Географія. Міні-довідник. ЗНО

Атмосфера та клімат

Атмосфера — це газова оболонка Землі. Слово «атмосфера» складається з двох слів грецького походження: «атмос» — пара і «сфера» — куля. Атмосфера захищає нашу планету від астероїдів та метеоритів, ультрафіолетового випромінювання. Завдяки її складу існує життя на Землі. Атмосфера утримується силою земного тяжіння.

Різкої верхньої межі атмосфера не має і поступово переходить у космічний простір. Нижня межа атмосфери опускається до земної поверхні.

Атмосфера Землі складається із суміші газів (повітря), водяної пари й домішок (аерозолів). Повітря біля підстильної поверхні містить (за об’ємом) понад 78% азоту, близько 21 % кисню і менше 1 % інших газів. Склад його майже скрізь однаковий і внаслідок перемішування зберігається до висоти 90-100 км. Вище переважають легкі гази. Вміст вуглекислого газу на різних висотах неоднаковий. Він збільшується у зв’язку зі спалюванням все більшої кількості вугілля, нафти, природного газу. Озону в атмосфері дуже мало, але внаслідок фотохімічних реакцій він утворює на висоті 21-29 км шар у стратосфері — озоновий екран. Цей екран затримує згубну для живих організмів ультрафіолетову радіацію. Вище від цього екрана температура в атмосфері підвищується. Кількість водяної пари в приземному шарі сильно змінюється, а з віддаленням від поверхні швидко знижується. На висоті 2 км пари вдвічі менше, ніж біля поверхні, а вище 70-80 км атмосфера практично суха.

Тверді й рідкі домішки в атмосфері (аерозолі) — це пил (зокрема й космічний), сажа, попіл, кристали льоду та морської солі, краплинки води, мікроорганізми, пилок рослин та ін. Уміст їх сильно змінюється залежно від умов. Над пустелями багато пилу, над промисловими центрами — сажі. Аерозолі слугують ядрами для конденсації водяної пари в атмосфері.

Атмосфера має шарувату будову. Відповідно до змін температури з висотою виділяють такі шари: тропосферу (до 16 км), стратосферу (до 50 км), мезосферу (до 80 км), термосферу, які поступово переходять у міжпланетний простір приблизно на висоті 3 000 км. Межа між ними нечітка, тому існують тропопауза, стратопауза та ін. У тропосфері й мезосфері температура з висотою знижується, а в стратосфері й термосфері, навпаки, підвищується. За ступенем іонізації атмосфери в ній виділяють нейтральний шар (нейтросферу) до висоти 90 км і сильно іонізований шар (іоносферу) вище 80 км. Нижній шар атмосфери — тропосфера — містить понад 90 % усієї маси атмосфери. Висота тропосфери: до 18 км — над екватором і 8-10 км — у полярних областях. Температура з підняттям вгору в тропосфері знижується в середньому на 6 °С на 1 км, а тиск — на 10-11 мм рт. ст. на кожні 100 м. У ній зосереджена майже вся водяна пара, утворюються хмари й випадають опади. Процеси, що відбуваються в тропосфері, безпосередньо впливають на підстильну поверхню, життя та діяльність людей.

Сонячна радіація, її розподіл в атмосфері та на земній поверхні

Сонячна радіація — вся сукупність сонячного випромінювання. Потрапляючи в атмосферу, вона частково (близько 20 %) нею поглинається та переходить в інші види енергії. Близько 30 % радіації атмосфера розсіює в усі боки, в тому числі й до земної поверхні. Це — розсіяна радіація. Ту радіацію, яка доходить до поверхні не розсіваючись і не поглинається атмосферою, називають прямою радіацією.

Пряма та розсіяна радіація, що надійшли до поверхні, становлять сумарну радіацію.

Відношення відбитої сонячної радіації до сумарної — альбедо — залежить, здебільшого, від кольору підстильної поверхні. Якщо свіжий сніг відбиває близько 90 % проміння, то темна рілля — всього 4 %, зелена трава — 20 %, пісок — 35 %.

Водна поверхня відбиває, залежно від кута падіння на неї сонячного проміння, від 2 % до 35 % проміння. Температура підстильної поверхні визначається величиною сонячної радіації, яке залишається від сумарної радіації після віднімання від неї відбитої та втраченої на випромінювання радіації. Цей залишок називають радіаційнім балансом. Якщо залишок стає додатним — температура поверхні підвищується, а якщо від’ємним — знижується.

Температура земної поверхні та повітря

Температура повітря залежить від кута падіння сонячного проміння, характеру підстильної поверхні та абсолютної висоти місцевості. Її вимірюють термометром.

У тропосфері температура з висотою знижується в середньому на 0,6 °С на кожні 100 м. При піднятті сухого повітря зниження температури досягає 1 °С на кожні 100 м. Повітря, що підіймається, розширюється і на це витрачається енергія (тепло). При піднятті вологого повітря відбувається конденсація водяної пари, що супроводжується виділенням тепла. Тому температура його знижується дещо менше, ніж на 1 °С на 100 м. Зменшення температури повітря, що піднімається, — головна причина утворення хмар.

Температура повітря періодично змінюється впродовж доби й року. Різницю між максимальною та мінімальною температурою називають амплітудою коливань температури. В її добовому ході спостерігають один максимум (пополудні) та один мінімум (після сходу Сонця). Від екватора до полюсів добові амплітуди коливання температури зменшуються. Але при цьому над суходолом вони завжди більші, ніж над океаном. У річному ході температури повітря на екваторі є два максимуми (у рівнодення) і два мінімуми (після сонцестояння) У тропічних, помірних і полярних широтах — по одному максимуму й по одному мінімуму. Амплітуди річних коливань температури повітря зі зростанням широти збільшуються. На екваторі вони менші від добових: на 1-2 °С над океаном, до 5 °С — над суходолом; у тропічних широтах: над океаном — 5 °С, над суходолом — до 15 °С; у помірних широтах: від 10-15 °С над океаном до 60 °С і більше над суходолом. У полярних широтах переважають від’ємні температури, їх річні коливання досягають 30-40 °С. Добовий і річний хід температур повітря, обумовлений змінами висоти Сонця над горизонтом і тривалістю дня, ускладнюється неперіодичними змінами, викликаними переміщеннями мас повітря, що мають різну температуру. Загальна закономірність розподілу температури в нижньому шарі тропосфери — її зниження в напрямку від екватора до полюсів.

Південна півкуля загалом холодніша від Північної головно через великі площі льоду й снігу в Антарктиді. Середня температура повітря в нижньому двометровому шарі для всієї Землі становить +14 °С, що відповідає середній річній температурі повітря на 40° ш.

Користуючись картами ізотерм, виділяють межі теплових поясів, що не зовсім збігаються з тропіками та полярними колами. Вони відхиляються від ідеальних меж унаслідок характеру поверхні, перенесення тепла повітряними й океанічними течіями.

Жаркий пояс розташований в екваторіальних широтах, між середньорічними ізотермами +20 °С (нижче +20 °С середньорічна температура в цьому поясі не опускається).

До жаркого поясу з півночі та з півдня примикають помірні пояси. Вони обмежені з боку високих широт ізотермами +10 °С (середній показник найтеплішого місяця — липня в північній і січня в південній півкулі). Це межа розповсюдження лісу.

Два холодні пояси обмежені ізотермами +10 °С і 0 °С середньої температури найтеплішого місяця. Остання є межею розповсюдження тундри. Вона обмежує пояси (області) морозу, що лежать біля полюсів. Середня температура найтеплішого місяця в них нижча за 0 °С.

Атмосферний тиск і його вимірювання

Повітря з певною силою тисне на земну поверхню. Цю силу називають атмосферним тиском.

Атмосферний тиск — це сила, з якою повітря тисне на одиницю поверхні. Його можна виміряти ртутним барометром, або анероїдом, який був винайдений італійцем Е. Торрічеллі у 1673 р. Вимірюють тиск у міліметрах ртутного стовпчика або мілібарах (1 мб = 0,75 мм рт. ст.).

Максимальний атмосферний тиск 815,85 мм рт. ст. (1087 мб) зареєстровано взимку в Туруханську (Росія). Мінімальний — 641,3 мм рт. ст. (854 мб) — в урагані «Ненсі» над Тихим океаном. З підніманням угору тиск знижується: на висоті 5 км він менший вже вдвічі, на висоті 15 км — у 8 разів, на 20 км — у 18 разів від нормального (760 мм рт. ст.). У нижньому шарі тропосфери до висоти 1 км він знижується на 1 мм рт. ст. на кожні 10 м. Що вище, то тиск знижується повільніше.

Зміну тиску пояснюють переміщенням повітря. Він підвищується там, де повітря нагромаджується, та знижується там, звідки повітря рухається. Головна причина переміщення повітря — його нагрівання та охолодження від підстильної поверхні. Нагріваючись від поверхні, повітря розширяється і спрямовується вгору. Досягнувши висоти, на якій його щільність стає рівною щільності навколишнього повітря, воно розтікається в різні боки. Тому тиск на теплу поверхню знижується. Але одночасно він збільшується на сусідніх ділянках, хоча температура там не змінювалася. Над холодною поверхнею повітря охолоджується, ущільнюється, його щільність зменшується, і сюди приходить повітря збоку. Кількість його над холодною поверхнею збільшується, тиск на неї зростає. Водночас там, звідки повітря надійшло, тиск зменшується без зміни температури. Нагрівання та охолодження повітря від поверхні супроводжується його перерозподілом і зміною тиску. В екваторіальних широтах тиск завжди знижений. Це пояснюють тим, що нагріваючись від поверхні, повітря підіймається і відходить у бік тропічних широт, створюючи там підвищений тиск. Над холодною поверхнею в Арктиці й Антарктиді тиск також підвищений. Його створює повітря, що приходить з помірних широт на місце ущільненого холодного повітря.

Відтік повітря в полярні широти — причина зниження тиску в помірних широтах. У результаті формуються пояси зниженого (екваторіальний і помірні) та підвищеного тиску (тропічні й полярні).

Залежно від сезону вони дещо зміщуються в бік півкулі, де в той час літо. Полярні області високого тиску взимку розширюються, а влітку — звужуються, але існують упродовж року. Пояси зниженого тиску цілий рік зберігаються поблизу екватора та в помірних широтах Південної півкулі.

У помірних широтах Північної півкулі взимку тиск над материками сильно підвищується і пояс низького тиску «розривається». Він зберігається лише над океанами у вигляді замкнутих областей зниженого тиску — Ісландського та Алеутського мінімумів.

Над материками, навпаки, утворюються зимові максимуми: Азіатський (Сибірський) і Північноамериканський (Канадський).

Влітку в помірних широтах Північної півкулі пояс зниженого тиску відновлюється.

Величезна область зниженого тиску з центром в тропічних широтах формується над Азією — Азіатський мінімум. У тропічних широтах материки завжди нагріваються дещо сильніше, ніж океани, і тиск над ними нижчий. Тому над океанами існують субтропічні максимуми: Північно-Атлантичний (Азорський), Північно-Тихоокеанський, Південно-Атлантичний, Південно-Тихоокеанський та Індійський.

Розподіл тиску на карті зображають ізобарами. Ізобари — лінії, що сполучають на географічній карті місця з однаковим атмосферним тиском. Що ближче ізобари одна до одної, то швидше змінюється тиск. Величину зміни тиску на одиницю відстані (100 км) називають баричним градієнтом.

Рух повітря. Загальна циркуляція атмосфери. Постійні, сезонні та місцеві вітри

Повітря рухається безперервно: воно піднімається (висхідний рух), опускається (низхідний рух) і переміщується в горизонтальному напрямку (вітер), створюючи атмосферну циркуляцію.

Вітер характеризується швидкістю, силою та напрямком. Швидкість вітру вимірюють в м/сек або в балах (0 балів — швидкість до 1 м/сек, 3 бали — 4 м/сек, 6 балів — 11 м/сек, 9 балів — 20 м/сек, 12 балів — понад 29 м/сек). Сила й швидкість вітру залежать від різниці тиску, що встановлюється над різними ділянками земної поверхні. Середня багаторічна швидкість вітру біля земної поверхні становить 4-9 м/сек. Максимальна середня річна швидкість вітру на узбережжі Антарктиди сягає 22 м/сек, з поривами до 100 м/сек.

Для наближеної оцінки сили вітру використовують шкалу Бофорта, яка визначає її за дією на оточуючі предмети та вимірюється в балах (у діапазоні від 0 до 12). Сила вітру залежить від його швидкості. Відсутність будь-яких ознак вітру називають штилем.

З висотою швидкість вітру збільшується, досягаючи сотень метрів за секунду. Від швидкості залежить сила вітру. Напрямок вітру визначають за тією стороною горизонту, з якої дме вітер (північний, північно-західний, західний і т. д.). Наочне уявлення про напрямки вітрів, які переважають у певній місцевості дає спеціальна діаграма — роза вітрів — графічне зображення повторюваності напрямків вітру. Довжина її променів пропорційна повторюваності вітрів даного напрямку.

Напрям вітру залежить від розподілу тиску та від відхиляючої дії обертання Землі. Повітря прагне переміщуватися із зони більшого тиску до меншого по найкоротшій відстані, відхиляючись вліво в південній півкулі та вправо в північній. При цьому на екваторі відхилення відсутні, а що ближче до полюсів, то вони більші.

Розподіл атмосферного тиску визначає напрямок вітрів, що переважають в нижній тропосфері на різних широтах. Від тропічних поясів підвищеного тиску в кожній півкулі повітря прямує з одного боку до екватора, з іншої — до помірних широт.

Між тропіками й екватором дмуть постійні вітри — пасати.

Пасат — рух повітря від тропічних поясів високого тиску у бік екватора в області низького тиску. Це пасатні північно-східні вітри в північній і південно-східні в південній півкулі, що переходять біля екватора в східні. Їхня швидкість становить в середньому 5-6 м/с, а вертикальна потужність сягає 2-4 км і збільшується у напрямку до екватора.

Повітря, спрямоване від тропічних широт в помірні, відхиляється на схід. Тому в; помірних широтах панують західні вітри — західне перенесення повітря. З високих широт в помірні дмуть переважно східні. Через зміщення поясів високого і низького тиску зміщуються і пояси панівних на різних широтах вітрів. Створюються проміжні пояси, напрямок вітрів в яких за сезонами змінюється. Це добре помітно біля екватора, коли пояс низького тиску зміщується з однієї півкулі в іншу. В цьому випадку пасати однієї півкулі переходять в інші, змінюючи за сезонами напрямок на протилежний. Виникають тропічні (екваторіальні) мусони.

Мусон — вітер сезонного характеру, який дме в нижніх шарах тропосфери і регулярно, двічі на рік (взимку та влітку) змінює напрямок на протилежний. На межі материків та океанів вітри взимку дмуть з материка на океан, влітку — навпаки, з океану на материк. Мусонні вітри особливо добре виражені в помірних широтах, де різниця температур зими та літа велика. У зоні їх дії виділяють сухий (зимовий) і вологий (літній) періоди.

Залежно від місцевих умов (рельєф, рослинність, водоймища) виникають різні місцеві вітри. Бризи дмуть вдень з водоймища (море, озеро, велика річка) на берег, вночі — навпаки, з берега на водоймище. Їх швидкість є незначною — до 4 м/с. Вони можуть виникати також на узліссі, на околиці міста. У горах вітер вдень дме вгору схилами й дном долини, вночі — навпаки, вниз. Фен (фьон) — це сильний, теплий, сухий і поривчастий вітер, що дме з гірських вершин у долини. Він дме, коли з одного боку хребта тиск нижчий, ніж з іншого. Бора — сильний, холодний, поривчастий вітер, що дме з невисоких (до 1 000 м) гірських хребтів у бік моря. Утворюється у випадку, якщо холодне повітря перевалює через невисокі хребти до теплого моря.

Циклони та антициклони

У тропосфері постійно виникають, існують і зникають вихори різних розмірів, від дрібних («пилові») до гігантських циклонів і антициклонів. Причина їх утворення — різний атмосферний тиск і відхиляюча дія обертання Землі. У замкнутій області зниженого тиску повітря спрямовується до центру, відхиляючись (по спіралі) проти ходу годинникової стрілки в північній півкулі та за її ходом — у південній. У центрі він піднімається і розтікається в сторони, також відхиляючись. Таким чином, утворюються циклони — великі атмосферні вихори із замкнутою областю низького тиску й висхідними потоками повітря в центрі.

Циклон може існувати до того часу, доки вгорі відбувається відтік повітря. Він несе вологу погоду та похолодання влітку, вологу й теплу погоду взимку.

Повітря в циклоні у Північній півкулі рухається проти годинникової стрілки, у Південній — за нею.

У замкнутій області підвищеного тиску формується низхідний вихор — антициклон. Біля поверхні ця область підвищеного тиску з антициклонічною системою вітрів (від центру до периферії за годинниковою стрілкою). Повітря в антициклоні у Північній півкулі рухається за годинниковою стрілкою. Антициклон приносить суху погоду, холодну взимку і жарку — влітку.

Циклони і антициклони особливо часто виникають в помірних широтах. Діаметр їх досягає 3-4 тис. км при максимальних висотах 18-20 км. Існують вони кілька діб, переміщуючись зазвичай із заходу на схід із швидкістю 20-40 км/год. У сприятливих умовах (для циклонів — тепла поверхня, для антициклонів — холодна) ці вихори затримуються.

Вода в атмосфері міститься у вигляді молекул (пара), краплинок і кристаликів.

Абсолютна вологість — це кількість водяної пари у грамах, яка міститься в 1 м³ повітря за даної температури.

Відносна вологість (%) — відсоткове відношення кількості водяної пари, що міститься у повітрі, до тієї максимальної кількості, яка може міститися за даної температури. Вона показує ступінь насичення повітря водяною парою.

Вологість повітря вимірюють гігрометром.

Водяна пара поступає в атмосферу в процесі випаровування. Випаровування залежить від температури поверхні та відносної вологості повітря.

За підвищення температури повітря віддаляється від насичення, за зниження, навпаки, в ньому може початися конденсація.

Таке відбувається, наприклад, літньої ночі за ясної погоди, коли повітря, стикаючись з охолодженою поверхнею, залишає на ній крапельки роси. За від’ємної температури з повітря випадає іній.

У повітрі, що охолоджується від поверхні або від холодного повітря, що надійшло, утворюється туман. Він складається з дрібних крапельок або кристалів, що зависли у повітрі. У дуже забрудненому повітрі утворюється густий туман з домішками диму — смог.

Хмари утворюються при конденсації водяної пари в повітрі, що піднімається, внаслідок його охолодження. Висота їх утворення залежить від температури й відносної вологості повітря. Хмари постійно рухаються. Опускаючись нижче за межу конденсації, вони випаровуються («тануть»). Хмари можуть складатися з дрібних крапельок або кристалів. За виглядом розрізняють хмари перисті, шаруваті й купчасті.

Атмосферні опади та їх утворення. Розподіл опадів по поверхні земної кулі

Атмосферні опади — це вода, яка випадає на земну поверхню з хмар чи безпосередньо з повітря у рідкому чи твердому станах.

Опади, що випадають з хмар, можуть бути рідкими (дощ) і твердими (сніг, крупа, град), за характером випадання — мжичка, обложні, зливові. Опади можуть випадати з хмар (дощ, сніг, град), з насиченого повітря (роса, іній, туман). Вимірюють опади шаром води (мм), який утворюється, якщо випавши вода не стікає та не випаровується. Кількість опадів визначають за допомогою опадомірів різних конструкцій та плювіографа, який безпосередньо фіксує зміни інтенсивності дощу.

Найбільше опадів на навітряних схилах гір. З висотою кількість їх помітно зменшується. Вище від снігової лінії тверді опади не встигають танути й накопичуються у вигляді снігових шапок і льодовиків.

Атмосферні опади розподіляються здебільшого зонально. В екваторіальному поясі за рік випадає найбільше опадів — 1 000-2 000 мм і більше, оскільки тут увесь рік високі температури, велика випаровуваність і переважають висхідні потоки повітря.

У тропічних широтах кількість опадів зменшується до 300-500 мм, а у внутрішніх пустельних областях материків — їх менше 100 мм. Причиною цього є панування тут високого тиску й низхідних потоків повітря, при цьому нагріваються і віддаляються від стану насичення. Тут лише на східних узбережжях материків, які омиваються теплими течіями, спостерігають значні опади, особливо влітку.

У помірних широтах кількість опадів збільшується до 500-1000 мм. Найбільше їх випадає на західних узбережжях материків, оскільки там впродовж року переважають західні вітри з боку океанів. Сприяють більшій кількості опадів також теплі течії (перед Кордильєрами, Альпами, Скандинавськими горами).

У полярних широтах річна кількість опадів становить усього 100-200 мм, що зумовлено малим умістом вологи в повітрі, незважаючи на велику хмарність.

За кількістю опадів ще не можна твердити про забезпеченість території вологою. Необхідно враховувати випаровуваність — гранично можливе випаровування за даних умов погоди за необмеженого запасу води. Вона залежить від кількості сонячного тепла: що більше його, то більше може випаруватися вологи. Випаровуваність може бути великою, а випаровування маленьким. Випаровування — надходження в атмосферу водяної пари з поверхні води, снігу, льоду, ґрунту, гірських порід, рослинності тощо. Для визначення рівня зволоження використовують коефіцієнт зволоження за один і той самий проміжок часу (сезон, рік). Його виражають дробом або у відсотках: К > 1 (> 100 %) — зволоження надмірне; К = 1 (100 %) — зволоження нормальне (лісостеп, степ); К < 1 (<100 %) — зволоження недостатнє (пустелі).

Повітряні маси — великі об’єми повітря тропосфери, що мають більш-менш однакові властивості. Повітряна маса займає площу в тисячі або мільйони квадратних кілометрів, тягнучись вгору на декілька кілометрів і навіть до межі тропосфери.

Виділяються головні (зональні) типи повітряних мас, що формуються в широтних поясах з різним атмосферним тиском: екваторіальна — тепла й волога; тропічні — теплі та сухі; помірні — холодніші й вологіші, ніж тропічні, але тепліші й вологіші, ніж арктична та антарктична; арктична й антарктична — холодні та сухі. Оскільки пояси високого й низького тиску впродовж року зміщуються, зсуваються і повітряні маси. Усередині головних (зональних) типів повітряних мас існують континентальні (материкові) та океанічні (морські) підтипи, що формуються відповідно над материком або над океаном.

Атмосферний фронт — рухома перехідна зона між повітряними масами з різними властивостями. Холодне повітря, зустрічаючись з теплим, завжди знаходиться внизу. Воно підтікає під тепле, прагнучи витіснити його вгору. Тепле повітря, навпаки, натікає на холодне і якщо тіснить його, то саме при цьому піднімається по межі площини. Залежно від того, яке повітря активніше, в цей бік зміщується фронт.

Теплий фронт означає наступ теплого повітря, що поволі відтісняє холодне. Він приносить потепління, якому передують опади, що випадають з шаруватих хмар.

Холодний фронт приносить похолодання. Він супроводжується посиленням вітру, а іноді грозами, смерчами. Опади випадають, в основному, після проходження лінії фронту. Атмосферні процеси, пов’язані з фронтами, називають фронтальними.

У циклонах зустрічаються тепле й холодне повітря, що спрямовується до центру області зниженого тиску. В антициклоні умов для утворення атмосферних фронтів немає, оскільки в ньому повітря опускається і розтікається.

Фронтальні зони або кліматологічні фронти — це межі між головними (зональними) типами повітряних мас. Вони відзначаються незначною рухливістю. Таких фронтів усього п’ять: арктичні й антарктичні, два помірних

та один тропічний. Два перших відділяють арктичне (антарктичне) повітря від повітря помірних широт, два інші — повітря помірних широт від тропічного. Тропічний фронт утворюється там, де зустрічаються тропічні й екваторіальні повітряні маси, відмінні за вологістю, а не за температурою. Він один і завжди знаходиться в тій півкулі, де літо.

З кліматологічними фронтами пов’язані межі кліматичних поясів.

Клімат — це багатолітній режим погоди, характерний для якої-небудь місцевості. Він проявляється в закономірній зміні погоди. Як і погода, клімат залежить від кількості сонячної радіації (від широти), від переміщення повітряних мас і від властивостей підстильної поверхні.

Будь-який елемент (температура повітря, тиск, вітер, хмарність, опади і т. д.) характеризує один з кліматотвірних процесів. Величезна різноманітність кліматів земної кулі зумовлена такою самою різноманітністю процесів тепло- і вологообміну, циркуляцією атмосфери. Причини, що визначають такі відмінності клімату у різних точках Землі, називають географічними факторами клімату.

Географічним фактором клімату можна назвати той елемент географічної оболонки, який впливає на клімат, але сам не є кліматотвірним процесом чи його складовою частиною. Основних таких факторів є сім: географічна широта, абсолютна висота, рельєф, що оточує дану територію, її віддаленість від морів і океанів, наявність океанічних течій, розміщення на материку (розміри й частини материка), характер підстильної поверхні (колір, рослинність, мікроформи рельєфу).

На картах клімату виділяються простори, в межах яких основні показники клімату змінюються порівняно мало, це — кліматичні пояси й області. Ці показники характеризують також і повітряні маси, тому зональні типи повітряних мас можуть бути поставлені в основу виділення кліматичних поясів. Виділяють сім основних кліматичних поясів: екваторіальний, два тропічних, два помірних, два полярних (арктичні і антарктичні).

Між основними перебувають перехідні кліматичні пояси: два субекваторіальних, два субтропічних і два субполярних. Вони відрізняються зміною повітряних мас: взимку панує повітряна маса основного поясу, сусіднього з боку полюса, влітку — з боку екватора.

Погода — стан нижнього шару атмосфери в даній місцевості в даний момент або за якийсь проміжок часу: добу, тиждень, місяць. Погода характеризується елементами та явищами. Елементи погоди: температура повітря, вологість, тиск. До явищ погоди відносять вітер, хмари, атмосферні опади. Іноді прояви погоди носять незвичний і навіть катастрофічний характер: наприклад, урагани, сильні грози, зливи, засухи.