основні показники стану атмосфери, а до додаткових параметрів відносяться дані про зміст таких газів, як озон, вуглекислий газ і т.п. Характеристикою внутрішньої енергії фізичного тіла є температура, що підвищується зі збільшенням внутрішньої енергії середовища (наприклад, повітря, хмар і т.д.), якщо баланс енергії позитивний. Основними складового енергетичного балансу є нагрівання при поглинанні ультрафіолетового, видимого й інфрачервоного випромінювання; остигання за рахунок випромінювання інфрачервоної радіації; теплообмін із земною поверхнею; придбання або втрата енергії при конденсації або випарі води, а також при стиску або розширенні повітря. Температура може вимірятися в градусах по шкалах Фаренгейта (°F), Цельсія (°С) або Кельвіна (°К). Мінімальна можлива температура, 0° по шкалі Кельвіна, називається «абсолютним нулем». Різні температурні шкали зв'язані між собою співвідношеннями:

°F = 9/5 °С + 32; °С = 5/9 (°F – 32) і °К=С + 273,16,

де °F, °С і °К відповідно позначають температуру в градусах по шкалах Фаренгейта, Цельсія і Кельвіна. Шкали Фаренгейта і Цельсія збігаються в точці –40°, тобто –40° F = –40°С, що можна перевірити по приведеним вище формулах. В всіх інших випадках значення температур у градусах по шкалах Фаренгейта і Цельсія будуть розрізнятися. У наукових дослідженнях звичайно використовуються шкали Цельсія і Кельвіна. Атмосферний тиск у кожній точці обумовлено масою стовпа повітря. Він змінюється, якщо міняється висота стовпа повітря над даною точкою. Тиск повітря на рівні моря складає біля 10,3 т/м². Це означає, що вага стовпа повітря з горизонтальною основою площею 1 кв.м на рівні моря складає 10,3 т. Густина повітря – це відношення маси повітря до займаного ним об'єму. Густина повітря зростає при його стиску і зменшується при розширенні. Температура, тиск і густина повітря зв'язані між собою рівнянням стану. Повітря в значній мірі подібне «ідеальному газові», для якого, відповідно до рівняння стану, температура (виражена в шкалі Кельвіна), помножена на густину і розділена на тиск, є величина постійна. Відповідно до другого закону Ньютона (законові руху), зміни швидкості і напрямку вітру обумовлені діючими в атмосфері силами. Це сила ваги, що утримує шар повітря в земної поверхні, градієнт тиску (сила, спрямована з області високого тиску в область низького) і сила Коріоліса (див. також АТМОСФЕРА). Сила Коріоліса впливає на урагани й інші великомасштабні погодні явища. Чим менше їхні масштаби, тим менш істотна для них ця сила. Наприклад, від неї не залежить напрямок обертання смерчу (торнадо).

Кругообіг води (вологообіг). Вода випаровується з поверхні океанів, рік, озер, боліт, ґрунту, а також рослин (у результаті транспірації). Вона накопичується в атмосфері у формі невидимої водяної пари. Інтенсивність випару і транспірації визначаються в основному температурою, вологістю повітря і силою вітри і тому сильно змінюються від місця до місця й у залежності від метеорологічних умов. Велика частина атмосферної водяної пари надходить з теплих тропічних і субтропічних морів і океанів.

Усереднена для всієї земної кулі швидкість випаровування складає біля 2,5 мм у добу. У цілому вона урівноважена величиною середньоглобальної кількості атмосферних опадів (біля 914 мм/рік). Сумарний запас водяної пари в атмосфері еквівалентний приблизно 25 мм опадів, так що в середньому він обновляється кожні 10 днів. Водяна пара виноситься нагору і поширюється в атмосфері повітряними потоками різних розмірів – від локальних конвективних плинів до глобальних систем вітрів (західний перенос або пасати). У міру того як тепле вологе повітря піднімається нагору, воно розширюється в результаті зниження тиску у високих шарах атмосфери і охолоджується. Унаслідок цього відносна вологість повітря підвищується доти, поки повітря не досягне стану насичення водяною парою. Подальший його підйом і охолодження приводять до конденсації надлишкової вологи на дрібних зважених у повітрі частках і до утворення хмар, що складаються з крапельок води. Усередині хмар ці крапельки діаметром усього лише біля 0,1 мм падають дуже повільно, але не усі вони однакового розміру. Більш великі краплі падають швидше, обганяючи зустрічні на їхньому шляху більш дрібні, зіштовхуються і зливаються з ними. У такий спосіб більш великі краплі ростуть за рахунок приєднання дрібних. Якщо крапля в хмарі проходить відстань біля 1 км, вона може стати досить важкою і випасти з нього дощовою краплею. Дощ може утворюватися й інакше. Краплі у верхній, холодній частині хмари можуть залишатися рідкими навіть при температурі набагато нижче 0° С – звичайної точки замерзання води. Такі краплі води, що звуться переохолодженими, здатні змерзнути, тільки якщо в них впроваджуються особливі частки, що є ядрами льодоутворення. Замерзлі краплі розростаються в крижані кристали, а кілька крижаних кристалів можуть об'єднатися й утворити сніжинку. Сніжинки проходять крізь хмару й у холодну погоду досягають землі у виді снігу. Однак у теплу погоду вони тануть і досягають поверхні у формі дощових крапель. Кількість атмосферних опадів, що досягають поверхні землі в даному місці у виді дощу, граду або снігу, оцінюється товщиною шару води (у міліметрах). Він вимірюється спеціальними приладами – осадомерами, що звичайно розташовуються на відстані в кілька кілометрів один від іншого і фіксують кількість опадів за визначений проміжок часу, звичайно за 24 ч. Простий осадомер складається з вертикально встановленого циліндра з круглою лійкою. Дощова вода попадає в лійку і стікає у вимірювальний градуйований циліндр. Площа вимірювального циліндра в 10 разів менше площі вхідного отвору лійки, так що шар води товщиною 25 мм у вимірювальному циліндрі відповідає 2,5 мм опадів, що випали. Більш складні вимірювальні прилади безупинно реєструють кількість опадів, що випадають, на стрічці, укріпленої на барабані з годинниковим механізмом. Один з таких приладів оснащений маленькою судиною, що автоматично перекидається і звільняється від води, а також замикає електричний контакт, коли кількість води в осадомірі відповідає шарові опадів у 0,25 мм. Досить надійну оцінку інтенсивності дощу на значній території дає застосування радіолокаційного методу. Середня річна кількість опадів на всій поверхні Землі – біля 910 мм. У тропічних регіонах середньорічна кількість опадів не менш 2500 мм, у помірних широтах – біля 900 мм, а в приполярних районах – біля 300 мм. Головними причинами розходжень у розподілі опадів є географічне положення даного регіону, його висота над рівнем моря, відстань від океану і напрямок переважних вітрів. На гірських схилах, звернених убік, дують з океану вітри, кількість опадів звичайно велика, а в районах, захищених від моря високими горами, випадає дуже мало опадів. Максимальна річна кількість опадів (26.461 мм) було зареєстровано в містечку Черапунджі (Індія) у 1860–1861, а найбільша добова кількість опадів (1618,15 мм) – у Багіо на Філіппінах 14–15 липня 1911. Мінімальна кількість опадів зареєстрована в Аріке (Чилі), де середньорічна величина за 43-літній період склала всього 0,5 мм, а в Ікіке (Чилі) за 14 років не випало жодного дощу.

Водяна пара – це вода в газоподібному стані. Якщо повітря не здатне утримувати більші кількість водяної пари, воно переходить у стан насичення, і тоді вода з відкритої поверхні перестає випаровуватися. Вміст водяної пари в насиченому повітрі знаходиться в тісній залежності від температури і при її підвищенні на 10° С може збільшитися не більш, ніж удвічі. Відносна вологість – це відношення фактично утримуваної в повітрі водяної пари до кількості водяної пари, що відповідає станові насичення. Відносна вологість повітря поблизу земної поверхні часто велика ранком, коли прохолодно. З підвищенням температури відносна вологість звичайно зменшується, навіть якщо кількість водяної пари в повітрі мало змінюється. Припустимо, що ранком при температурі 10° С відносна вологість була близька до 100%. Якщо протягом дня температура понизиться, почнеться конденсація води і випаде роса. Якщо ж температура підвищиться, наприклад до 20° С, роса випарується, але відносна вологість складе лише біля 50%.
Туман являє собою хмару,що розташована біля самої земної поверхні. Він часто опускається на землю в тихі, ясні ночі, коли повітря вологе, а земна поверхня охолоджується, випромінюючи в простір тепло. Туман також може утворитися при проходженні теплого вологого повітря над холодною поверхнею суші або води. Якщо холодне повітря виявляється над поверхнею теплої води, прямо на очах виникає туман випару. Він часто утвориться по ранках пізньої восени над озерами, і тоді здається, що вода кипить.
Конденсація є складним процесом, при якому мікроскопічні частки домішок, що утримуються в повітрі, (сажі, пилу, морської солі) слугують ядрами конденсації, навколо яких формуються крапельки води. Такі ж ядра необхідні для замерзання води в атмосфері, тому що в дуже чистому повітрі при їхній відсутності крапельки води не замерзають до температур біля –40° С. Ядро льодоутворення являє собою маленьку частку, схожу за структурою на кристал льоду, навколо якої і формується шматочок льоду. Цілком природно, що крижані частки, що знаходяться в повітрі, є кращими ядрами льодоутворення. У ролі таких ядер виступають також дрібні глинисті часточки, вони здобувають особливе значення при температурах нижче –10°–15° С. Таким чином, створюється дивна ситуація: крапельки води в атмосфері майже ніколи не замерзають при переході температури через 0°С. Для їхнього замерзання потрібні істотно більш низькі температури, особливо якщо в повітрі утримується мало ядер льодоутворення. Одним зі способів стимулювання випадання опадів є розпилення в хмарах часточок йодистого срібла – штучних ядер конденсації. Вони сприяють змерзанню малюсіньких крапельок води в крижані кристали, які є досить важкі, щоб випадати у формі снігу. Формування дощу або снігу – досить складний процес. Якщо крижані кристали усередині хмари занадто важкі, щоб залишатися зваженими у висхідному потоці повітря, вони випадають у виді снігу. Якщо нижні шари атмосфери досить теплі, сніжинки тануть і випадають на землю дощовими краплями. Навіть влітку в помірних широтах дощі звичайно зароджуються у формі крижинбіля І навіть у тропіках дощі, що випадають з купчасто-дощових хмар, починаються з крижаних часточок. Білльш переконливим доказом того, що лід у хмарах існує навіть улітку, служить град.
ДОЩ - вода, яка утворюється при конденсації водяної пари, що випадає з хмар і досягає земної поверхні у виді крапель рідини. Діаметр дощових крапель коливається від 0,5 до 6 мм. Краплі дрібніше 0,5 мм називаються мрякою. Краплі крупніше 6 мм сильно деформуються і розбиваються при падінні на землю. Дощ звичайно йде з «теплих» хмар, тобто з хмар з температурою вище крапки замерзання. Тут дрібні крапельки, що несуть заряди протилежного знаку, притягаються і зливаються в більш великі краплі. Вони можуть збільшитися настільки, що стануть занадто важкими, перестануть утримуватися в хмарі висхідними потоками повітря і проллються дощем. У залежності від обсягу опадів, що випадають за визначений проміжок часу, по інтенсивності розрізняють слабкі, помірні і сильні (зливові) дощі. Інтенсивність слабкого дощу міняється від мізерно низкою до 2,5 мм/год, помірного дощу – від 2,8 до 8 мм/год і при сильному дощі – більш 8 мм/год, або більш 0,8 мм за 6 хв. Обложні затяжні дощі при суцільній хмарності на значній території звичайно слабкі і складаються з дрібних крапель. Дощі, що випадають на невеликих ділянках спорадично, звичайно більш інтенсивні і складаються з більш великих крапель. За одну сильну грозову зливу тривалістю всього 20–30 хв може випасти до 25 мм опадів.

Хмари виникають при конденсації водяної пари в атмосфері, коли утворюються або крапельки води, або кристали льоду. Формування хмар відбувається, коли при підйомі й охолодженні водяна пара переходить через точку насичення. При підйомі повітря попадає в шари усе більш низького тиску. Ненасичене повітря з підйомом на кожен кілометр охолоджується приблизно на 10°С. Якщо повітря з відносною вологістю біля 50% підніметься більш ніж на 1 км, почнеться утворення хмари. Конденсація спочатку відбувається в основі хмари, що росте нагору доти, поки повітря не перестане підніматися і, отже, охолоджуватися. Улітку цей процес легко побачити на прикладі пишних купчастих хмар із плоскою основою, що здіймається й опускається разом з переміщенням повітря вершиною. Хмари формуються також у фронтальних зонах, коли тепле повітря сковзає нагору, насуваючи на холодне, і при цьому охолоджується до стану насичення. Хмарність виникає й в областях низького тиску з висхідними потоками повітря. Основа сучасної міжнародної класифікації хмар була закладена в 1803 англійським метеорологом-аматором Цибулею Говардом. У ній для опису зовнішнього вигляду хмар використані латинські терміни:

alto – високо, cirrus – пір'ястий, cumulus – купчастий, nimbus – дощовий і stratus – шаруватий. Різні сполучення цих термінів застосовуються для найменування десяти головних форм хмар: cirrus – пір'ясті; cirrocumulus – пір'ясто-купчасті; cirrostratus – пір'ясто-шаруваті; altocumulus – високо-купчасті; altostratus – високо-шаруваті; nimbostratus – шарувато-дощові; stratocumulus – шарувато-купчасті; stratus – шаруваті; cumulus – купчасті і cumulonimbus – купчасто-дощові. Висококупчсті і високо-шаруваті хмари розташовуються вище, ніж купчасті і шаруваті.
Хмари нижнього ярусу (шаруваті, шарувато-купчасті і шарувато-дощові) складаються майже винятково з води, їхні основи розташовуються приблизно до висоти 2000 м. Хмари, що стеляться по земній поверхні, називаються туманом.
Основи хмар середнього ярусу (високо-купчастих і високо-шаруватих) знаходяться на висотах від 2000 до 7000 м. Ці хмари мають температуру від 0° С до –25° С и часто являють собою суміш крапель води і крижаних кристалів.
Хмари верхнього ярусу (пір'ясті, пір'ясто-купчасті і пір'ясто-шаруваті) звичайно мають нечіткі обриси, тому що складаються з крижаних кристалів. Їхні основи розташовуються на висотах більш 7000 м, а температура нижче –25°С.
Купчасті і купчасто-дощові хмари відносяться до хмар вертикального розвитку і можуть виходити за межі одного ярусу. Особливо це відноситься до купчасто-дощових хмар, основи яких знаходяться усього в декількох сотнях метрів від земної поверхні, а вершини можуть досягати висот 15–18 км. У нижній частині вони складаються з крапельок води, а у верхньої – із кристалів льоду.