ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ

План

1. Тепловий баланс.

2. Адіабатичний процес в атмосфері.

3. Інверсія температури.

4. Тепловий режим нижнього шару атмосфери .

5. Географічний розподіл температури повітря.

6. Теплові пояси

1. Тепловий баланс.

Нижні шари атмосфери нагріваються і охолоджуються в основному за рахунок радіаційного і нерадіаційного теплообміну з підстеляючою поверхнею. Через земну поверхню теплота передається не тільки в атмосферу а й донизу, в грунт і воду. Алгебраїчна сума приходу і витрати теплоти повинна дорівнювати за певний проміжок часу нулю, оскільки в протилежному випадку буде порушений закон збереження енергії. Більша частина теплоти надходить на земну поверхню від сонячної енергії і є різницею між поглинутою радіацією і ефективним випромінюванням, тобто радіаційним балансом |R/ . Шляхом теплопровідності земна поверхня може віддавати теплоту вниз або одержувати з глибини ґрунту і воді /Р/. Внаслідок турбулентного і молекулярного теплообміну теплота може переходити від земної поверхні в атмосферу і навпаки /А/. Крім того, земна поверхня втрачає теплоту на випаровування або одержує при конденсації водяної пари /LE, L - прихована теплота пароутворення; Е -маса сконденсованої або випаруваної води/. Рівняння теплового балансу земної поверхні буде мати вигляд

R = P +A+LE.

Тепловий баланс атмосфери складається з поглинутої атмосферними газами сумарної сонячної радіації, земного випромінювання, зустрічного випромінювання атмосфери, теплоти від конденсації та від теплообміну з земною поверхнею і випромінювання, яке атмосфера віддає в міжпланетний простір.

За підрахунками С.П.Хромова /1983/, атмосфера поглинає 20 одиниць теплоти сумарної сонячної радіації, З0 одиниць теплоти конденсації і теплообміну з земною поверхнею і 107 одиниць теплоти від земного випромінювання і випромінює 187 одиниць теплоти в космос, тобто стільки ж, скільки отримала. Загальний тепловий баланс системи "Земля - атмосфера" визначається на верхній межі атмосфери, через яку проходить сонячна радіація /100%/ і виходить в космос .відбита і розсіяна радіація /35% -планетарне альбедо/, ефективне випромінювання земної поверхні /10%/ та випромінювання атмосфери /55,/. Отже, на верхній межі атмосфери е рівновага між надходженням і витратою тільки променевої енергії, тобто складових частин радіаційного і теплового балансу системи "Земля – атмосфера” в цілому.

У підручнику "Кліматологія" /Дроздов 0.0. та ін., 1989/ наведено схему теплового балансу системи Земля — атмосфера в відносних одиницях за Шнайдером і Денне том. За цією схемою атмосфера поглинає 20 одиниць від сонячної енергії, яка надходить на верхню межу атмосфери, 47 одиниць поглинає діюча поверхня суші і океану, 6 одиниць - хмари. Загальне альбедо системи "Земля - атмосфера" - 28%, тобто 28 одиниць відбивається назад у Космос. Довгохвильове випромінювання підстеляючої поверхні становить 114 одиниць, зустрічне —96 одиниць. Атмосфера поглинає 109 одиниць випромінювання, яке надходить від земної поверхні. Загальне довгохвильове випромінювання, яке атмосфера посилає в світовий простір, становить 72 одиниці. Радіаційний баланс підстеляючої поверхні 29 одиниць, атмосфери — 29 одиниць тобто для системи він дорівнює нулю. Перенесення енергії завдяки випаровуванню і конденсації становить 24 одиниці і турбулентності -5 одиниць.

На схемах зображений в основному механізм вертикального перерозподілу енергії в кліматичній системі. Але радіаційний баланс компенсується ще й в результаті горизонтального перенесення теплоти в океані та атмосфері, завдяки міжширотному обміну повітряних мас і води. Горизонтальне перенесення енергії враховують в теорії клімату, адже регіональний розподіл складових радіаційного балансу системи "Земля -атмосфера" змінюється під впливом хмарності. Повний потік явної теплоти в атмосфері має три максимуми: один біля екватора і два біля 40° ш. обох півкуль, оскільки між даними широтами спостерігається надлишок радіаційної енергії, а північніше 40˚ широти - нестача. Теплота переноситься з приекваторіальних, тропічних і субтропічних районів в інші, а також з океанічних областей помірних широт, де вона нагромаджується завдяки виносу океанськими течіями.

Тепловий баланс системи "Земля - атмосфера" між 40° пд.ш. збільшується від 0 до 20...40 ккал на квадр. см за рік, лине в пустелі Сахарі та в пустелях Аравії та Ірану він зменшується до нуля. На північ і на південь від 40-х широт баланс теплоти від'ємний і зменшується до -60 ккал на квадр. см за рік за полярним колом. М.І.Будико відносить до складових частин загального теплового балансу Землі в цілому притік сонячної радіації на верхню межу тропосфери, планетарне альбедо, поглинуту і засвоєну повітрям тропосфери радіацію, поглинання радіації земною поверхнею. ефективне випромінювання, радіаційний баланс /залишок теплоти/, витрати теплоти на випаровування, турбулентний теплообмін і довгохвильове випромінювання Землі в цілому.

2. Адіабатичний процес в атмосфері

Термічний режим суші та океанів відрізняється тим, що водойми нагріваються і охолоджуються повільніше, тому вони вночі тепліші, а вдень холодніші за сушу. За рахунок перемішування і термічної конвекції нагрівається потужний шар води, на суші - тільки поверхня грунту. Добові коливання температури проникають в грунт до глибини в середньому 1 м, у воду - до 20 м, а річні коливання відповідно до глибин 20 м і 200...400 м. У зв'язку з великою теплоємністю при охолодженні І м води на 1 °С нагрівається 3000 кубічних м повітря на 1 °С. Атмосферне повітря нагрівається від поверхні суші і водойм, оскільки безпосередньо поглинання сонячної радіації дає не більше 0,1 °С за годину.

Отже, атмосферне повітря нагрівається від земної поверхні. Передача теплоти вгору відбувається шляхом молекулярної теплопровідності, конвекції, турбулентного перемішування і конденсації водяної пари/прихована теплота/. Молекулярна теплопровідність не має великого значення, адже повітря є поганим провідником теплоти. Вирішальне значення мають конвекція, турбулентність і конденсація. Конвекція - перенос теплоти вверх потоками повітря. Нагріте повітря підіймається вгору, а на його місце знову надходить холодне повітря. Так виникають вертикальні конвективні рухи. Турбулентне перемішування зумовлене виникненням у повітрі невпорядкованих завихрень, рухів, напрямків. При підйомі повітря потрапляє вгорі в умови зниженого тиску, розширяється. На це витрачається певна робота і певна кількість теплоти тому повітря адіабатичне охолоджується.

Адіабатичним називається процес, під час якого зміни температури

відбуваються без теплообміну з навколишнім середовищем, а лише внаслідок перетворення внутрішньої енергії в роботу і навпаки, завдяки внутрішнім змінам тиску, вологості і температури.

Якщо повітря сухе, тобто без водяної пари, з підняттям на 100 м висоти його температура падає на І °С, а при опусканні відповідно зростає на 1 °С. Такий процес називають сухоадіабатичним.

Вирішальне значення у вологому повітрі має конденсація водяної пари. На випаровування води з земної поверхні витрачається велика кількість теплоти, яка у вигляді прихованої теплоти переноситься водяною парою вверх і виділяється при конденсації внаслідок адіабатичного охолодження повітря, яке підіймається вверх і розширюється. Охолодження вологого повітря, в якому відбувається конденсація і виділення прихованої теплоти пароутворення, при піднятті йде повільніше, наприклад, на 0,5...0,8 °С на 100 м висоти. Такий процес називають волого адіабатичним.

3. Інверсія температури

Головне джерело теплоти для повітря - це земна поверхня, тому

нормальним є те, що температура з висотою в тропосфері знижується. Але часто буває, що температура в певному шарі повітря з висотою підвищується, таке явище називають інверсією температури. Інверсії спостерігаються в приземних шарах повітря і на деяких висотах у вільній атмосфеpi.

Приземні інверсії за походженням бувають радіаційні, адвективні, орографічні, сніжні. Радіаційні інверсії виникають в теплу пору року при безхмарній погоді. Після заходу Сонця земна поверхня і прилеглий шар повітря охолоджуються за рахунок радіаційного випромінювання теплоти. Орографічні інверсії утворюються в тиху штилеву погоду в котловинах і долинах, куди стікає холодне повітря, а на вершинах горбів і схилах лишається більш тепле повітря. Адвективні інверсії виникають в результаті надходження теплого повітря в охолоджену місцевість. навесні біля земної поверхні теплота витрачається на танення снігу і виникають сніжні інверсії.

З інверсіями певною мірою пов'язані заморозки навесні і восени, коли середньодобові температури стають додатними, але приземний шар повітря охолоджується нижче 0 °С. Заморозки бувають радіаційні та адвективні подібно до відповідних інверсій температури.

4. Тепловий режим нижнього шару атмосфери .

Розподіл температури на поверхні або в атмосфері та її безперервна зміна в часі називається тепловим режимом. Тепловий режим атмосфери характеризується середньодобовими температурами, середніми температурами кожного місяця, найтеплішого і найхолоднішого місяців, середніми температурами кожного року і середньою багаторічною температурою, мінімальними і максимальними температури за певний проміжок часу.

Залежність температури повітря від інтенсивності сонячної радіації та характеру підстеляючої поверхні обумовлюють її нерівномірний хід протягом дня і року. Добовий і річний хід температури повітря до висоти 2 км у загальних рисах нагадує хід температури на земній поверхні. В повітрі на висоті 2 м добовий максимум в середньому настає після максимуму температури ґрунту, о 14-15 годині, а мінімум - після сходу Сонця. Але добовий хід температури повітря може бути зовсім неправильним залежно від зміни хмарності та надходження повітряних мас з іншою температурою. Добова амплітуда температури залежить від широти, сезону, характеру ґрунтів, рельєфу, амплітуди температури підстеляючої поверхні та від хмарності. Добова амплітуда температури повітря зменшується від тропіків /в середньому 12 °С/ до полюсів /на широті 60° -6 °С, на широті 70° - 3 °С/. В степах і пустелях добова амплітуда температури зростає, а над густим рослинним покривом або над водою зменшується, вона більша в долинах і ярах і менша на вершинах, схилах і горбах. Над океаном в нижньому шарі повітря добова амплітуда не перевищує 1.5 °С.

Річний хід температури повітря залежить від широти. Ступінь океанічності або континентальності клімату проявляється в річній амплітуді температури, тобто в різниці між середніми температурами найтеплішого і найхолоднішого місяців. Річна амплітуда температури збільшується за широтами  від переважання морських або континентальних повітряних мас і відповідно зростає у внутрішніх материкових секторах. Особливо наочно це спостерігається в Євразії .

Залежно від широти і континентальності виділяють наступні типи річного ходу температури повітря:

А. Екваторіальний тип. Характеризується малою амплітудою /І...5 °С/. Не дуже чітко проявляються два відносних максимуми рівнодення під час зенітного стояння Сонця.

Б. Тропічний тип. Амплітуда зростає до 10...15 °С у внутрішніх материкових секторах. Спостерігається один максимум під час літнього сонцестояння і один мінімум під час зимового сонцестояння. Абсолютний максимум температури досягав 58 °С у північній Африці біля м. Тріполі.

В. Тип помірного поясу. Річна амплітуда в морському кліматі 10....15 °С, у континентальному 26...40 °С, в центрі Євразії - до 60 °С і більше. Один максимум спостерігається після літнього сонцестояння, наприклад, у північній півкулі для морського клімату - в серпні, а для континентального - в липні. Мінімум, відповідно, настає після зимового сонцестояння і в північній півкулі припадає на лютий-березень над морями і на січень на суші, тобто над морями екстремуми запізнюються в зв'язку з особливостями термічного режиму води. Полюси холоду північної півкулі перебувають на північному сході Азії в Верхоянську і Оймяконі, де абсолютний мінімум температури дорівнює -71 °С.

Г. Полярний тип. Мінімум температури зміщений на час появи Сонця після тривалої полярної ночі. Найтеплішим у північній півкулі є липень, у південній - січень або грудень. Річна амплітуда температури на суші дорівнює З0...40 °С, а в морському кліматі - близько 20 °С. Найнижча на .Землі температура повітря -89,2 °С зафіксована в Антарктиді поблизу полярної станції "Восток".

Спостереження за температурою повітря, ґрунту і води на метеостанціях ведуться з допомогою термометрів і термографів. Прилади для вимірювання температури повітря встановлюють в матеобудці на висоті 2 м над земною поверхнею. Термометри бувають термінові, максимальні та мінімальні.

5. Географічний розподіл температури повітря

Розподіл температури повітря на земній поверхні показують на картах ізотерм року, найтеплішого і найхолоднішого /липень і січень/ місяців. Ізотерми — це лінії, які з'єднують точки з однаковою температурою. Для складання карт ізотерм температури приводять до рівня моря. вважаючи, що з висотою температура зменшується в середньому на 0,6 °С на кожні 100 м.

Для вивчення закономірностей розподілу температури використовують карти ізотерм липня і січня, які взято за найтепліший і найхолодніший місяці, або карту ізотерм року /рис. 7 - 9/. Простежується широтно-зональна закономірність в розподілі теплоти. Температури поступово зменшуються від екватора до полюсів, але взимку це явище проявляється більш різко, бо горизонтальні температурні градієнти в 2 рази більші, ніж влітку. Над сушею зниження температури в бік полюсів виражено більш чітко, ніж над океанами.

У січні в північній півкулі головний полюс холоду міститься в Якутії, в зв'язку з великим випромінюванням снігового покриву і вихолоджуванням повітря в міжгірних котловинах і долинах при пануванні малохмарної антициклонічної погоди. Другий полюс холоду розміщений над Гренландією. Вздовж берегів материків ізотерми відхиляються від широтного ходу і мають субмеридіональний напрям, різкі контрасти біля західних берегів материків зумовлюють теплі течії, що проникають далеко на північ. Крім того. між Гольфстрімом і Скандінавським півостровом контрасти підсилюються прибережними горами Норвегії, на схід від яких над сушею збирається холодне повітря. Під впливом теплих течій ізотерма січня -20 °С відступає до 83° пн.ш., а значна частина Баренцова моря не замерзає. Аналогічно впливають на температуру повітря Скелясті гори на західною узбережжі Північної Америки. Контрасти температур біля східних берегів материків є наслідком холодних течій, що рухаються з Арктики, зменшують температуру повітря і порушують її зональний розподіл.

Влітку розподіл температури значно змінюється /див. рис. 37/. У північній півкулі напрям ізотерм наближається до широтного і лише в районах холодних течій біля берегів Північної Америки, Каліфорнії, Північно—Східної Азії вони відхиляються далеко на південь. Над материками спостерігаються кілька центрів теплоти: Долина Смерті в Каліфорнії, Лівійська пустеля, Мексика, де максимальна температура підвищується до 57...58 градусів Цельсія..

У південній півкулі розподіл температур одноманітніший, але й тут є свої області теплоти - пустеля Калахарі та Центральна Австралія, де температура січня піднімається вище за 45 °С, а липня - падає до -5°С. Полюсом холоду є Антарктида, де в серпні 1983 p. зафіксований абсолютний мінімум -89,2 °С.

Якщо визначити середні температури кожної паралелі або широтної зони. можна зазначити, де проходить найтепліша паралель, яку називають термічним екватором. Цей екватор не збігається з географічним і розміщений біля 10° пн.ш., де проходить середньорічна ізотерма 27 °С. Північна півкуля в цілому тепліша за південну, відповідно 15 і ІЗ °С, а Арктика тепліша, ніж Антарктида. Річний хід температури в південній півкулі океанічний, а в північній - материковий, амплітуда відрізняється в 2,5 рази. Все це прояви термічної, або теплової, дисиметрії Землі. Крім того, термічні умови порушуються а гірських країнах, де завдяки зменшенню температури з висотою проявляється висотна кліматична поясність.

6. Теплові пояси

На основі широтно-зональних закономірностей в розподілі ізотерм виділяють теплові пояси на земній кулі: жаркий, два помірних, два холодних і два пояси вічного морозу.

Від З0˚ пн.ш. до 30° пд.ш. розміщений жаркий пояс з середньорічними температурами вище 20 °С. На північ і на південь йдуть помірні теплові пояси, які обмежені середньорічними ізотермами 10 °С найтеплішого місяця, тобто крайньою температурою достигання насіння деревних порід. Термічні умови поясу змінюються за широтою. На півдні вони придатні для росту субтропічних рослин, помірно-теплі в степах і мішаних лісах, помірно-холодні в зоні хвойних лісів.

У субполярних широтах простягаються холодні пояси, північна і південна межа яких збігається з нульовою ізотермою найтеплішого місяця /зона тундри/. Біля полюсів розміщені пояси вічного морозу, де середня температура всіх місяців року від'ємна. Термічні пояси служать основою для виділення кліматичних поясів.

1.                  Александров Э. Л., Израэль Ю.А., Кароль И.Л., Хргиан А.Х. Озонный щит Земли и его изменения. С-Пб.: Гидрометеоиздат, 1992. - 288 с.

2.                  Англо-русский метеорологический словарь / Сост. М.И. Айнбиндер, Н.М. Алленова, Н.А. Галл и Л.В. Савина. - М.: Гос. изд-во физ.-мат. лит., 1959. - 244 с.

3.                  Агроклиматический атлас Украинской ССР. - Киев: Урожай, 1964.-37 с.

4.                  Астапенко П.Д. Вопросы о погоде. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 240 с.

5.                  Атлас облаков. - Л.: Гидрометеоиздат, 1957.

6.                  Атмосферный озон: Межвуз. сб. науч. трудов. Л.; Изд-во ЛГМИ, 1988, вып. 101, 140 с.

7.                  Атмосферный озон: Межвуз. сб. науч. трудов. Л.; Изд-во ЛГМИ, 1991, вып. 111, 128 с.

8.                  Багров Н.А., Кондратович К.В., Педь Д.А., Угрюмов А.И. Долгосрочные метеорологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 248 с.

9.                  Баранов А.М., Солонин С.В. Авиационная метеорология. Л.: Гидрометеоиздат, 1975. - 392 с.

10.              Басманов Є.І. Метеорологія і кліматологія: Конспект лекцій. - www.Basmanov.sky.net.ua

11.              Борисенков Е.П., Пасецкий В.М. Тысячелетняя летопись необычайных явлений природы. - М.: Мысль, 1988. - 522 с.

12.              Бауман И.А., Кондратович К.В., Савичев А.И. Практикум по долгосрочным прогнозам погоды. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 104 с.

13.              Бончковский В.Ф., Бублейников Ф.Д. Земля, ее фигура и физические свойства. М., 1956, 252 с.

14.              Блютген И. География климатов, т. 1–2. М., 1972–1973

15.              Борисенков Е.П. Климат и деятельность человека. М.: Наука, 1982. - 132 с.

16.              Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. - 350 с.

17.              Витвицкий Г.Н. Зональность климата Земли. М., 1980 Вайсберг Дж. Погода на Земле. М., 1980. 248 с.

18.              Волошина А.П., Евневич Т.А., Земцова А.И. Руководство к лабораторним занятиям по метеорологии и климатологии. - М.: Изд-во МГУ, 1985. - 82 с.

19.              Гарвей Дж. Атмосфера и океан. М.: Прогресс, 1982. - 184 с.

20.              Гирс А.А. Методы долгосрочных прогнозов погоды. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 344 с.

21.              Гилл А. Динамика атмосферы и океана: В 2 т. М : Мир, 1986. T.I. 397 с.; Т.2 415 с.

22.              Гончаренко С.У. Фізика Атмосфери. К., 1990. 124 с.

23.              Дашко Н.А. История метеорологической науки. - http://www.riam.kyushu-u.ac.jp/~vsm/dashko/news_dop/List_1.html

24.              Дашко Н.А. Курс лекцій по синоптичній метеорології на сайті ДВГУ

25.              Дашко Н.А., Иванова А.А. История исследования морей и океанов. http://www.riam.kyushu-u.ac.jp/~vsm/dashko/news_dop/List_1.html

26.              Дикий Л.А. Гидродинамическая устойчивость и динамика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1987.

27.              Динамика климата/ Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 574 с.

28.              Динамика погоды/Под ред. С. Манабе. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 418 с.

29.              Долгосрочное и среднесрочное прогнозирование погоды. Проблемы перспективы/ Под ред. Д. Бариджера, Э. Челлсна. М.: Мир, 1987. 288 с.

30.              Дымников В.П., Филатов А.Н. Основы математической теории климата. М.: ВИНИТИ, 1994.256с.

31.              Дзердзеевский Б.Л. Общая циркуляция атмосферы и климат. М.: Наука, 1975. - 288 с.

32.              Дубинский Г.П., Минаева Е.Н. Климатография УССР. Тексты лекций. - Харьков: РИГ ХГУ, 1981. - 61 с.

33.              Зверев А.С. Синоптическая метеорология и основы предвычисления погоды. Л:, Гидрометеоиздат, 1968, 774 с

34.              Исследования генезиса климата. М.: Институт географии АН СССР, 1974. - 430 с.

35.              Климат Украины /Под ред. Г.Ф. Прихотько. - Л.: Гидрометеоиздат, 1967. - 413 с.

36.              Кондратьев К.Я., Тимофеев Ю.М. Метеорологическое зондирование атмосферы из космоса. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 280 с.

37.              Крупномасштабные динамические процессы в атмосфере/ Под ред. Б. Коскинса, Р. Пирса. М.: Мир, 1988. 428 с.

38.              Курбаткин Г.П., Дягтерев А.И., Фролов А.В. Спектральная модель атмосферы, инициализация и база данных для численного прогноза погоды. СПб.: Гидрометеоиздат, 1994. 184 с.

39.              Лоренц Э.Н. Природа и теория общей циркуляции атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1970, 259 с.

40.              Математическое моделирование общем циркуляции атмосферы и океана/ Г.И., Марчук, В.П. Дымчиков и др. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 319 с.

41.              Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии: Физика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 752 с.

42.              Мирошниченко Л.И. Солнечная активность и Земля. М.: Наука, 1981. - 144 с.

43.              Модели общем циркуляции атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат,, 1981 352с.

44.              Монин А.С. Теоретические основы геофизической гидродинамики. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 423с.

45.              Монин А.С. Введение в теорию климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 248 с.

46.              Педлоски Дж. Геофизическая гидродинамика. В 2 т. M.: Мир, 1984. T.1,2. 811с.

47.              Переведенцев Ю.П., Белов П.Н Теория общей циркуляции атмосферы климата: Учеб. пособие. Казань. Изд-во Казан. ун-та, 1987 107 с.

48.              Перов С.П., Хргиан А.Х. Современные проблемы атмосферного озона. Л.: Гидрометеоиздат, 1880. - 288 с.

49.              Погосян Х.П. Атмосфера и человек. М.: Просвещение, 1977. - 160 с.

50.              Погосян Х.П. Сезонные и внутрисезонные изменения температуры, геопотенциала и атмосферной циркуляции в стратосфере. М.: Наука, 1965. - 112 с.

51.              Погосян Х.П. Новое в изучении атмосферы. М., 1966. 62 с.

52.              Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. Л., 1952

53.              Рекомендации по описанию климата большого города. - Л.: Изд-во ГГО, 1979. - 1978. - 66 с.

54.              Рощин А.Н. Сам себе синоптик. - К.: Рад. шк., 1990. - 195 с.

55.              Рощин А.Н. Сам себе синоптик. Приметы, наблюдения, прогнозы. К.: Рад. шк., 1990. - 195 с.

56.              Сватков Н.М. Земное зеркало Солнца: (Очерк истории палеотемпературы Земли). - М.: Мысль, 1979. - 119 с.

57.              Современное состояние исследований озоносферы в СССР. М.: Моск. отд. Гидромеоиздата, 1980. - 268 с.

58.              Тверской П.Н. Курс метеорологии (физика атмосферы) Л, Гидрометеоиздат, 1962 700 с

59.              Тунеголовец В.П. Тропическая метеорология. (Учебное пособие), 2002, www.dvgu.ru/meteo

60.              Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 1. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 248 с.

61.              Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Том 2. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 320 с.

62.              Хргиан А.Х., Кузнецов Г.И. Проблема наблюдений и исследований атмосферного озона. - М.: Изд-во Моск. ун-та, 1981. - 216 с.1.

63.              Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических факультетов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 455 с.

64.              Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. - Л.: Гидрометеоиздат, 1974. - 568 с.

65.              Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М., 1994

66.              Xoлтон Дж. Динамическая метеорология стратосферы и мезосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1979.

67.              Чемберлен Дж. Теория планетных атмосфер. M.: Мир. 1981. 352 с.

68.              Шталь В.А. Физика атмосферы. М., 1965. 40 с.

69.              Ясаманов Н.А. Древние климаты Земли. Л., 1985