XIX. Кино 36 страница

Опубликовали свои атласы (или издают их выпусками): в Европе - Чехословакия (1935 и 1966), Италия (1940), Бельгия (1949). Дания (1949), Польша (1953 - 56, не завершён), Франция (1950 - 59), Швеция (1953), Финляндия (1960), Австрия (1961), Великобритания (1963), Нидерланды (1964), Испания (1965), Швейцария (1965), Венгрия (1967); в Азии - Индия (1957, предварит, издание), Израиль (1956 - 1964), Турция (1961); в Африке - Египет (1928), Гана (1949), Марокко (1955), Танганьика (ныне Танзания, 1956), Камерун (в. 1, 1960), Родезия (1960, не завершён), Кения (1959, 1962), Уганда (1962); в Америке - Канада (1957), Бразилия (1966); Австралийский Союз (1951 - 60, 2 изд., 1962).

В СССР к нац. атласам можно отнести комплексные атласы отд. союзных республик: Белоруссии (1958), Армении (1961), Украины и Молдавии (1962), Азербайджана (1963), Грузии (1964), Таджикистана (1968).

Мн. страны выпускают для своих терр. также отраслевые тематич. атласы, посвящённые отд. природным или социально-экономич. явлениям. Наиболее распространены климатич. атласы, атласы с. х-ва и особенно дорожные (автомобильные) атласы. Среди сов. изданий наиболее важны большой научно-справочный Климатический атлас СССР (т. 1-2, 1960-63), А т л а с с е л ьс к о г о х о з я й с т в а С С С Р (1960) и А т л а с р а з в и т и я х о з я йс т в а и к у л ь т у р ы С С С Р (1967), подытоживший успехи 50-летнего развития Сов. государства.

В СССР большое науч., практич. и познават. значение приобрели региональные атласы, т. е. атласы отд. республик, краёв и областей.

Среди них различают: научно-справочные атласы, содержащие (подобно национальным атласам) свод совр. знаний по географин региона - атласы Коми АССР (1964), Иркутской (1962), Кустанайской (1963) и Сахалинской (1967) областей, Забайкалья (1967) и др.; справочные атласы для учреждений, парт. и сов. работников и т. п.- атласы Целинного края (1964), Киевской (1962), Ленинградской (1967) областей; малые комплексные атласы, предназначенные для школ, краеведения и для всех, кто интересуется природой и жизнью своего края, - атласы Даг. АССР (1964), Тамбовской (1960 и 1966), Калининской (1964), Московской (1964), Смоленской (1964), Ярославской (1964), Вологодской (1965), Рязанской (1965), Волгоградской (1967), Воронежской (1968), Астраханской (1968), Кировской (1968), Курской (1968), Псковской (1969) областей.

Лит.: Салищев К. А., Географические атласы, в сб.: Итоги науки..Картография, в. 1 - 3, М., 1964 - 68; его же, Картография, М., 1966; 50 лет советской геодезии и картографии, М., 1967, с. 268 - 78, 292-309, 328-57; А г n Ь е г g е г Е., Hand-buch der thematischen Kartographia, W., 1966; W i t t W., Thematische Kartographie. Methoden und Probleme, Tendenzen und Aufgaben, Hannover, 1967. К. А. Салищев.

АТЛАСНОЕ ПЕРЕПЛЕТЕНИЕ, один из видов переплетения нитей в тканях.

АТЛАСОВ (по нек-рым документам Отласов) Владимир Васильевич (р. ок. 1661-64 - ум. 1711), русский землепроходец, сиб. казак. В 1697-99 совершил походы по Камчатке и " объясачил" (обложил данью) местные народы. В нач. 1701 ездил в Москву, где за присоединение Камчатки к России получил чин казачьего головы. Представил первое разностороннее описание (" скаски") природы и населения Камчатки, нек-рые сведения об островах и землях вблизи Камчатки и Чукотского п-ова, а также о Японии. Был убит во время бунта служилых людей на Камчатке.

АТЛАССКИЕ СТРАНЫ, государства, расположенные на С.-З. Африки: Марокко, Алжир, Тунис. Значит, часть их территорий расположена в горах Атлас.

АТЛЕТ (от греч. athletes-борец), человек крепкого телосложения, силач, спортсмен.

АТЛЕТИКА, 1) искусство развивать силу, ловкость и др. качества посредством физич. упражнений. В совр. физич. воспитании термин " А." формально сохранился только в названиях лёгкой атлетики и тяжёлой атлетики. Однако А. в той или иной мере свойственна почти всем видам спорта. 2) Вид циркового искусства. Включает упражнения, требующие силы и ловкости. В нач. 19 в. в цирковые представления стали включать номера, демонстрирующие силовые трюки. В СССР жанр А. в цирке применяется с 30-х гг. Атлетич. номера строятся на лучших достижениях сов. спорта. Среди крупнейших сов. атлетов: Н. Жеребцов, Г. Новак, В. Херца, бр. Нелипович и др.

АТМАН (санскр.- душа, дух), термин инд. философии, в частности системы веданта, обозначающий мировой дух. А.- синоним брахмана.

АТМОСФЕРА Земли (от греч. atmos - пар и sphaira - шар), газовая оболочка, окружающая Землю. А. принято считать ту область вокруг Земли, в к-рой газовая среда вращается вместе с Землёй как единое целое. Масса А. составляет ок. 5, 15-10¹⁵ т. А. обеспечивает возможность жизни на Земле и оказывает большое влияние на разные стороны жизни человечества.

Происхождение и роль А. Совр. земная А. имеет, по-видимому, вторичное происхождение и образовалась из газов, выделенных твёрдой оболочкой Земли (литосферой) после сформирования планеты. В течение геол. истории Земли А. претерпела значит. эволюцию под влиянием ряда факторов: диссипации (улетучивания) атм. газов в космич. пространство; выделения газов из литосферы в результате вулканич. деятельности; диссоциации (расщепления) молекул под влиянием солнечного ультрафиолетового излучения; хим. реакций между компонентами А. и породами, слагающими земную кору; аккреции (захвата) межпланетной среды (напр., метеорного вещества). Развитие А. было тесно связано с геол. и геохим. процессами, а также с деятельностью живых организмов. Атм. газы, в свою очередь, оказывали большое влияние на эволюцию литосферы. Напр., громадное количество углекислоты, поступившей в А. из литосферы, было затем аккумулировано в карбонатных породах. Атм. кислород и поступающая из А. вода явились важнейшими факторами, к-рые воздействовали на горные породы. На протяжении всей истории Земли А. играла большую роль в процессе выветривания. В этом процессе участвовали атм. осадки, к-рые образовывали реки, изменявшие земную поверхность. Не меньшее значение имела деятельность ветра, переносившего мелкие фракции горных пород на большие расстояния. Существенно влияли на разрушение горных пород колебания темп-ры и др. атм. факторы. Наряду с этим А. защищает поверхность Земли от разрушительного действия падающих метеоритов, большая часть к-рых сгорает при вхождении в плотные слои А.

Деятельность живых организмов, оказавшая сильное влияние на развитие А., сама в очень большой степени зависит от атм. условий. А. задерживает большую часть ультрафиолетового излучения Солнца, к-рое губительно действует на многие организмы. Атм. кислород используется в процессе дыхания животными и растениями, атм. углекислота - в процессе питания растений. Климатич. факторы, в особенности термич. режим и режим увлажнения, влияют на состояние здоровья и на деятельность человека. Особенно сильно зависит от климатич. условий с. х-во. В свою очередь, деятельность человека оказывает всё возрастающее влияние на состав А. и на климатич. режим.

Строение А. Многочисл. наблюдения показывают, что А. имеет чётко выраженное слоистое строение (см. рисунок). Осн. черты слоистой структуры А. определяются в первую очередь особенностями вертик. распределения темп-ры. В самой нижней части А.- тропосфере, где наблюдается интенсивное турбулентное перемешивание (см. Турбулентность в атмосфере и гидросфере), темп-pa убывает с увеличением высоты, причём уменьшение темп-ры по вертикали составляет в среднем 6° на 1 км. Высота тропосферы изменяется от 8-10 км в полярных широтах до 16-18 км у экватора. В связи с тем, что плотность воздуха быстро убывает с высотой, в тропосфере сосредоточено ок. 80% всей массы А. Над тропосферой расположен переходный слой - тропопауза с темп-рой 190-220К, выше которой начинается стратосфера. В ниж. части стратосферы уменьшение темп-ры с высотой прекращается, и темп-pa остаётся прибл. постоянной до высоты 25 км - т. н. изотермич. область (нижняя стратосфера); выше темп-pa начинает возрастать - область инверсии (верхняя стратосфера). Темп-pa достигает максимума ~ 270К на уровне стратопаузы, расположенной на высоте ок. 55 км. Слой А., находящийся на высотах от 55 до 80 км, где вновь происходит понижение темп-ры с высотой, получил назв. мезосферы. Над ней находится переходный слой - мезопауза, выше к-рой располагается термосфера, где темп-pa, увеличиваясь с высотой, достигает очень больших значений (св. 1000К). Ещё выше (на высотах ~ 1000 км и более) находится экзосфера, откуда атм. газы рассеиваются в мировое пространство за счёт диссипации и где происходит постепенный переход от А. к межпланетному пространству. Обычно все слои А., находящиеся выше тропосферы, наз. верхними, хотя иногда к ниж. слоям А. относят также стратосферу или её ниж. часть.

Все структурные параметры А. (темп-ра, давление, плотность) обладают значит. пространственно-временной изменчивостью (широтной, годовой, сезонной, суточной и др.). Поэтому данные рис. отражают лишь среднее состояние А.

Слоистая структура А. имеет и много др. разнообразных проявлений. Неоднороден по высоте хим. состав А. Если на высотах до 90 км, где существует интенсивное перемешивание А., относит. состав постоянных компонент А. остаётся практически неизменным (вся эта толща А. получила назв. гомосферы), то выше 90 км - в гетеросфере - под влиянием диссоциации молекул атм. газов ультрафиолетовым излучением Солнца происходит сильное изменение хим. состава А. с высотой. Типичные черты этой части А.- слои озона и собственное свечение атмосферы. Сложная слоистая структура характерна для атм. аэрозоля - взвешенных в А. твёрдых частиц земного и космич. происхождения. Наиболее часто встречаются аэрозольные слои под тропопаузой и на высоте ок. 20 км. Слоистым является вертикальное распределение электронов и ионов в А., что выражается в существовании D-, Е- и F-слоёв ионосферы.

Состав А. В отличие от А. Юпитера, Сатурна, состоящих гл. обр. из водорода и гелия, и А. Марса и Венеры, осн. компонента к-рых - углекислый газ, земная А. состоит преим. из азота и кислорода. А. Земли содержит также аргон, углекислый газ, неон и др. постоянные в переменные компоненты. Относит. объёмная концентрация постоянных газов, а также сведения о средних концентрациях ряда переменных компонентов (углекислый газ, метан, закись азота и нек-рые другие), относящихся только к нижним слоям А., приведены в табл.

Наиболее важная переменная составная часть А.- водяной пар. Пространственно-временная изменчивость его концентрации колеблется в широких пределах-у земной поверхности от 3% в тропиках до 2 • 10^-5% в Антарктиде. Осн. масса водяного пара сосредоточена в тропосфере, поскольку его концентрация быстро убывает с высотой. Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе А. в умеренных широтах - ок. 1, 6-1, 7 см " слоя осаждённой воды" (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно содержания водяного пара в стратосфере противоречивы. Предполагалось, напр., что в диапазоне высот от 20 до 30 км уд. влажность сильно увеличивается с высотой. Однако последующие измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, уд. влажность в стратосфере мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают осадки атмосферные в виде дождя, града и снега. Процессы фазовых переходов воды протекают преим. в тропосфере. Именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20 - 30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие назв. перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака обычно закрывают ок. 50% всей земной поверхности.
[ris]

Влияние на атм. процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает озон. Он в основном сосредоточен в стратосфере, где вызывает поглощение ультрафиолетовой солнечной радиации, являющееся гл. фактором нагревания воздуха в стратосфере. Средние месячные значения общего содержания озона изменяются в зависимости от широты и времени года в пределах 0, 23-0, 52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и темп-ре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсу и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Существенная переменная компонента А.- углекислый газ, изменчивость содержания к-рого связана с жизнедеятельностью растений (процессами фотосинтеза), индустриальными загрязнениями и растворимостью в морской воде (газообменом между океаном и А.). Обычно изменения содержания углекислого газа невелики, но иногда могут достигать заметных значений. Последние десятилетия наблюдается рост содержания углекислого газа, обусловленный индустриальным загрязнением, что может иметь влияние на климат вследствие создаваемого углекислым газом парникового эффекта. Предполагается, что в среднем концентрация углекислого газа остаётся неизменной во всей толще гомосферы. Выше 100 км начинается его диссоциация под влиянием ультрафиолетовой солнечной радиации с длинами волн короче 1690 А.

Одна из наиболее оптически активных компонент -атм. аэрозоль - взвешенные в воздухе частицы размером от неск. нм до неск. десятков мкм, образующиеся при конденсации водяного пара и попадающие в А. с земной поверхности в результате индустриальных загрязнений, вул-канич. извержений, а также из космоса. Аэрозоль наблюдается как в тропосфере, так и в верхних слоях А. Концентрация аэрозоля быстро убывает с высотой, но на этот ход налагаются многочисл. вторичные максимумы, связанные с существованием аэрозольных слоев.

Верхние слои атмосферы. Выше 20-30 км молекулы А. в результате диссоциации в той или иной степени распадаются на атомы и в А. появляются свободные атомы и новые более сложные молекулы. Неск. выше становятся существенными ионизационные процессы.

Наиболее неустойчива область гетеро-сферы, где процессы ионизация и диссоциации порождают многочисл. фото-хим. реакции, определяющие изменение состава воздуха с высотой. Здесь происходит также и гравитац. разделение газов, выражающееся в постепенном обогащении А. более лёгкими газами по мере увеличения высоты. По данным ракетных измерений, гравитац. разделение нейтральных газов - аргона и азота - наблюдается выше 105-110 км. Основные компоненты А. в слое 100-210 км - молекулярный азот, молекулярный кислород и атомарный кислород (концентрация последнего на уровне 210 км достигает 77±20% от концентрации молекулярного азота).

Верхняя часть термосферы состоит гл. обр. из атомарного кислорода и азота. На высоте 500 км молекулярный кислород практически отсутствует, но молекулярный азот, относит. концентрация к-рого сильно уменьшается, всё ещё доминирует над атомарным.

В термосфере важную роль играют приливные движения (см. Приливы и отливы), гравитационные волны, фотохим. процессы, увеличение длины свободного пробега частиц, а также др. факторы. Результаты наблюдений торможения спутников на высотах 200-700 км привели к выводу о наличии взаимосвязи между плотностью, темп-рой и солнечной активностью, с к-рой связано существование суточного, полугодового и годового хода структурных параметров. Возможно, что суточные вариации в значит. степени обусловлены атм. приливами. В периоды солнечных вспышек темп-pa на высоте 200 км в низких широтах может достигать 1700-1900 ⁰С.

Выше 600 км преобладающей компонентой становится гелий, а ещё выше, на высотах 2-20 тыс. км, простирается водородная корона Земли. На этих высотах Земля окружена оболочкой из заряженных частиц, темп-pa к-рых достигает неск. десятков тысяч градусов. Здесь располагаются внутренний и внешний радиационные пояса Земли. Внутр. пояс, заполненный гл. обр. протонами с энергией в сотни Мэв, ограничен высотами 500-1600 км на широтах от экватора до 35-40°. Внешний пояс состоит из электронов с энергиями порядка сотен кэв. За внешним поясом существует " самый внешний пояс", в к-ром концентрация и потоки электронов значительно выше. Вторжение солнечного корпускулярного излучения (солнечного ветра) в верхние слои А. порождает полярные сияния. Под влиянием этой бомбардировки верхней А. электронами и протонами солнечной короны возбуждается также собственное свечение атмосферы, к-рое раньше наз. свечением ночного неба. При взаимодействии солнечного ветра с магнитным полем Земли создаётся зона, получившая назв. магнитосферы Земли, куда не проникают потоки солнечной плазмы.

Для верхних слоев А. характерно существование сильных ветров, скорость к-рых достигает 100-200 м/сек. Скорость и направление ветра в пределах тропосферы, мезосферы и ниж. термосферы обладают большой пространственно-временной изменчивостью. Хотя масса верхних слоев А. незначительна по сравнению с массой нижних слоев и энергия атм. процессов в высоких слоях сравнительно невелика, по-видимому, существует нек-рое влияние высоких слоев А. на погоду и климат в тропосфере.

Р а д и а ц и о н н ы й, т е п л о в о й и в о д н ы й б а л а н с ы А. Практически единственным источником энергии для всех физ. процессов, развивающихся в А., является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима Л.- т. н. парниковый эффект: А. слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космич. пространство и повышает её темп-ру.

Приходящая в А. солнечная радиация частично поглощается в А. гл. обр. водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности А. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в А. наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражат. способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к А. В свою очередь, А. также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение А.) и в мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и А. определяется эффективным излучением - разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением А. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением наз. радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в А. составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для А.- земная поверхность, поглощающая осн. долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в А. меньше потери тепла из А. в мировое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к А. от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в А. Так как итоговая величина конденсации во всей А. равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в А. численно равен затрате тепла на испарение на поверхности Земли (см. также Водный баланс).

Нек-рая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции А. и на другие атм. процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с осн. составляющими теплового баланса.

Д в и ж е н и е в о з д у х а. Вследствие большой подвижности атм. воздуха на всех высотах А. наблюдаются ветры. Движения воздуха зависят от мн. факторов, из к-рых главный - неравномерность нагрева А. в разных районах земного шара.

Особенно большие контрасты темп-ры у поверхности Земли существуют между экватором и полюсами из-за различия прихода солнечной энергии на разных широтах. Наряду с этим на распределение темп-ры влияет расположение континентов и океанов. Из-за высоких теплоёмкости и теплопроводности океанич. вод океаны значительно ослабляют колебания темп-ры, к-рые возникают в результате изменений прихода солнечной радиации в течение года. В связи с этим в умеренных и высоких широтах темп-pa воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой - выше.

Неравномерность нагревания А. способствует развитию системы крупномасштабных воздушных течений - т. н. общей циркуляции атмосферы, к-рая создаёт горизонт. перенос тепла в А., в результате чего различия в нагревании атм. воздуха в отдельных районах заметно сглаживаются. Наряду с этим общая циркуляция осуществляет влагооборот в А., в ходе к-рого водяной пар переносится с океанов на сушу и происходит увлажнение континентов. Движение воздуха в системе общей циркуляции тесно связано с распределением атм. давления и зависит также от вращения Земли (см. Кориолиса сила). На уровне моря распределение давления характеризуется его понижением у экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в умеренных и высоких широтах. При этом над материками вне-тропич. широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено.

С планетарным распределением Давления связана сложная система воздуш-ных течений, некоторые из них сравнительно устойчивы, а другие постоянно изменяются в пространстве и во времени, К устойчивым воздушным течениям относятся пассаты, которые направлены от субтропич. широт обоих полушарий к экватору. Сравнительно устойчивы также муссоны - воздушные течения, возникающие между океаном и материком и имеющие сезонный характер. В умеренных широтах преобладают возд. течения зап. направления (с 3. на В.). Эти течения включают крупные вихри - циклоны и антициклоны, обычно простирающиеся на сотни и тысячи км. Циклоны наблюдаются и в тропич. широтах, где они отличаются меньшими размерами, но особенно большими скоростями ветра, часто достигающими силы урагана (т. н. тропические циклоны). В верхней тропосфере и ниж. стратосфере встречаются сравнительно узкие (в сотни км шириной) струйные течения, имеющие резко очерченные границы, в пределах к-рых ветер достигает громадных скоростей - до 100-150 м/сек. Наблюдения показывают, что особенности атм. циркуляции в ниж. части стратосферы определяются процессами в тропосфере.

В верхней половине стратосферы, где наблюдается рост темп-ры с высотой, скорость ветра возрастает с высотой, причём летом доминируют ветры восточных направлений, а зимой - западных. Циркуляция здесь определяется стратосферным источником тепла, существование к-рого связано с интенсивным поглощением озоном ультрафиолетовой солнечной радиации.

В ниж. части мезосферы в умеренных широтах скорость зимнего зап. переноса возрастает до макс. значений - ок. 80 м/сек, а летнего вост. переноса - до 60 м/сек на уровне порядка 70 км. Исследования последних лет ясно показали, что особенности поля темп-ры в мезосфере нельзя объяснить только влиянием радиационных факторов. Гл. значение имеют динамич. факторы (в частности, разогревание или охлаждение при опускании или подъёме воздуха), а также возможны источники тепла, возникающие в результате фотохим. реакций (напр., рекомбинации атомарного кислорода).

Над холодным слоем мезопаузы (в термосфере) темп-pa воздуха начинает быстро возрастать с высотой. Во многих отношениях эта область А. подобна ниж. половине стратосферы. Вероятно, циркуляция в ниж. части термосферы определяется процессами в мезосфере, а динамика верхних слоев термосферы обусловлена поглощением здесь солнечной радиации. Однако исследовать атм. движения на этих высотах трудно вследствие их значит. сложности. Большое значение приобретают в термосфере приливные движения (гл. обр. солнечные полусуточные и суточные приливы), под влиянием к-рых скорость ветра на высотах более 80 км может достигать 100-120 м/сек. Характерная черта атм. приливов - их сильная изменчивость в зависимости от широты, времени года, высоты над уровнем моря и времени суток. В термосфере наблюдаются также значит. изменения скорости ветра с высотой (гл. обр. вблизи уровня 100 км), приписываемые влиянию гравитационных волн. Расположенная в диапазоне высот 100-110 км т. н. тур-бопауза резко отделяет находящуюся выше область от зоны интенсивного турбулентного перемешивания.

Наряду с воздушными течениями больших масштабов, в нижних слоях А. наблюдаются многочисл. местные циркуляции воздуха (бриз, бора, горно-долинные ветры и др.; см. Ветры местные). Во всех воздушных течениях обычно отмечаются пульсации ветра, соответствующие перемещению воздушных вихрей средних и малых размеров. Такие пульсации связаны с турбулентностью А., к-рая существенно влияет на мн. атмосферные процессы.

К л и м а т и п о г о д а. Различия в количестве солнечной радиации, приходящей на разные широты земной поверхности, и сложность её строения, включая распределение океанов, континентов и крупнейших горных систем, определяют разнообразие климатов Земли (см. Климат).

Климат тропических широт характеризуется высокими темп-рами воздуха у земной поверхности (в среднем 25 - 30°С), к-рые мало меняются в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает большое количество осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропиках, за пределами экваториального пояса, количество осадков уменьшается и в ряде областей субтропич. пояса высокого давления становится очень малым. Здесь расположены обширные пустыни Земли.

В субтропиках и умеренных широтах темп-pa воздуха значительно меняется в годовом ходе, причём разница между темп-рой зимы и лета особенно велика в удалённых от океанов районах континентов. Так, напр., в нек-рых областях Вост. Сибири темп-pa наиболее холодного месяца на 65 °С ниже темп-ры наиболее тёплого. Условия увлажнения в указанных широтах очень разнообразны и в осн. зависят от режима общей циркуляции А.

В полярных широтах, при наличии заметных сезонных изменений темп-ры, она остаётся низкой в течение всего года, что способствует широкому распространению ледяного покрова на суше и океанах.

На фоне сравнительно устойчивого климата происходит постоянное изменение погоды, определяемой в основном общей циркуляцией А. Погода наиболее устойчива в тропич. странах и наиболее изменчива в околополярных областях, в частности на С. Атлантич. и Тихого океанов, где проходят пути мн. циклонов. Анализ причин изменения погоды лежит в основе методов прогноза погоды, опирающихся на построение ежедневных синоптических карт, к анализу к-рых применяются общие физ. закономерности атмосферных процессов и различные статистические приёмы. Всё более широкое распространение приобретают численные методы прогноза, основанные на решении гидродинамич. и термодинамич. уравнений, описывающих движение А.

А к т и в н ы е в о з д е й с т в и я н а а т м о с ф е р н ы е п р о ц е с с ы. Большое научное и практическое значение имеет проблема активных воздействий на атмосферные процессы с целью изменения погоды и климата. Работы в этом направлении, впервые (в 50-х гг.) начатые в Сов. Союзе, уже привели к созданию методов воздействия на нек-рые атм. процессы. Так, в частности, рассеяние в облаках нек-рых реагентов изменяет развитие грозовых облаков и предотвращает выпадение града, к-рый приносит большие убытки сельскому хозяйству. Разработаны методы рассеяния туманов, защиты растений от заморозков, ведутся эксперимент. работы по воздействию на облака для увеличения количества осадков. Большинство применяемых сейчас методов воздействия на атм. процессы основано на возможностях управления неустойчивыми процессами, динамика к-рых может быть изменена при затратах сравнительно небольших количеств энергии и реагентов.