Атмосфера

Лекція

Атмосфера.

Зміст

1. Склад і будова атмосфери.

2. Поділ атмосфери на шари.

3. Нагрівання атмосфери.

4. Поняття про сонячну радіацію. Види сонячної радіації. Альбедо.

5. Особливості нагрівання суші і води. Температурна інверсія.

6. Теплові пояси.

7. Конденсація і сублімація.

8. Утворення опадів і їх види.

9. Тиск атмосфери. Зміни тиску з висотою.

10. Особливості розподілу атмосферного тиску на Землі.

Література

1. Русаков М.Г. Землезнавство і краєзнавство . Навч. пос. – К.,. Вища школа . , 1970 .

2. Ратобильский Н.С. , Лярский П.А. Землеведение и краеведение .- Минск ., 1987 .

3. Федорищак Р.П. Загальне землезнавство . Навч. пос. – К .,Вища школа ., 1995 .

4. Олійник Я.Б. , Федорищак Р.П. , Шищенко П.Г. Загальне землезнавство. Навч. пос. – К., Вища школа. , 2003 .

Атмосфера – це газоподібна ( повітряна ) оболонка, яка оточує нашу планету, пов”язана з нею силою тяжіння. І обертається разом з нею навколо своєї осі. Атмосфера до сучасного вигляду утворювалася поступово протягом кількох мільярдів років. Спочатку в навколоземний простір з надр Землі надходили такі речовини, як азот, вуглекислий газ, вуглеводень, водяна пара та інші елементи. Які внаслідок земного тяжіння концентрувалися над земною поверхнею. З появою рослинності на Землі в атмосферу почав надходити кисень, який, на думку більшості вчених, є продуктом життєдіяльності зелених рослин. Вони в процесі фотосинтезу розкладають вуглекислий газ на вуглець, з якого будується тіло рослини, і вільний кисень. З того часу склад атмосфери істотно не змінювався.

Нижньою межею атмосфери вважають поверхні суші і моря. Верхня межа атмосфери виділяється нечітко, тому що з віддаленням від поверхні Землі повітря поступово розріджується, але не зникає зовсім.

Фотографування полярного сяйва, яке викликає освітлення верхніх шарів повітря, зумовлене дією на нього катодного проміння Сонця, вказує на наявність на висоті в 1000 км газів, хоч і дуже розріджених. Висота 1000 км вважається верхньою межею атмосфери. Хоч потужність повітряної оболонки досягає 1000 км, основна маса атмосфери зосереджена в шарі завтовшки до 5 км – 50%. До 10 км – 75%, до 20 км – 90%. В цих най густіших шарах атмосфери відбуваються всі найважливіші метеорологічні процеси, що зумовлюють зміни погоди і характер кліматів.

Всю повітряну оболонку Землі поділяють на п”ять основних шарів або сфер: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу і екзосферу. Кожний шар відокремлюється від вищого перехідними шарами – паузами.

Тропосфера – найнижча частина атмосфери, на яку найбільше впливає земна поверхня. Висота її на екваторі досягає 16-17 км, в середніх широтах до 10-12 км, над полюсами – 7-8 км. У тропосфері зосереджено ¾ маси атмосфери і майже весь запас її водяної пари. В ній є різні за формою хмари, тут відбуваються горизонтальні і вертикальні переміщення мас повітря, знижується з висотою температура, внаслідок чого біля верхньої межі тропосфери температура буває –55 градусів, - 60 упомірних широтах і –70; -80 градусів в екваторіальній зоні. Саме метеорологічні процеси, що відбуваються в тропосфері, зумовлюють в основному погодні умови на поверхні Землі.

Стратосфера – другий за висотою шар атмосфери, що лежить над тропосферою до висоти 40-50 км. Повітря у стратосфері розріджене, майже позбавлене пари і хмар, в ній спостерігається чітка, стала термічна стратифікація. В стратосфері на висоті 25-30 км помітна висока концентрація озону ( близько 30% загальної кількості , що є в атмосфері ). Це так званий озоновий шар, який поглинає ультрафіолетове проміння Сонця.

Мезосфера – проміжний шар між висотами 40-50 і 80-85 км. Поблизу верхньої межі мезосфери температура становить –70; -90 градусів. За допомогою супутників і ракет у мезосфері зареєстровано абсолютний мінімум температури для атмосфери -143 градуси. У верхній частині мезосфери під мезопаузою спостерігаються сріблясті хмари.

Термосфера – висота від 80-85 до 500-800 км. Температура в термосфері підвищується, досягаючи на висоті 200 км 800-1000 градусів, а у верхній межі – 3000. Тут ще віють вітри, швидкість яких досягає 170- 225 м/сек.., і відбуваються вертикальні переміщення повітря. Повітря в термосфері дуже іонізоване, тому цей шар називають також іоносферою.

Екзосфера – зовнішній шар атмосфери, нижня межа якого розміщена на висоті понад 500-800 км. Температура тут змінюється від 500 до 2500 градусів , в середньому вона дорівнює 900 градусів. Гази тут надзвичайно розріджені і, переборюючи сили земного тяжіння та магнітного поля, розсіюються в міжпланетному просторі, тому екзосферу часто називають сферою розсіювання.

Атмосфера складається в нижніх шарах переважно з азоту ( 78,03% ), кисню ( 20,995), аргону ( 0,94% ), вуглекислого газу ( 0,03% ), водню, гелію та інших газів ( 0,01% ). До цієї суміші газів домішується пара води, пил, кіптява, що впливає на колір атмосфери. Внаслідок розсіювання світлових променів ( фіолетових, синіх та ін. ) молекулами газів, чиста атмосфера має блакитний колір. Коли в атмосфері багато домішок, вона стає мутною, білуватою.

Атмосфера відіграє величезну роль у житті географічної оболонки. Вона запобігає надмірному нагріванню земної поверхні вдень і охолодженню вночі, перерозподіляє вологу на Землі. Вона є необхідною умовою органічного життя на Землі і разом з тим захисником усього живого від згубної дії ультрафіолетового проміння. Атмосфера – важливий рельєфоутворюючий чинник. Вона захищає поверхню Землі від численних метеоритів, абсолютна більшість яких згоряє в повітрі.

Нагрівання атмосфери. Сонячна радіація.

Найважливішим джерелом, від якого поверхня Землі і атмосфера одержують теплову енергію, є Сонце. Воно випромінює в світовий простір колосальну кількість нергії в вилляді різних променів: теплових, світлових, ультрафіолетових і ін. Сукупність променевої енергії, яку посилає Сонце, називається сонячною радіацією.

Пряма, розсіяна і сумарна радіація.

Якби не було атмосфери, земна поверхня отримувала б тульки пряму радіацію. Проходячи через атмосферу, сонячні промені частково розсіюються, відхиляються від прямого шляху в результаті відбивання від молекул повітря, краплинок води, пилинок, а також від поверхні Землі. Тому розрізняють радіацію пряму і розсіяну.

Поверхня Землі нагрівається головним чином прямою сонячною радіацією. Чималу роль в цьому відношенні відіграє і розсіяна радіація. В районах, де часто буває пасмурна погода з щільною хмарністю, розсіяна радіація переважає над прямою. Вся сонячна радіація. Пряма і розсіяна, яка надходить на земну поверхню. Називається сумарною радіацією.

Завдяки розсіяній радіації створюється денне світло, яке освітлює ті предмети, на які не падають прямі сонячні промені. Розсіяна радіація обумовлює колір неба.

Чим щільніше повітря і більше в ньому вологи і пилу , тим сильніше розсіювання променів і тим слабша радіація. В промислових районах і пустелях з великою запиленістю повітря розсіювання променів ослаблює силу радіації на 30-45 %. Частково сонячні промені, відбиваючись від атмосфери, повертаються назад в світовий простір, частково поглинаються атмосферою. Сонячна радіація, потрапляючи в атмосферу, піддається кількісним і якісним змінам. Близько 25% радіації розсіюється.

Інтенсивність радіації залежить від довжини шляху, який проходять в атмосфері сонячні промені, пов”язаного з кутом падіння променів на поверхню Землі. Коли Сонце стоїть в зеніті, його промкні падають прямовисно і проходять атмосферу найкоротшим шляхом. Земля нагрівається сильніше. При зменшенні кута падіння променів їх щлях в атмосфері збільшується і радіація зменшується.

На поширення радіації впливає кулеподібність Землі. При прямовисному падінні сонячні промені не тільки проходять найкоротшим шляхом через атмосферу, але і інтенсивно віддають свою енергію на малу площу. І навпаки, при похилому падінні промені ніби по дотичній ковзають по Землі, розсіюючись на великій площі.

Нерівномірність надходження променевої енергії в одних і тих же місцях пов”язана з річним і добовим рухом Землі.

В дні рівнодення ( 21 березня і 23 вересня ) тільки на екваторі ополудні промені падають прямовисно, а з наближенням до полюсів кут падіння їх буде зменшуватися до 0 градусів, відповідно до цього зменшується і радіація. Земля, однак не залишається в одному положенні, вона здійснює річне обертання, за рахунок чого змінюється в тій чи іншій місцевості не тільки кут падіння променів, але і тривалість освітлення.

В тропічних країнах тривалість дня і ночі приблизно однакова на протязі цілого року, а в полярних країнах вона різко міняється. На полюсі влітку Сонце не заходить 6 місяців. Загальна кількість радіації, яку отримує полюс за цей час, складає тільки на 17% менше, ніж на екваторі. В період літнього сонцестояння полюс одержує радіації навіть більше, ніж екватор, але завдяки малому куту падіння більша частина променів поглинається атмосферою і Земля нагрівається мало. В зимове півріччя полюс не отримує прямої радіації зовсім.

Альбедо. Відношення кількості радіації, відбитої від поверхні, до кількості радіації, яка потрапляє на цю поверхню, називається альбедо. Альбедо земної поверхні залежить від кольору, вологості, пересіченості рельєфу. Альбедо вираховується в процентах відбитої радіації від тієї, що потрапила на дану поверхню. Найбільшою відбиваючою здатністю володіє сніг, який щойно випав, - до 0,9. Альбедо піщаної пустелі складає від 0,09 до 0,34, хвойного лісу –0,06-0,19 і Землі як планети – 0,35.

Радіаційний баланс. Це різниця між прибутком і витратою сонячної радіації. Він складається з радіаційних балансів поверхні і атмосфери. 31 % сонячної радіації, яка надійшла в атмосферу, зразу ж відбивається в міжпланетний простір, 17% поглинається. Решта 52% у вигляді прямої і розсіяної радіації досягають поверхні Землі, з них 4% відбиваються за межі атмосфери, 48% - поглинається, з них 18% іде на ефективне випромінювання. На долю земної поверхні залишається лише 30%. Це її тепловий ресурс. При цьому 22% іде на випаровування вологи, 8% - на турбулентний обмін з атмосферою. Отже, радіаційний ( і тепловий )баланс Землі дорівнює 0. Географічна оболонка не накопичує тепло: скільки його одержує, стільки ж і віддає у вигляді довгохвильового теплового випромінювання.

Особливості нагрівання суші і води.

Нагрівання і охолодження суші і води відбувається по різному. Тверді гірські породи швидко нагріваються і швидко охолоджуються. Вода, навпаки, повільно нагрівається, але довше утримує тепло. Ця нерівномірність пояснюється тим, що теплоємність води більша, ніж суші.

На суші сонячні промені нагрівають тільки поверхню, а в воді тепло проникає на деяку глибину. Крім того, вода перемішується в результаті хвилювань, течій і ін. Вода поступово нагрівається і в процесі випаровувань. Під час охолодження водойми верхні, охололі шари, як щільніші і тяжчі, опускаються вниз, а на їх місце знизу піднімаються теплі, це сповільнює охолодження водойми.

Поверхня моря нагрівається повільніше, ніж поверхня суші, але завдяки великій теплоємності і великій глибині нагрівання вода накопичує більше тепла і витрачає його рівномірніше. В результаті поверхня моря в середньому тепліша поверхні суші. Коливання температури води ніколи не бувають такими різкими, як коливання температури гірських порід.

Температура повітря. Інверсія температури.

Сонячні промені, проходячи через атмосферу, майже не нагрівають її. Вони нагрівають поверхню Землі. А вже від нагрітої поверхні Землі тепло передається прилягаючим шарам повітря. Нагріте від доторкання з Землею повітря стає більш легким, завдяки чому піднімається вгору, утворюючи конвекційні потоки. Вгорі. Потрапляючи в умови меншого атмосферного тиску. Повітря розширюється , збільшується в об”ємі. На це розширення витрачається теплова енергія. В результаті чого повітря швидко охолоджується. Висота в метрах. На яку треба піднятися, щоб температура повітря знизилася на 1^оС, називається температурним ступенем.

В прозорому сухому повітрі під час підняття вгору падіння температури складає 1^оС на кожні 100 м. При вологому , насиченому водяними парами повітрі падіння температури йде повільніше: на кожні 100 м температура знижується приблизно на 0,5^оС. Це пояснюється тим, що при ущільненні водяної пари звільняється тепло. В повітрі завжди є пара, тому в середньому прийнято вважати, що в тропосфері температура падає на 0,5-0,6^оС на кожні 100 м підйому.

Є випадки, коли на деякій висоті повітря тепліше, ніж внизу, таке явище називається інверсією температури. Інверсія спостерігається підчас швидкого охолодження земної поверхні і прилягаючого до неї повітря, тоді як нагорі повітря деякий час залишається більш теплим. Інверсія температури часто відбувається в горах в результаті опускання холодного, тяжчого повітря в пониження, в той час як на схили гір витісняється тепліше повітря.

Нагрівання знизу атмосфери оберігає Землю від швидкої втрати тепла. Крім того, деякі види променів поглинаються водяною парою, вуглекислим газом і частинками пилу, які знаходяться в атмосфері. Тому. Чим більше домішок в повітрі, тим більше тепла утримується біля поверхні Землі.

Добовий хід температури.

На протязі доби температура змінюється. Вночі поверхня Землі випромінює тепло і поступово охолоджується. Разом з земною поверхнею охолоджується і нижній шар повітря. Найбільше охолодження, як правило, спостерігається перед сходом Сонця. З підніманням Сонця кут падіння променів збільшується, прибуток тепла стає більшим ніж витрати. Після полудня температура ще деякий час підвищується, тому що втрата сонячної радіації поповнюється випромінюванням тепла з земної поверхні. В наших широтах найвища температура спостерігається близько другої , а влітку біля третьої години пополудні. Після цього починається падіння температури до сходу Сонця на наступний ранок.

В різних місцях земної кулі добовий хід температури повітря неоднаковий. В пустелях, де грунт не вкритий рослинністю, вдень температура піднімається до 50-60^оС, а вночі знижується до 0^оС. Добові амплітуди ту, таким чином, досягають 60^оС і більше.

Річний хід температури.

В Північній півкулі найбільше сонячного тепла надходить в день літнього сонцестояння ( 22 червня ). Але цей день, як і весь червень, не найжаркіша пора року, хоч вона відрізняється найбільшою радіацією. В липні сонячна радіація знижується, але ця втрата поповнюється випромінюванням дуже нагрітої земної поверхні. Тому липень. А не червень, - найтепліший місяць. На морі зміщення максимуму температури ще більше, тому що вода порівняно з сушею повільніше нагрівається і повільніше охолоджується. Взимку найменшу кількість тепла земна поверхня отримує в день зимового сонцестояння ( 22 грудня ), а найнижчі температури повітря припадають на січень ( на морі – на лютий ).

Річна амплітуда температур повітря в різних місцях земної кулі різна: найбільш виражена вона в континентальних умовах і незначна в умовах морського тропічного клімату.

Середні і абсолютні температури.

За одноразово заміряною температурою повітря судити про термічний режим місцевості не можна, треба знати середні температури. Щоб визначити середньодобову температуру, проводять заміри чотири рази на добу: о 1 год. ночі, 7 год. ранку, 1 год. дня і 7 год. вечора. За одержаними даними знаходять середню арифметичну величину, це і буде середньодобова температура. Для знаходження середньомісячної температури сума середньодобових температур за місяць ділиться на число днів в місяці. І щоб визначити середньорічну температуру, треба суму всіх середньомісячних температур поділити на 12.

Різниця між середніми температурами найхолоднішого і найтеплішого місяця в році показує річну амплітуду температур. Найвищі абсолютні температури відмічаються в липні приблизно під Північним тропіком, де Сонце в цей час стоїть близько до зеніту. В Сахарі середньо липнева температура близько 30^оС, в окремі дні термометр показує більше 50^оС в тіні. В Лівійській пустелі відзначена температура 58^оС. Це найжаркіше місце на Землі. Найнижча температура - - 89,2^оС відмічена 21 липня 1983 року в Антарктиді на станції “Восток”. В Північній півкулі найнижчі температури взимку – до 70^оС морозу - в Східному Сибіру ( Оймякон ).

Розподіл тепла на Землі. Ізотерми.

Найнаглядніше розподіл температури на Землі можна показати за допомогою ізотерм – ліній. Які з”єднують пункти з однаковою температурою.

Під час аналізу виявлені такі закономірності:

1. В обох півкулях температура знижується від екватора до полюсів.

2. Найвищі температури відмічені не в екваторіальних широтах, а в районах тропічних і субтропічних пустель. Географічний екватор не співпадає з термічним. Термічний екватор являє собою звивисту лінію, яка з”єднує найжаркіші точки Землі. Термічний екватор лежить майже скрізь в Північній півкулі і відхиляється найдалі др. Полюса на материках.

3. В південній півкулі хід ізотерм більш плавний, ніж в північній, у зв”язку з перевагою води над сушею.

Влітку під одними і тими ж широтами на материках тепліше, ніж в океані, а взимку – навпаки. Річна амплітуда на океані скрізь менша, ніж на суші.

Теплові пояси.

Термічний і географічний екватори не співпадають, так само, як не співпадають межі тропічних і помірних країн з лініями тропіків. Полярні кола теж не є межами помірних і полярних країн. Виходить, що в якості кордонів між тепловими поясами краще прийняти певні ізотерми.

Пояси освітлення не співпадають з тепловими, інакше кажучи, в світловому поясі можуть бути різні теплові пояси. Це особливо помітно в холодних поясах, де є зони з позитивними літніми температурами і області з вічним морозом , в відповідності до чого холодні пояси поділяються на льодову і тундрову зони.

На Землі виділяють такі теплові пояси: теплий, або жаркий, обмежений в кожній півкулі річною ізотермою + 20^оС. Ця ізотерма проходить поблизу 30-ї північної і південної паралелей; два помірних пояси, які в кожній півкулі лежать між річними ізотермами +20^оС і +10^оС найтепліших поясів; два холодних, які в кожній півкулі знаходяться між ізотермами +10^оС і 0^оС найтеплішого в даній півкулі місяця і дві області вічного морозу, в яких середня температура найтеплішого місяця нижче 0^оС. В Північній півкулі – це внутрішня частина Гренландії і, можливо, простір біля полюса, в Південній – вся область на південь від 60-ї паралелі.

Вода в атмосфері.

Випаровування і випаровуваність.

Надходження в атмосферу водяної пари з якої-небудь поверхні за одиницю часу називається випаровуванням. Швидкість випаровування залежить від багатьох причин, в першу чергу від температури і вітру. Чим вища температура , тим скоріше відбувається випаровування. Вітер увесь час відносить насичене повітря і приносить нові порції сухого. Навіть слабкий вітер зі швидкістю 0,25 м/с збільшує випаровування в три рази. На випаровування впливають характер рельєфу, рослинний покрив ,колір грунту і ін.

Кількість води, яка може випаруватися з тієї чи іншої поверхні, називається випаровуваністю.

Насичення.

Повітря може приймати водяну пару до певної міри, а потім стає насиченим. Якщо насичене повітря нагріти, воно знову дістає здатність примати водяну пару. І навпаки, якщо охолодити, то воно перенасичується. Якщо охолодити ненасичене повітря, то воно поступово буде наближатися до насичення.

Температура, при якій ненасичене повітря переходить до насичення, називається точкою роси. Зрозуміло, що чим вологіше повітря, тим скоріше настане точка роси, і навпаки. Здатність повітря утримувати в собі більшу чи меншу кількість водяної пари залежить від температури.

Абсолютна і відносна вологість.Чим більше водяної пари в повітрі,тим більша пружність, або тиск, водяної пари. Пружність водяної пари, яка знаходиться в повітрі. Виражена в міліметрах ртутного стовпчика. Називається абсолютною вологістю. Оскільки величина абсолютної вологості прямо пропорційна кількості водяної пари , її можна визначити інакше – як кількість водяної пари в грамах, яка міститься в 1 м³ повітря.

Відносною вологістю називається процентне відношення кількості водяної пари, яка міститься в повітрі, до тієї кількості, яку воно повинно містити при насиченні. Відносна вологість 80% показує, що повітря містить 80% тієї кількості пари, яку воно може містити при цій температурі.

Коли відносна вологість близька до 100%, слід очікувати випадання атмосферних опадів. При малій відносній вологості випадання опадів малоймовірне. Відносна вологість залежить перш за все від температури. В полярних країнах, де панують низькі температури, відносна вологість найбільша, а в жарких – найменша. Мала відносна вологість відмічена в субтропічних широтах і особливо в пустелях ( в середньому 20-30% ).

Конденсація і сублімація водяної пари.

Конденсація – це перехід пари в рідкий, а сублімація – в твердий стан при низькій температурі.

Конденсація пари починається з настанням точки роси. Якщо повітря досягає стану насичення при додатній температурі, то вода залишається в рідкому стані ( роса ), якщо це відбувається при від”ємній температурі – в твердому ( іній ).

Роса – це найпоширеніший вид конденсації. В ясну погоду після заходу Сонця особливо швидко охолоджуються травинки, гілки, листя. Торкаючись їх повітря також охолоджується: пара, яка міститься в ньому, досягнувши точки роси, конденсується. Виділяється волога в вигляді великих крапель – роса. При холодному повітрі і сильному вітрі роса не випадає.

Іній утворюється в тих випадках, коли конденсація на холодних предметах відбувається при від”ємних температурах, тоді замість краплинок води осідають кристалики льоду.

Ожеледиця буває при інверсіях температури, коли температура нижніх шарів нижча температури тих шарів, з яких падає дощ.

З підніманням вгору повітря охолоджується і наближається до точки роси, хоча конденсація відбувається не завжди. В вільній атмосфері вона може відбуватися тільки при наявності в повітрі твердих частинок ( пил, дим ), або заряджених частинок – іонів, на які осідають краплини води. Ці найдрібніші частинки, на яких починається конденсація, називаються ядрами конденсації, середня величина їх 0,02мм. Щоб викликати штучний дощ, в повітрі. Яке містить вологу, з літака розкидають частинки пилу або диму.

Туман являє собою накопичення продуктів конденсації в вигляді дрібних краплинок води. Тумани діляться на радіаційні і адвентивні.

Радіаційні тумани, або тумани випромінювання, утворюються під час охолодження земної поверхні і приземних шарів повітря до точки роси, внаслідок чого відбувається конденсація. Найчастіше радіаційні тумани спостерігаються при тихій погоді і ясному небі, ввечері або зранку, над заболоченими низинами і невеликими водоймами.

В великих містах і індустріальних центрах, де багато пилу, диму, кіптяви, також часті тумани. В випадках, коли метеорологічні умови сприяють застиганню повітря, туман, змішуючись з твердими частинками, утворює отруйний задушливий смог. В 1951 р. При повній відсутності вітру на протязі 5 діб Лондон був вкритий смогом. За цей час загинуло 4000 чоловік і більше 10000 отримали тяжкі захворювання.

Адвективні тумани пов”язані з переміщенням мас повітря, які мають різні температури. Під час контакту холодних і теплих мас відбувається конденсація. Якщо вона буває на великій висоті, то такі тумани являють собою хмари.

Хмари безперервно рухаються у вертикальному і горизонтальному напрямах. Рухаючись, хмари потрапляють на різних висотах у різні умови вологості і температури, що викликає зміну їх форми.

За висотою і формою хмари поділяються на такі групи:

!. Хмари верхнього ярусу, висота їх понад 6000 м. Основні форми: перисті, перисто-шаруваті, перисто-купчасті.

2. Хмари середнього ярусу. Висота їх від 2000 до 6000 м. Основні форми: висококупчасті, високошаруваті.

3.Хмари нижнього ярусу. Висота їх менша 2000 м. Основні форми: шаруваті, шарувато-купчасті, шарувато-дощові.

3. 4.Хмари вертикального розвитку. Основи цих хмар знаходяться на рівні нижніх хмар ( найчастіше на 1000-1500 м ), а вершина може досягти хмар верхнього ярусу. Основні форми: купчасті, купчасто-дощові.

Ступінь покриття неба хмарами називається хмарністю. Вона визначається на око і оцінюється від 0 до 10.

Утворення дощу, снігу і граду.

В залежності від температури і ступеня вологості під час конденсації утворюються краплини або кристали різної величини і форми. Дуже дрібні краплини. Діаметром в соті долі міліметра, легко плавають в повітрі. Крупніші починають падати у вигляді мряки і дуже дрібного дощу. Розрізняють обложні дощі, які ідуть безперервно або з невеликими перервами на протязі кількох годин і навіть діб. І зливи – сильні, короткочасні дощі.

Найпростішими утвореннями твердих опадів є мікроскопічні кристалики льоду. Які утворюють дрібні голки, а останні – різноманітні за своєю формою сніжинки. Якщо при від”ємній температурі вологість складає 100%, то в хмарах з”являються кулеподібні форми з замерзлих крапель води. Які називаються крупою. Рухаючись вверх і вниз, перш ніж впасти на Землю, крупа нарощується заморожуванням. Так утворюється град.

Вимірювання опадів.

Для вимірювання кількості опадів, які випали, використовують дощомір і опадомір.

Дощомір являє собою металічне відро циліндричної форми, площа поперечного січення якого 500 см², висота 40 см. Всередині відра встановлена діафрагма, яка оберігає воду від випаровування. Під діафрагмою є носик для виливання води. Зібрані опади вимірюються вимірювальною склянкою, на якій нанесені поділки. Тверді опади ( сніг, крупа, град ) попередньо розтоплюють. Дощомір встановлюється на висоті 2 м.

Опадомір системи Третякова влаштований так само, як і дощомір, і відрізняється тільки тим, що захист складається з 16 окремих пластин, а площа поперечного січення відра 200 см².

Товщина снігового покриву вимірюється за допомогою снігомірних рейок.

Географічний розподіл опадів.

На розподіл опадів і їх річний режим впливає ряд факторів: температура, тиск атмосфери і пов”язані з ним вітри, рельєф земної поверхні, положення місцевості по відношенню до моря.