1.4 Кліматичне районування області.

Дата: 2025-05-01; Просмотры: 1

Оценка:

0.00 из 5.00 — оценок

Скачиваний: 0

Скачать

Міністерство освіти і науки України

Тернопільський національний педагогічний університет

імені Володимира Гнатюка

Кафедра фізичної географії

Звіт

польової практики

з метеорології і кліматології

Виконали:

студенти 1-го курсу

географічного факультету

група зГ-11

Керівник практики:

Таранова Н. Б.

Тернопіль 2013

Список студентів - учасників практики:

1. Вітомська Анастасія

2. Деркач Марія

3. Дичко Павло

4. Кравченюк Юрій

5. Леськів Наталя

6. Щербик Тетяна

Зміст

Вступ…………………………………………………………………………………………………………...……….....5

Розділ І. Кліматичні особливості Тернопільської області…………………………………….…6

1.1 Радіаціний баланс………………………………………………………………………………….…6

1.2 Кількість опадів……………………………………………………………………………….………..7

1.3 Характеристика теплого і холодного періодів року……………………….…….....8

1.4 Кліматичне районування області……………………………………………………..……….8

Розділ ІІ. Характеристика погоди за період спостереження……………………………….….9

1.1 Спостереження за хмарністю і опадами…………………………………………………...9

1.2 Вимірювання атмосферного тиску…………………………………………………….……..10

1.3 Спостереження за вологістю повітря………………………………………………………..11

Розділ ІІІ. Власні спостереження за хмарністю та визначення атмосферних опадів….12

Висновки……………………………………………………………………………………………………………….….37
Список використаної літератури………………………………………………………………………………38

Мета і завдання польової практики із метеорології та кліматології:

МЕТА: Ознайомитись із методикою шкільних метеорологічних спостережень та роботою на метеорологічному майданчику.

ЗАВДАННЯ:

1. Закріпити теоретичні знання про атмосферу Землі.

2. Вивчити принципи дії метеорологічних приладів та набути навиків роботи із ними.

3. Організувати та провести спостереження за станом атмосфери, в процесі мікрокліматичних спостережень.

Опрацювати та проаналізувати матеріали спостережень і скласти кліматичну (мікрокліматичну) характеристику району практики.

ВСТУП

Дана польова практика проводиться в Тернополі та його околицях. Клімат міста та області визначається радіаційними та циркуляційними процесами та географічними факторами. Річний прихід сумарної сонячної радіації становить 40,6 кКал/см², взимку 0,3 кКал/см², а влітку 21,6 кКал/см². Найвищі додатні суми радіаційного балансу припадають на червень-липень, а найменші на січень. У характері переносу повітряних хмар передбачається часте вторгнення повітря із Атлантики, що супроводжується проходженням циклонів з відповідною погодою. Проте, відчувається вплив і континентального та арктичного повітря а також східно - європейських антициклонів, які переважають взимку. Домінуючим є західний переніс повітряних мас, тобто пряв вітрів північно – західних румбів. Найменше проявляються північні і південні напрямки. Середня швидкість вітру за рік становить 3,5 м/с. Температурний режим в Тернополі і області в річному ході є континентальним. Середня багаторічна температура по області коливається в межах 6,6 – 7,3º С. Середня температура найтеплішого місяця липня 18,3 º С. Найхолоднішого січня -5,5 º С. Абсолютний максимум становить 36 º С, абсолютний мінімум -32 º С. В розподілі атмосферних опадів спостерігається поступове зменшення річних опадів із заходу на схід. Протягом теплого періоду випадає 75% атмосферних опадів. Особливо дощовими є літні місяці – 40% опадів від всієї норми. За рік в області випадає 520 – 700 мм. опадів. Середня відносна вологість повітря за рік становить о 7:00 год. 88%, а о 13:00 год. – 71%, о 21:00 год. – 85%. Холодний період триває 103 – 112 діб. Сильні морози бувають рідко. Зима м’яка, характерні відлиги. Сніговий покрив встановлюється в середньому 15 грудня і сходить 10 березня. Теплий період розпочинається в другій декаді березня і закінчується в третій декаді листопада. Тривалість теплого періоду 253 – 262 дні. Тривалість без морозного періоду близько 165 діб. Розподіл суми активних температур є нерівномірний. На півночі області вони приблизно дорівнюють 2 550º С, на півдні – 2 700 º С. Отже, клімат Тернопільської області є помірно-континентальний.

Розділ І. Кліматичні особливості Тернопільської області.

1.1 Радіаційний баланс.

Місто Тернопіль розташоване в межах Подільської височини на висоті 350 – 370 м над р.м. і відноситься до помірного кліматичного поясу, атлантико-континентальної області в межах України, та центрального кліматичного району Тернопільської області, який ще називають «Холодним Поділлям». Для нього характерний найкоротший теплий період року, літній сезон триває від 90 до 98 днів, безморозний період (150-163 дні), а тривалість снігового покриву складає (до 85-93 днів). Суми температур активного вегетаційного періоду коливаються від 2400 до 25000С, а кількість опадів зменшується з заходу на схід від 690 до 590-570 мм. На відміну від центральної, південну частину Тернопільської області називають «Теплим Поділлям», адже основні кліматичні показники тут дещо вищі.

На формування клімату міста значний вплив має також Атлантичний океан, перенос повітряних мас з якого визначає м`яку з частими відлигами зиму і відносно прохолодне літо. Клімат Тернополя, як і кожної ділянки поверхні Землі, формується під впливом: радіаційних умов, атмосферної циркуляції, та інших географічних чинників.

На основі аналізу даних Тернопільської метеорологічної станції нами встановлено, що добовий хід сумарної і прямої радіації в місті визначається в основному висотою сонця, і тому максимум радіації при відсутності хмарності припадає на полудень. В теплий період при звичайних умовах хмарності, зміни прямої сонячної радіації протягом дня несиметричні відносно полудня – до полуденні суми більші після полудневих, що добре зіставляється з розвитком конвективної хмарності і збільшенням забруднення атмосфери.

Радіаційний режим на території м. Тернополя характеризується такими показниками радіаційного балансу (табл.1).

Таблиця 1. Радіаційний баланс в ккал/см2 (зведені показники за 1975-1980 рр.)

Із таблиці видно, що на території міста Тернопіль найвищі додатні суми радіаційного балансу припадають на червень – липень, а від`ємні – на січень (-0,4 ккал\см2). Річна сума балансу в Тернополі становить 39,8 ккал\см2

1.2 Кількість опадів.

Опади

Упродовж року на клімат області впливають повітряні маси з Атлантики, що зумовлюють циклональну погоду, континентальне повітря: взимку проникають відроги сибірського антициклону, що спричиняють холодну погоду, влітку впливає азорський максимум, навесні й на початку осені — холодні арктичні повітряні маси.

Вітри (найчастіше північно-захілні і південно-західні, найменше — північні і південні) характерні для всіх пір року, особливо для літа. Активна циклонна діяльність зумовлює велику кількість опадів. Найбільше їх на заході і північному заході області (понад 650–600 мм), найменше — на південному сході (550 мм). Найбільше опадів влітку (майже 75%), найменше — взимку.

Влітку часто бувають зливи, нерідко — грози, іноді — град. Снігові покрив — від 2-ї половини грудня до початку березня. Товщина — 8-10 см, максимуму досягає у 2-й декаді лютого.

Річний коофіцієнт зволоження — 1,11 на півночі і заході, 1 — у центральній частині, 0,92 — у південно-східній районах області

Середня кількість опадів, (мм)

Мінімальна річна кількість опадів (401 мм) спостерігалась у 1961 р., максимальна (1003 мм)в 1905 р.
Максимальну добову кількість опадів (106 мм) зафіксовано 12 червня 1960 р.
У середньому за рік у місті спостерігається 157 днів з опадами; найменше їх (10) у жовтні, найбільше (16) – у грудні.
Щороку в Тернополі утворюється сніговий покрив, проте його висота незначна.

Відносна вологість повітря в середньому за рік становить 80%, найменша вона у травні (71%), найбільша вона у грудні (89%).

1.3 Теплий та холодний періоди року в Тернополі

Рік поділяють на теплий і холодний періоди. Теплий період - період року, який характеризується середньодобовою температурою зовнішнього повітря вище +10 0 С, а холодний - період, який характеризується температурою +10 0 С і нижче.

Пори року

На території Тернопільської області чітко виділяються пори року.

Весна починається у 2-й декаді березня після переходу середньодобової температури через 0°С, літо триває від 3-ї декади травня до 1-ої декади вересня (перехід температур через +15°С), осінь завершується наприкінці листопада (перехід температур через 0°С). Найдовша зима у центральних і східних районах області (до 112 днів), найкоротша — на заході та в низовинних ділянках на півночі (до 104 днів). Літо найдовше у південно-східній частині, найкоротше (на 13-19 днів) — у центральній.

Навесні та восени можливі заморозки: найпізніші — на півдні у 2-й декаді травня, на решті території — у 3-й декаді травня, найраніші — у середині вересня.

1.4 Кліматичне районування області.

В області виділяють три кліматичні райони:

Північний — найнижчі ділянки північної частини області. Середні температури січня — 4,5°, липня — +18,5°, сума активних температур досягає 2550 °C. Випадає понад 650 мм опадів на рік, зволоження надмірне. Безморозний період — 160–165 днів;

Центральний — найвищі ділянки північної і центральної частин області. Цей кліматичний район називають «холодним Поділлям» — середня температура повітря за рік — +6,8 °C, сума активних температур — 2400–2500 °C, найкоротше літо (98-90 днів), найкоротший безморозний період (150–165 днів), найбільше днів із сніговим покривом (85-93 дні), випадає понад 600–650 мм опадів на рік;

Південний — Борщівський, Заліщицький, Чортківський райони, південні частини Гусятинського і Бучацького районів. Цей кліматичний район називається «теплим Поділлям»: середньорічна температура повітря +7,3°С, січня — −4,5°- −5°С, липня — +19°С, сума активних температур — 2700°С. Весна настає на 2 тижні раніше, ніж на решті території області. Тут добрі умови для вирощування теплолюбних культур, особливо на південних схилах долини річки Дністер. У районі найсприятливіші кліматичні умови для відпочинку — на берегах Дністра і його приток, особливо у місті Заліщики, що у меандрі Дністра.

Розділ ІІ. Характеристика погоди за період спостереження.

2.1 Спостереження за хмарністю та опадами.

Середня кількість опадів, (мм)

Мінімальна річна кількість опадів (401 мм) спостерігалась у 1961 р., максимальна (1003 мм) – в 1905 р.
Максимальну добову кількість опадів (106 мм) зафіксовано 12 червня 1960 р.
У середньому за рік у місті спостерігається 157 днів з опадами; найменше їх (10) у жовтні, найбільше (16) – у грудні.
Щороку в Тернополі утворюється сніговий покрив, проте його висота незначна.

Відносна вологість повітря в середньому за рік становить 80%, найменша вона у травні (71%), найбільша вона у грудні (89%).

Найменша хмарність спостерігається в серпні, найбільша – у грудні.

Загальна хмарність, (бали)

·

· 0 балів - ясно.

· Менше 5 балів нижнього ярусу, або хмар середнього ярусу, що просвічують, або будь-яка кількість хмар верхнього ярусу - невелика хмарність.

· Від 1-3 до 6-9 балів або 3-8 балів хмар нижнього ярусу або щільних хмар середнього ярусу - мінлива хмарність.

· Від 8-10 до 0-3 балів хмар нижнього ярусу - хмарно з проясненнями.

· 7-10 балів хмар нижнього ярусу - хмарно.

· 10 балів хмар нижнього ярусу - похмуро.

2.2 Вимірювання атмосферного тиску.

Стандартним приладом для вимірювання атмосферного тиску є ртутний барометр. Він являє собою скляну трубку, запаяну з одного боку і наповнену ртуттю. Відкритим кінцем трубка опущена в посудину, яка частково заповнена ртуттю. Коли тиск повітря підвищується, стовпчик ртуті в трубці росте, і навпаки. Висота стовпчика ртуті в барометрі на рівні моря при середньому, або «нормальному», тиску дорівнює 760 мм. Коливання цієї висоти також можна вимірювати в міліметрах. Офіційною одиницею атмосферного тиску є паскаль (Па).

100 Па становлять 1 гектопаскаль (гПа), або 1 мілібар (мбар). 1 гПа відповідає 3/4 мм ртутного стовпа. На практиці використовуються всі названі одиниці для визначення атмосферного тиску: Па, гПа, мбар, мм рт. ст. У метеорології довгий час найбільш вживаною була одиниця мілібар, в даний час – гектопаскаль. Там, де відносно громіздкі ртутні барометри незручні, застосовують барометри-анероїди.

Основною частиною анероїда є пружна мембранна металічна коробка, з якої викачано повітря. Деформація стінок коробки, що викликається зміною тиску, системою важелів передається на шкалу, градуйовану по еталону - ртутному барометру - у відповідних одиницях атмосферного тиску. Точність вимірювання тиску барометром-анероїдом дещо менша, ніж ртутними барометрами, але для ряду практичних цілей вона достатня.

2.3 Спостереження за вологістю повітря.

Тиск водяної пари і відносна вологість Утримання водяної пари в повітрі називають вологістю повітря. Основні характеристики вологості - це парціальний тиск водяної пари (тиск водяної пари) і відносна вологість. Водяна пара, як усякий газ, має пружність (тиск). Тиск водяної пари е пропорційно його щільності (масі в одиниця об'єму) і його абсолютній температурі. Він виражається в тих же одиницях, що і тиск повітря і всіх його складових частин, тобто в гектопаскалях (мілібарах). В даний час у науковій літературі обов'язковим є вжиток Міжнародної системи одиниць (СІ - система інтернаціональна), у котрій основною одиницею тиску служить паскаль (1 Па = 1 Н/м2; 1 гПа=102 Па). Тиск водяної пари в стані насичення називають тиском насиченої водяної пари. Це максимальний тиск водяної пари, можливий при даній температурі. Наприклад, при температурі 0°С тиск насиченої пари дорівнює 6,1 гПа. Якщо повітря містить водяної пари менше, ніж потрібно для насичення його при даній температурі, можна визначити, наскільки повітря близьке до стану насичення. Для цього обчислюють відносну вологість. Так називають відношення фактичного тиску е водяної пари, що знаходиться в повітрі, до тиску насиченої пари Е при температурі повітря. Наприклад, при температурі 20 °С тиск насиченої пари дорівнює 23,4 гПа. Якщо при цьому фактичний тиск водяної пари в повітрі буде 11,7 гПа, то відносна вологість повітря дорівнює (11,7:23,4) х100=50%. Тиск водяної пари в земної поверхні змінюється від сотих часток гектопаскаля (при дуже низьких температурах взимку в Антарктиді і Якутії) до 35 гПа і більш (у екватора). Чим тепліше повітря, тим більше водяної пари він може містити в стані насичення і, відповідно, тим більше може бути в ньому тиск водяної пари. Відносна вологість повітря може приймати всі значення, від нуля, у випадку сухого повітря (е=0), до 100% для стану насичення (е = Е).

Відносна вологість повітря в середньому в Тернополі за рік становить 80%, найменша вона у травні (71%), найбільша вона у грудні (89%).

Відносна вологість повітря, (%)

Розділ ІІІ. Власні спостереження за хмарністю та визначення атмосферних опадів.

1. Хмари.

За походженням розрізняють хмари конвекції, хвилясті й фронтальні. Конвективні хмари утворюються в нестійких повітряних масах і пов'язані з інтенсивною конвекцією і адіабатичним охолодженням висхідною повітря. Це купчасті або купчасто-дощові хмари, в їх верхній частині з'являються льодяні кристали, а основна маса складається з крапель води. Вони мають велику вертикальну потужність і вершинами досягають висоти 15...20 км в тропічних і екваторіальних широтах.

Хвилясті хмари (шаруваті, шарувато-купчасті, висококупчасті) виникають внаслідок слабкого турбулентного переносу водяної пари вверх від земної поверхні в стійких повітряних масах, де на певній висоті міститься шар інверсії температури, водяна пара нагромаджується під тим шаром, оскільки зверху починається підвищення температури і конвекція затухає. Фронтальні хмари утворюються на атмосферних фронтах, тобто смугах. які поділяють різні повітряні маси. Коли тепле повітря рухається і витісняє холодне - це теплий фронт, а коли холодне повітря рухається, а тепло відступає - це холодний фронт. Фронт завжди нахилений відносно земної поверхні, через те, що холодне повітря підтікає під тепле у вигляді клину. Внаслідок ковзання по лінії фронту виникають шари висхідного ковзання, на теплому фронті - це перисті, перисто-шаруваті, високошаруваті, шарувато-дощові, а на холодному - перисті, перисто-купчасті, висококупчасті, купчасто-дощові зі зливовими дощами.

За висотою розрізняють: верхній ярус - вище 3...6 км (перисті, перисто-шаруваті та перисто-купчасті хмари); середній - від 2 до 4...6 км (висококупчасті, високошаруваті); нижній ярус - нижче 3 км (шаруваті, шарувато-дощові, шарувато-купчасті). Купчасті та купчасто-дощові хмари займають нижній та середній яруси, а вершини їх розміщені в верхньому ярусі. Шарувато-купчасті складаються з однакових крапель, утворюють сірі великі пасма, хвилі, купи. пластини. Від висококупчастих відрізняються меншою висотою великими розмірами куп і більшою щільністю. Рідко випадає нетривалий дрібний дощ, але найчастіше опадів не дають. Шаруваті хмари являють собою одноманітний сірий шар. подібний до туману, іноді розірваний знизу. Закривають все небо, бувають туманоподібні, хвилясті, розірвано-шаруваті. З них може падати рідкий сніг або моросити дрібнесенький дощ /мряка/. Шарувато-дощові хмари складаються з великих крапель внизу і дрібних наверху. Мають вигляд темно-сірого суцільного шару, ніби освітленого зсередини, під час дощу шар виглядає одноманітним. Випадають обложні дощі або сніг, іноді з перервами.

Купчасті та купчасто-дощові хмари - це хмари вертикального розвитку, конвективні за походженням. Купчасті хмари складаються з крапель, але опалів не дають. Це щільні високі хмари з білили купчастими та куполоподібними вершинами і плоскою основою сірого або синього кольору. Бувають такі види: плоскі, середні, потужні; є багато різновидів. Купчасто-дощові, або грозові, хмари знизу складаються з крапель, а зверху - з кристалів. Вони мають вигляд білих щільних хмар з темною основою, або гір, величезного ковадла тощо. Бувають лисі й волохаті види, з яких випадають зливові дощі, град, які супроводжуються грозою.

Хмарність. Ступені хмарності

Ступінь покриття небосхилу хмарами називають хмарністю, вона визначається в балах від 1 до 10; відповідно 10 балів - все небо (100%) вкрите хмарами. Окремо оцінюють загальну хмарність і хмарність нижнього ярусу. На всіх широтах над океанами хмарність більша, ніж над сушею. У річному ході всюди, крім Європи і субтропічного поясу, максимум припадає на літо, а мінімум - на зиму або інші пори року. В субтропіках і Європі максимальна хмарність спостерігається взимку, а мінімальна - влітку або навесні. Географічний розподіл хмарності характеризується значною хмарністю в екваторіальних широтах (5 - 6 балів), найменшою в тропіках (3 - 4 бали), поступовим збільшенням середньорічної хмарності від (4 - 5,7 балів) до субполярних широт (6 - 7,6 балів) і зниженням до 6,3 - 6,4 балів у полярних областях.

2. Загальна характеристика хмар

Хмари – не сталі утворення, для одержання надійних характеристик хмарності необхідні безперервні спостереження за формуванням, розвитком та зміною хмар. Спеціальні атласи фотографій та схем хмар дозволяють вивчати їхню різноманітність. Цьому сприяє й коротка загальна характеристика хмар.

Хмари верхнього ярусу – найвищі хмари тропосфери. Складаються з кристалів льоду. Вони світло-сірого кольору, напівпрозорі, пропускають частково прямі сонячні промені, тому предмети мають тіні.

Перисті (пір’ясті) хмари як пір’я птаха або смуги волокнистої структури.

Перисто-шаруваті хмари – тоненька прозора біляста вуаль, яка вкриває все небо чи його частину. Інколи вони також мають волокнисту структуру.

Перисто-купчасті хмари мають вигляд гряд, шарів, які складаються з дуже малих пластівців, кульок, завитків, баранців. Вони часто нагадують брижі на поверхні води чи піску.

Хмари середнього ярусу значно щільніші. Сонце та Місяць через них просвічують у вигляді розмитих плям, але прямих сонячних променів уже немає і предмети не створюють тіні.

Високо-шаруваті хмари – світло-сірий покрив різної щільності, вкривають усе небо чи його частину. Це типові змішані хмари. У яких є дрібненькі краплі та сніжинки. З них випадають слабкі опади, які влітку випаровуються і не досягають земної поверхні, а взимку з них випадає слабкий сніг.

Високо-купчасті хмари мають вигляд шарів та гряд сірого кольору, які складаються з плоских валів, дисків, пластин. Вони часто простягаються у вигляді рядів. Для них характерна іризація – райдужне забарвлення країв хмар, які спрямовані до Сонця. Іризація свідчить про те, що високо-купчасті хмари складаються з дуже дрібних крапель води.

Хмари нижнього ярусу.

Шаруваті хмари – це сірий однорідний шар. Складаються із крапель води діаметром 4-10 мкм. З них випадає мряка. Взимку при досить низьких температурах з них випадають снігові зерна (як манна крупа), маленькі сніжинки, або кристалики льоду у вигляді голок. Коли утворюється тонкий шар хмар, то диск Сонця чи Місяця може посвічувати крізь хмари. Інколи хмари можуть мати вигляд суцільного шару порваних клаптів.

Шарувато-купчасті хмари – це гряди чи шари сірих хмар, які завжди мають темні ділянки. Між окремими елементами хмар інколи просвічує небо. Зовні дещо схожі на висококупчасті хмари, але окремі елементи їх будови більші. Структурні елементи хмар у більшості випадків простягаються рядами. Складаються в основному з дрібненьких однорідних крапель з діаметром 10-14 мкм, які при від’ємних температурах зберігаються у переохолодженому стані, зрідка присутні трохи кристалів та сніжинок. Тому із щільних хмар інколи випадає мряка або слабкий сніг.

Шарувато-дощові хмари – дуже потужні хмари на атмосферних фронтах і простягаються з нижнього до верхнього ярусів. У верхній частині вони складаються з дрібненьких крапель та сніжинок, а в нижній є й великі краплі та сніжинки. Тому хмари темно-сірого кольору і небесні світила крізь них не просвічують. Під суцільним шаром шарувато-дощових хмар часто утворюються безформні накопичення розірваних хмар, які дуже темні на фоні шарувато-дощових. Із цих хмар випадають опади облогового характеру.

Хмари вертикального розвитку утворюються в результаті конвекції. Мають вигляд ізольованих щільних мас з плоскою основою та чудернацькими вершинами, які нагадують нагромадження куполів та башт. Вершини хмар сліпучо-білі, а основи сірі або темно-сірі. Найчастіше основа хмар на висоті 400-1500 м, а вершина досягає верхнього ярусу.

Купчасті хмари – спочатку у вигляді шматків вати з подальшим розвитком угору. Це окремі щільні маси з сіруватими плоскими основами та опуклими вершинами. Інколи вершини бувають плоскими, що свідчить про наявність в атмосфері інверсії, яка перешкоджає розвитку хмар угору. Складаються з крапель води і не дають опадів. При сприятливих умовах купчасті хмари перетворюються в купчасті потужні з темною основою та блискучою вируючою вершиною. У цій фазі вони можуть включати і кристали, тому з них можуть випадати опади зливового характеру.

Купчасто-дощові хмари є результатом подальшого розвитку купчастих хмар. Це велетенські гороподібні маси хмар з темною, а інколи синюватою основою та з білою вершиною частіше волокнистої структури. Часто верхня частина хмари має форму ковадла. У верхній частинні купчасто-дощові хмари складаються з кристалів льоду, а в середній з кристалів та крапель. З цих хмар випадають опади зливового характеру, часто з грозами. Тому купчасто-дощові хмари ще називають зливовими або грозовими. Вертикальна протяжність до 10км, а інколи досягають тропопаузи. Під основою цих хмар у смугах падіння опадів часто спостерігають накопичення розірваних хмар.

Елементи хмар – краплі та кристали дуже малі і вони зрівноважуються силою тертя. Швидкість падіння крапель у нерухомому повітрі дорівнює кільком долям сантиметра за секунду, а кристалів – ще менше. При наявності турбулентності краплі та кристали перебувають у завислому стані тривалий час. Вони повільно зміщуються то вниз, то вверх. Якщо відносна вологість повітря зменшується, то хмари випаровуються.

Хмара постійно змінюється: її складові постійно випаровуються і виникають знову. Хмара є лише видимою частиною води у даний момент. Це особливо помітно при утворенні хмар над вершиною гори. При безперервному перетіканні повітря через вершину у ньому відбуваються такі зміни. При піднесенні вверх повітря адіабатично охолоджується, відбувається конденсація водяної пари і утворюються хмари. Їх видно над вершиною гори, як нерухомі. Насправді ми кожної миті бачимо нову хмару. Хмари рухаються разом з повітрям і спереду постійно випаровуються. Тут повітря опускається вниз, адіабатично нагрівається і відділяється від стану насичення. З навітряного боку гори хмарипостійно наново утворюються із вологи, яка переноситься догори разом з повітрям.

На рівнині хмара так само постійно змінюється. Краплі з хмари опускаються донизу і, переходячи за її межі у ненасичене повітря, одразу випаровуються. Водяна пара переноситься вверх і знову конденсується. Цей процес іде постійно і хмара постійно відновлюється. Вважається, що конкретна купчаста хмара існує лише 10-20 хвилин, після чого ми вже бачимо по суті іншу купчасту хмару.

3) Як визначити погоду?

У літній теплий день можна спостерігати хмари, що пливуть у вигляді білосніжних кучугур, з плоскими темними основами. Такі хмари виникають на вершинах потоків повітря, що підіймаються і називаються вони купчастими. У ясну погоду купчасті хмари з'являються вранці о 9-10 годині. Спочатку їх небагато та розміри їх невеликі. До 15-16 години хмар стає більше, вони зростають догори.
Хмари повільно пливуть на фоні блакитного неба. Наближається вечір, й купчастих хмар стає все менше. До ночі небо зовсім прояснюється. Така картина купчастої хмарності вказує на збереження гарної (без опадів) погоди.
Бувають дрібні хмари у вигляді невеликих білих пластівців з різними краями на блакитному фоні неба. Вкритий ними небосхил здається ніби мармуровим. Такі хмари також вказують на погоду без опадів.
Купчасті хмари, які швидко зростають (частіше після полудня), з вершиною, що нагадує ковадло, вказують на можливість зливи з грозою і шквалом, а іноді з громом або сніжною крупою. Чим більшої висоти досягають потужні купчасто-дощові хмари, тим імовірніша сильна злива, гроза і град. Часто купчасто-дощові (ливневі) хмари насуваються стіною. Вигляд у них грізний, чутий гул бурі, що наближається.
Інколи в купчасто-дощових хмарах видно темний вал низьких грозових хмар, що крутиться. Це грозовий коловорот.
Хмари пірясті, що нагадують білосніжне пір'я, знаходяться на великій височині (600-10000 м). Підчас сходу і заходу сонця краї їх бувають рожевими. Хмари приймають найхимерніші форми та обриси в залежності від вітру, що панує на висоті утворення.
Пірясті хмари, що повільно рухаються у вигляді закруток (“кінські гриви”) — ознака гарної бездощової погоди або припинення негоди.
Ниткоподібні пірясті хмари з загнутими кінцями («кігтики») під час різкого падіння повітряного тиску є ознакою наближення циклону.
Пірясто-купчасті хмари, так звані баранці, являють собою маленькі скупчені хмаринки білого кольору з дуже слабкою тінню. Вони розташовані групами, часто рядами в один горизонтальний шар і складені дрібними кристаликами льоду. Якщо їх багато — слід чекати дощу.
Пірясті грозові хмари мають тонку і правильну структуру, що схожа з структурою пірястих ниткоподібних хмар. Однак їх розташування і форма всієї маси вказують на те, що вони є ковадлом купчасто-дощових хмар.
Одноманітні шаруваті хмари, що не мають форми, розташовуються на невеликій висоті, вони є ніби туманом, що піднявся. Вкриваючи все небо, шаруваті хмари роблять погоду похмурою і вказують на можливість дощу і довгої негоди.

4) Ознайомитись з будовою опадоміра з правилами його встановлення і вимірювання кількості опадів що випали .

Метеорологічний прилад прилад для виміру кількості опадів. Сладається з дощевимірювального відра (площа 200 см², висота 40 см), дощевимірювального стакана і спеціального захисту з 16 пластин. Кількість опадів вимірюється у міліметрах шару води. Задля постійної реєстрації (наприклад, у віддалених малодоступних місцях) використовують плювіографи, прилади безперервної реєстрації кількості опадів.

На метеостанціях кількість опадів вимірюють за допомогою опадоміра. Опадомір – це циліндричне відро, куди збираються опади. Для того, щоб вітер не видував сніг, його огороджують. Воду з відра виливають у мірний стакан. За поділками на стінках стакану визначають висоту шару опадів (в мм). Якщо випадає сніг, то опадомір вносять до теплого приміщення. Наприклад, один невеликий дощ дає шар води 1–2 мм, а сильна злива – понад 40 мм. Коли сніг розтане, вимірюють висоту шару води. Отже, опадоміром вимірюють шар води, який виник би в цьому районі на земній поверхні, якби вода нікуди не дівалася: не стікала, не просочувалася в землю і не випаровувалася. Кількість опадів за місяць дорівнює їх сумі за всі дні місяця. Сума опадів за всі місяці дає річну кількість опадів. Так, середня річна кількість опадів у Тернополі – 520-700 мм.

Кількість атмосферних опадів, що досягають поверхні землі вданому місці у вигляді дощу, граду або снігу, оцінюється товщиною шару води (у міліметрах). Воно вимірюється спеціальними приладами — опадомірами, які, як правило, розташовуються на відстані в декілька кілометрів один від одного і фіксують кількість опадів за певний проміжок часу, переважно за

24 год. Простий опадомір складається з вертикально встановленого циліндра і круглою воронкою. Дощова вода попадає у воронку і стікає у вимірюва­льний градуйований циліндр. Площа вимірювального циліндра в 10 раз менша за площу вхідного отвору воронки, так що шар води товщиною

25 мм у вимірювальному циліндрі відповідає 2,5 мм опадів, що випали. Більш складні вимірювальні прилади безперервно реєструють кількість випадаючих опадів на стрічці, укріпленій на барабані з годинниковим ме­ханізмом. Один з таких приладів забезпечений маленькою посудиною, яка автоматично перекидається і звільняється від води, а також замикає електричний контакт, коли кількість води в опадомірі відповідає шару опадів у 0,25 мм. Досить надійну оцінку інтенсивності дощу на значній території дає застосування радіолокаційного методу.Головними при­чинами відмінностей в розподілі опадів є географічне положення даного регіону, його висота над рівнем моря, відстань від океану і напрям перева­жаючих вітрів.

5) Кількість опадів та їх вимірювання.

Дощові опади вимірюють в основному опадоміром В. Д. Третьякова. Цей прилад складається з відра з площею приймальної поверхні 200 см². Відро встановлюють на стовпі так, щоб верхній край його був на висоті 2 м від поверхні землі. Від видування осадів прилад захищений рядом металевих планок, скріплених у нижній частині ланцюжком так, що всі планки мають нахил до площини обрію. Верхній кінець планок відігнутий у зовнішню сторону. Осади, що зібралися в опадомірі, вимірюють за допомогою вимірювальної склянки, кожна поділка якої відповідає шару осадів 0,1 мм у натурі.

Для безупинного й автоматичного запису кількості рідких осадів застосовують самописні дощоміри-плювіографи.

Опади потрапляють у дощомірне відро площею 500 см2. З дощомірного відра 6 вода стікає по трубці в циліндр 4 із поплавцем. До поплавця прикріплений стрижень 7 з пером 5, яке стикається зі стрічкою барабана, який обертається за допомогою годинникового механізму. При випаданні осадів поплавець піднімається і разом із ним рухається по стрічці перо, викреслюючи криву зміни кількості осадів. При заповненні циліндричної посудини доверху вода автоматично виливається з нього через сифон 2 у прийомну посудину 1, і поплавець швидко опускається (перо в цей час пише спадну лінію). При відсутності опадів перо викреслює на стрічці горизонтальну лінію.

У важкодоступних гірських районах застосовують сумарні дощоміри, що збирають опади протягом тривалого періоду часу (місяць і більше).

Зимові опади, що випадають у вигляді снігу і накопичуються за зиму в значних кількостях, грають дуже важливу роль у гідрологічних процесах. Основні характеристики снігового покриву: тривалість залягання, висота, щільність снігу, запаси води в снігу.

Характеристики режиму опадів. Добовий та річний хід опадів. Коливання сум опадів. Географічний розподіл опадів.

Кількість опадів вимірюють за шаром води в міліметрах або сантиметрах за допомогою опадомірів різних конструкцій та плювіографа, який безперервно фіксує зміни інтенсивності дощу.

Плювіограф-(від лат. pluvia — дощ і грец. — пишу) — самописний прилад для вимірювання і реєстрації кількості рідких опадів, їх інтенсивності й тривалості. В СРСР найпоширеніший П., що складається з приймальника опадів пл. 500 см2 (мал. с. 424) та з'єднаної з ним циліндричної посудини з ноплавком, на якому є стрілка з пером. Опади, потрапляючи у приймальник, піднімають поплавок, перо при цьому викреслює на паперовій стрічці криву. Стрічку закріплено на барабані, що обертається за допомогою годинник, механізму. Вертикальні лінії на ній відповідають часу, горизонтальні—кількості опадів.

Плювіограф.

.

Так звані анероїди (від грец. α, «не» та грец. νηρος, «вологий» — тобто «безводний»), у яких зміна атмосферного тиску змушує стискуватися або розширюватися гофровану металеву коробку (вакуумну камеру) з розрідженим повітрям усередині. Ці деформації, за допомогою системи важелів та шарнірів, передаються стрілці, що рухається по шкалі, на якої стоять позначки, які відповідають тиску. Показники анероїда з часом змінюються, внаслідок зміни пружності стінок коробки, тому його необхідно час від часу звіряти з ртутним барометром. Завдяки своїй портативності, широко застосовується в експедиціях, а також як висотоміри (тоді шкалу анероїда градуюють у метрах).

До шкали анероїда часто прикріплений дугоподібний термометр, який служить для внесення поправки на температуру. Похибка вимірювань анероїд становить 1-2 мбар. Для отримання істинного значення тиску анероїд потребує три поправки:

Барометр був винайдений учнями Галілео Галілея, італійцями Еванджеліста Торрічеллі та Вінченцо Вівіані у 1643 році. Виходячи з уявлення, що ми живемо на дні повітряного океану, що тисне на нас. Торрічеллі запропонував Вівіані зміряти цей тиск за допомогою запаяної з одного кінця трубки («трубка Торрічеллі»), заповненою ртуттю. При перекиданні трубки у посудину з ртуттю, ртуть з трубки виливалась не повністю, а зупинялася на деякій висоті, так, що в трубці над ртуттю утворювався порожній простір. За допомогою «трубки Торрічеллі» в 1664 році французький фізик і математик Блез Паскальдовів існування тиску атмосфери. Декарт відразу ж запропонував ідею вимірювання атмосферного тиску на різних висотах, яка також була реалізована Паскалем в 1648 році. У 1665 році англійський фізик і хімік Роберт Бойль назвав новий прилад барометром. У 1670 році англійський вчений Роберт Гук розробив шкалу барометра, де низький тиск відповідав дощу і шторму, а високий — гарній і сухій погоді. Такі позначення ми можемо бачити і на сучасних побутових барометрах, хоча такої простої залежності між тиском і погодою не існує, бо зв'язок цей набагато складніше.

Поява першого барометра без ртуті пов'язане з ім'ям французького юриста Люсьена Віді, що став інженером-теплотехніком. Вивчення манометрів пробудило його інтерес до барометрів. У 1844 році, він побудував і запатентував барометр-анероїд. Проте інструмент, не отримав успіху у Франції і Віді звернувся до ринку Великої Британії, де йому пощастило більше. Але його патент скоро став центром тривалої судової тяжби між Віді й іншими винахідниками подібних інструментів.

Плювіограф— самописний прилад для постійної реєстрації рідких атмосферних опадів, їхньої інтенсивності та проміжку часу випадіння.

Принцип дії плювіографа моделі П-2 — використання залежності переміщень поплавків від рівня зібраних рідких опадів у поплавковій камері. Приймачем слугує циліндрична ємкість площею 500 см². Вертикальні рухи поплавка реєструються на розлінованому міліметровому папері (закріпленому на барабані) чорнильним пером. Барабан рухається завдяки годинниковому механізму. Вертикальні лінії на папері відповідають часові, а горизонтальні — кількості опадів, що випали. Запис починається від нижньої межі (від нуля); при заповненні камери до 10 мм перо досягає верхньої межі діаграми, після автоматичного зливу води у приймальне відро запис знову починається від нуля.

6) Вимірювання температури повітря і грунту.

Термо́метр — прилад для вимірювання температури шляхом перетворення її в покази або в сигнал, що є відомою функцією температури. Частина термометра, яка перетворює теплову енергію у сигнал на основі іншого виду енергії, називається чутливим елементом або вимірювальним перетворювачем. Прилад може бути проградуйований у різних шкалах (шкала Цельсія,шкала Кельвіна, шкала Фаренгейта).

• Температура повітря.

Для вимірювання температури повітря використовують термометри, які в стаціонарних умовах встановлюють у психрометричній будці БП – 1. Психрометричні термометри встановлюють вертикально резервуарами на схід на спеціальних штативах. Температуру повітря на посівах чи насадженнях вимірюють аспіраційним психрометром МВ – 4М, який розміщують горизонтально на спеціальних підставках з таким розрахунком, щоб на резервуари не попадали прямі сонячні промені.

• Температура ґрунту.

Вимірюють її за допомогою термінових, максимальних і мінімальних термометрів з ціною поділок 0,5 0 с. Терміновий термометр ТМ-3 використовують для визначення t

0 на час спостереження, максимальний ТМ- 1 – для фіксації найвищої, а мінімальний ТМ-2 – найнижчої t0 за період між спостереженнями. Усі три термометри вставляють у невеликі заглиблення, злегка вдавлюючи їх у грунт, щоб резервуар наполовину був у ґрунті і тісно приставав до нього. Терміновий і мінімальний термометр встановлюють горизонтально, а максимальний – з невеликим нахилом до резервуара, щоб ртуть у капілярі не витікала з резервуара . Температуру ґрунту на глибині орного шару вимірюють за допомогою термометра – Щупа АМ-6 або колінчастого термометра ТМ-5. Через 10-15 хв. після встановлення термометра знімають показники t 0 грунту. Для визначення t0 ґрунту до глибини 1м і більше використовують витяжні термометри з ціною поділки 0,20 С. Їх владують в труби, що вставлені в свердловини, труби виходять над поверхнею на висоту 50 см.

Термометр-пращ

Ртутний термометр для вимірювання температури повітря в експедиційних умовах. При вимірах Т.-п. обертають над головою на шнурі в горизонтальній площині, зі швидкістю 1-2 об / с, поки показання термометра не встановиться.

Термограф — автоматичний прилад для вимірювання та реєстрації температури повітря або рідини. Під впливом коливань температури відбувається деформація приймальної частини термографа, це передається на стрілку з пером і фіксується на діаграмній стрічці у вигляді кривої. В метеорології найпоширеніші томографи, чутливим елементом якого є вигнута біметалічна пластинка. Різні модифікації термографів використовуються у промисловому виробництві, де необхідний контроль температури. Комп’ютерний термограф - апарат, який здатний вловлювати на відстані різницю температур і зображувати її в різних кольорах.

Витяжний термометр

Грунтовий термометр для вимірювання температури на глибинах. Такі термометри встановлюються серіями для вимірювання температур на глибинах 40, 80, 160 і 320 см. В. Т. складається з укладеного в металеву оправу ртутного термометра, насадженого на дерев'яну палицю. Для установки В. Т. бурять свердловину до заданої глибини і вводять в неї ебонітову трубку з металевим дном, в яку опускають В. Т. до щільного прилягання оправи до дна трубки. При спостереженнях спостерігач витягує термометри з ебонітових трубок і виробляє відліки.

7) Вимірювання атмосферного тиску.

Ртутний барометр - рідинної барометр, в якому атмосферний тиск вимірюється по висоті стовпа ртуті в запаяної зверху трубці, опущеної відкритим кінцем у посудину з ртуттю.

У своєму творі "Opera geometrica" (Флоренція, 1644) Торрічеллі викладає свої відкриття та винаходи, серед яких найважливіше місце займає винахід ртутного барометра.

Ртутні барометри - найбільш точні прилади, ними обладнані метеорологічні станції, по них перевіряється робота інших видів барометрів.

Барометр анероїд

Приймальної частиною анероїда служить циліндрична металева коробка з концентрично-гофрованими (для більшої рухливості центру) підставами, всередині якої створено розрідження. При підвищенні атмосферного тиску коробка стискається і тягне прикріплену до неї пружину; при зниженні тиску коробка роздувається, штовхаючи пружину. Переміщення кінця пружини через систему важелів передається на стрілку, що переміщається по шкалі. В останніх конструкціях замість пружини застосовують більш пружні коробки.

До шкалою анероїда може бути прикріплений дугоподібний термометр-компенсатор, який служить для внесення поправки в показання анероїда на температуру. Для отримання істинного значення тиску свідчення анероїда потребують поправок, які визначаються порівнянням з ртутним барометром. Поправок до анероїда три:

на шкалу - залежить від того, що анероїд неоднаково реагує на зміну тиску в різних ділянках шкали на температуру - обумовлена ​​залежністю пружних властивостей анероїдних коробки і пружини від температури додаткова, обумовлена ​​зміною пружних властивостей коробки і пружини з часом.

Похибка вимірювань анероїда становить 1-2,5 мбар. Внаслідок своєї портативності анероїди широко застосовуються в експедиціях і побуті. Крім того, анероїди використовуються також як висотоміри. У цьому випадку шкалу анероїда градуіруют в метрах.

Барометр-анероїд - один з основних приладів, використовуваний метеорологами для складання прогнозів погоди на найближчі дні, так як її зміна залежить від зміни атмосферного тиску.

Баро́граф

Барограф - прилад для безперервного запису зміни атмосферного тиску. Складається з приймальної частини, передавального механізму, з'єднаного з пером, та барабана з стрічкою, який обертається за допомогою годинникового механізму. Розрізняють в залежності від принципу дії Б. анероїдні та ртутні.

8. В ітер, його швидкість та напрямок.

Вітер - це горизонтальний рух повітря відносно земної поверхні, обумовлений порушенням рівноваги атмосфери. Він є однією з метеорологічних величин, що визначають значний вплив на життя і діяльність людини. Добре відома позитивна роль вітру, що очищає атмосферу міст від пилу, промислових забруднень, пом'якшує літню спеку. Вітер є також одним з джерел енергетичних ресурсів. Але нерідко він завдає значної шкоди різним галузям народного господарства. Сильний вітер (буревій) видуває посіви, руйнує будівлі, пошкоджує лінії зв'язку та електропередач, зриває верхній родючий шар ґрунту і виносить його на великі відстані. Вітер характеризується напрямком і швидкістю, які визначаються особливістю баричного рельєфу і значенням баричного градієнту. На режим вітру впливають також фізико-географічні умови району. Швидкість вітру виражається в метрах за секунду, кілометрах за годину (особливо при обслуговуванні авіації) і у вузлах (морських милях за годину). Щоб перевести швидкість з метрів за секунду у вузли, досить помножити число метрів у секунду на 2. Силу вітру визначають по дванадцятибальній шкалі Бофорта. Вона названа на честь англійського адмірала Ф. Бофорта, який визначав швидкість вітру візуально по його дії на навколишні предмети або по хвилюванню моря. У 1963 р. Всесвітня метеорологічна організація уточнила цю шкалу, додавши до неї еквівалентні значення швидкості вітру для кожної градації в балах, де 1 бал приблизно дорівнює 2 м/с

Розрізняють згладжену швидкість вітру за деякий невеликий проміжок часу, протягом якого робляться спостереження, і миттєву швидкість вітру, що сильно коливається і часом може бути значно чи нижче вище згладженої швидкості. Анемометри звичайно дають значення згладженої швидкості вітру, і надалі мова буде йти про неї. У земної поверхні найчастіше приходиться мати справу з вітрами, швидкості яких рідко перевищують 12-15 м/с. Але все-таки в штормах і ураганах помірних широт швидкості можуть перевищувати 30 м/с, а в окремих поривах досягати 60 м/с. У тропічних ураганах швидкості вітру доходять до 65 м/с, а окремі до 100 м/с. У дрібномасштабних вихрах (смерчі, тромби) можливі швидкості і більш 100 м/с. У так званих струминних плинах у верхній тропосфері і нижній стратосфері середня швидкість вітру на великій площі може доходити до 70-100 м/с. Швидкість вітру в земної поверхні виміряється анемометрами різної конструкції. Найчастіше вони засновані на тім, що тиск вітру приводить в обертання прийомну частину приладу (чашковий анемометр, млинковий анемометр і ін.) чи відхиляє її від положення рівноваги (дошка Вільда). По швидкості обертання чи по відхиленню можна визначити швидкість вітру. Є конструкції, засновані на манометричному принципі (трубка Піто). Мається ряд конструкцій самописних приладів - анемографів і (якщо виміряється також і напрямок вітру) анеморумбографів. Прилади для виміру вітру на наземних станціях установлюються на висоті 10-12 м над земною поверхнею. Вимірюваний ними вітер називається вітром у земної поверхні. Напрямок вітру визначається за допомогою флюгера, що обертається біля вертикальної осі. Під дією вітру флюгер приймає положення по напрямку вітру. Флюгер звичайно поєднується з дошкою Вільда. Так само як і для швидкості, розрізняють миттєвий і згладжений напрямки вітру. Миттєві напрямки вітру значно коливаються біля деякого середніх (згладженого) напрямку, що визначається при спостереженнях по флюгеру. Однак і згладжений напрямок вітру в кожнім даному місці Землі безупинно міняється, у різних місцях у той самий час він діє по-різному. В одних місцях вітри різних напрямків мають за тривалий час майже рівну повторюваність і добре виражену перевагу одних напрямків вітру над іншими протягом усього року чи сезону. Це залежить від умов загальної циркуляції атмосфери і почасти від місцевих топографічних умов. При кліматологічній обробці спостережень за вітром можна для кожного даного пункту побудувати діаграму, що представляє собою розподіл повторюваності напрямків вітру по основних румбах, у виді так називаної рози вітрів. Від початку полярних координат відкладаються напрямки по румбах обрію (8 чи 16) відрізками, довжини яких пропорційні повторюваності вітрів даного напрямку. Кінці відрізків можна з'єднати ламаною лінією. Повторюваність штилів указується числом у центрі діаграми (на початку координат). При побудові рози вітрів можна врахувати ще і середню швидкість вітру по кожнім напрямку, помноживши на неї повторюваність даного напрямку. Тоді графік покаже в умовних одиницях кількість повітря, що переноситься вітром кожного напрямку. Для представлення на кліматичних картах напрямок вітру узагальнюють різними способами. Можна нанести на карту в різних місцях рози вітрів. Можна визначити рівнодіючу усіх швидкостей вітру (розглянутих як вектори) у даному місці за той чи інший календарний місяць протягом багаторічного періоду і потім узяти напрямок цієї рівнодіючої як середній напрямок вітру. Але частіше визначається переважаючий напрямок вітру. Для цього визначається квадрант із найбільшою повторюваністю. Середня лінія квадранта приймається за переважний напрямок. Вітер, як усякий вектор, можна зобразити стрілкою, причому довжина стрілки повинна характеризувати числове значення швидкості, а напрямок - той напрямок, куди вітер дме. Наприклад, у випадку північно-східного вітру стрілка повинна бути спрямована на південний захід. В одних місцях на карті лінії струму зближаються, сходяться, в інших - розходяться. Буває, що лінії струму сходяться в одній точці - точці збіжності, як би вливаючись в неї з різних сторін, чи, навпаки, вони розходяться в усіх напрямках від однієї точки - точки розбіжності, У деяких випадках лінії струмів вливаються в одну лінію - чи навпроти, лінії розходяться від однієї лінії - лінії розбіжності. Якщо на поле з лінією збіжності накладається переносний рух, то може вийти, що лінії струму спрямовані до ліній збіжності тільки з одного боку, а з іншого виходять з цієї лінії. Таку лінію збіжності називають однобічною. Лінії струму можна будувати і для середніх умов, наприклад по переважним напрямках вітру чи по рівнодіючим вітру за багаторічний період. Легко зрозуміти, що збіжність ліній струму повинна супроводжуватися висхідним рухом повітря, що стікається, а розбіжність, напроти, що низхідним рухом повітря, що розтікається. Частково лінії струму можуть сходитися чи розходитися унаслідок впливу тертя на повітря, що рухається. Крім того, збіжність чи розбіжність може бути пов'язана з топографією чи орографією поверхні, що підстилає. Якщо повітря тече по руслу, що звужується, наприклад між гірськими хребтами, лінії струму сходяться, якщо по руслу, що розширюється - розходяться.

Поривчастість вітру. Вітер постійно і швидко міняється по швидкості і напрямку, коливаючись біля якихось середніх значень. Причиною цих коливань (пульсацій, чи флуктуацій) вітру є турбулентність, про яку вже була мова. Коливання вітру можна реєструвати чуттєвими самописними приладами. Вітер, що володіє різко вираженими коливаннями швидкості і напрямку, називають поривчастим. При особливо сильній поривчастості (більше 20 м/с) говорять про шквалистий вітер. При звичайних станційних спостереженнях за вітром визначають середній (згладжений) напрямок і середню його швидкість за проміжок часу порядку декількох хвилин. При спостереженнях по флюгеру Вільда спостерігач повинен протягом двох хвилин стежити за коливаннями флюгарки і дошки Вільда й у результаті визначити середній (згладжений) напрямок і середню (згладжену) швидкість за цей час. Чашковий анемометр дає можливість визначити середню швидкість вітру за будь-який кінцевий проміжок часу. Однак, становить інтерес також і вивчення поривчастості вітру. Поривчастість можна характеризувати відношенням амплітуди коливань швидкості вітру за деякий проміжок часу до середньої швидкості за той ж час, при цьому береться або середня, або амплітуда, найчастіше зустрічається. Під амплітудою мається на увазі різниця між послідовними максимумом і мінімумом миттєвої швидкості. Є й інші характеристики мінливості, у тому числі до напрямку вітру. Поривчастість тим більше, чим більше турбулентність. Отже, вона сильніше виражена над сушею, чим над морем; особливо велика в районах зі складним рельєфом місцевості; більше влітку, чим узимку; має післяполудневий максимум у добовому ході. У вільній атмосфері турбулентність може призводити до бовтанки літаків. Бовтанка особливо велика в сильно розвинутих хмарах конвекції. Але вона різко зростає і при відсутності хмар у зонах так званих струменевих плинів.

9) Вимірювання вологості та швидкості руху повітря

Вологість повітря зумовлюється наявністю в ньому водяної пари. Маса водяної пари може змінюватись як за абсолютною величиною, так і за ступе­нем насичення, що відповідно характеризується абсолютною і відносною во­логістю.

Абсолютна вологість повітря т кількісно дорівнює масі водяної пари в грамах, що міститься в 1 м повітря, тобто її густині.

Коли температури невисокі і пара далека від стану насичення (в цьому разі до водяної пари можна застосувати рівняння Менделєєва - Клапейрона), значення абсолютної вологості мало відрізняється від парціального тиску во­дяної пари в повітрі.

Тому прийнято визначати абсолютну вологість також через величину парціального тиску водяної пари і виражати її в одиницях тиску.

Під відносною вологістю слід розуміти відношення абсолютної волого­сті до маси або до парціального тиску водяної пари, яка насичує простір при тій самій температурі. Це відношення виражають у процентах.

Точкою роси називається температура, при якій наявна в повітрі водяна пара стає насиченою, тобто починає конденсуватися на охолодженій поверх­ні.

Основні способи визначення вологості повітря ґрунтуються на методах точки роси і психрометра.

Метод точки роси.

Вологість повітря методом точки роси визнача­ють гігрометром Ламбрехта. Він складається з тонкого металевого полірова­ного диска 1, на зворотному боці якого є резервуар 5. У резервуар наливають ефір і вставляють термометр 3 через отвір 4. Через другий отвір за допомо­гою гумової трубки з грушею 6 продувають повітря. Ефір швидко випарову­ється і диск 1 при цьому охолоджується. Одночасно охолоджується і повітря, що прилягає до диска, а на поверхні диска виступає роса внаслідок конденса­ції водяної пари з повітря (поверхня диска стає ніби матовою, що добре помі­тно, коли порівнювати її з блискучою поверхнею кільця 2). Фіксують темпе­ратуру, що відповідає моменту потемніння поверхні диска 1 t_Р1. Припинивши продування повітря, визначають температуру t_Р2 зникнення роси. Для обчис­лення вологості повітря беруть за точку роси t_Р середнє арифметичне вели­чин t_Р1 і t_Р2.

Визначення вологості повітря можна здійснити за методом точки роси без застосування ефіру, якщо скорис­татися конденсаційним гігрометром (рис.). Основною частиною його є виготовлений з червоної міді диск 3 з стержнем 2, верхня плоска поверхня диска покрита ніке­лем і прошліфована до блиску. Стержень 2 поміщають у посудину Дьюара 1 з танучим льодом. Температуру точки роси вимірюють диференціальною термопарою 4. Тут та­кож фіксують температуру у момент виникнення та зник­нення роси і знаходять середнє значення t_Р.

З таблиць визначають густину насичуючої водяної пари при температурі t_р, тобто абсолютну вологість. Знаючи кімнатну темпе­ратуру t_к, з таблиць знаходять густину насичуючої водяної пари. Відношення цих двох величин і дає значення відносної вологості повітря.

Метод психрометра. Якщо взяти два однакових нормальних тер­мометри, кулька одного з яких неперервно змочується водою через батист, занурений у склянку з водою, то покази обох термометрів («сухого» і «мок­рого») відрізнятимуться. Внаслідок випаровування води з батисту мокрий термометр показуватиме нижчу температуру, ніж сухий. Чим менша воло­гість навколишнього повітря, тим інтенсивніше випаровування і тим менші покази мокрого термометра. Значення показів сухого t_с і мокрого t_м термоме­трів дають можливість визначити вологість повітря.

Покази мокрого термометра в психрометрі дещо відрізняються (в бік завищення) від справжньої температури мокрого термометра. Пояснюється це тим, що кульці мокрого термометра передається певна кількість теплоти випромінювання навколишніх тіл і деяка кількість її надходить через висту­паючий стовпчик ртуті термометра, що має температуру навколишнього по­вітря. Щоб зменшити цей вплив, треба захистити кульку екранами, обгорну­ти батистом виступаючий стовпчик ртуті, підвищити швидкість руху повітря і цим збільшити швидкість випаровування.

Як показують спеціальні дослідження, при швидкості повітря 1,5 - 2 м/с і температурі мокрого термометра t_м > 20°С помилка становить приблиз­но 1% психрометричної різниці, і нею можна знехтувати.

Психрометричну формулу можна вивести з рівняння теплового балансу для кульки мокрого термометра; кількість теплоти Q₁, передана від повітря в стаціонарному стані (температура мокрого термометра вже встановилась) і при відсутності тепловитрат, дорівнює кількості теплоти Q₂, потрібної для випаровування води з поверхні батисту S, тобто

деa - коефіцієнт теплообміну; Н - питома теплота випаровування, g_m - шви­дкість випаровування з одиниці поверхні. Рівняння (1) віднесемо до оди­ниці часу.

Найпростіший тип психрометра - психрометр Августа - показано на рис.2.

Психрометричний коефіцієнт А дуже залежить від швидкості руху по­вітря в області малих значень швидкості, а при великих швидкостях зміню­ється мало. Тому запропоновано конструкцію психрометра з примусовим ру­хом повітря (рис.3). Це так званий аспіраційний психрометр.

Кулька правого термометра обгорнута батистом. Лівий термометр су­хий. По двох трубках 1, в які вміщено термометри 2, повітря з швидкістю 3 - 5 м/с продувається вентилятором 3. Батист змочують дистильованою водою за допомогою груші і піпетки.

За показами термометрів визначають температури t_с і t_м, коли вони встановляться при роботі вентилятора на повну потужність. Знаючи t_с і t_т і користуючись таблицями, визначають т і j.

Швидкість руху повітря в приміщеннях вимірюють приладами-анемометрами: термоанемометрами, анемометрами чашковими, індукційними та крильчастими.

При вимірюванні в приміщеннях малих швидкостей руху повітря можна користуватися кататермометром (від 0,02 до 1 м/с). Це спиртовий термометр, шкала якого поділена на три градуси (35-38 °С). Для визначення швидкості руху кататермометр підігрівають у воді з температурою 65-75 °С до того моменту, коли спирт із термобалона заповнить капіляр і підніметься до половини верхнього розширення. Після цього кататермометр виймають з води, протирають насухо і підвішують в зоні, де треба визначити швидкість руху повітря. За секундоміром фіксують час охолодження приладу від температури 38°С до температури 35°С. По таблиці або по графіку, що додається до приладу, визначають фактичну швидкість руху повітря.

Анемометр - прилад для вимірювання швидкості, а часто і напрямку руху потоків (газів і рідин), наприклад, повітря (вітромір). За конструкцією анемометри розподіляються на крильчасті, чашкові та термоелектричні. Найпростішим типом анемометрів є флюгер. Швидкість потоку вимірюється за швидкістю обертання ротора з лопатками або півкулястими чашками. При виникненні повітряного потоку, вітер штовхає чашечки, які починають крутитися навколо осі. Залежно від конструкції анемометра, він або заміряє число обертів чашечок навколо осі за заданий час, що дорівнює певній відстані, після чого розраховується середня швидкість вітру: відстань ділиться на час (анемометр ручний). Або чашечки з’єднані з електричним індукційним тахометром, що дозволяє приладу відразу показувати швидкість вітру на даний момент, без додаткових обчислень, і слідкувати за змінами в швидкості вітру в режимі реального часу (анемометр індукційний).

Сучасні анемометри мають значно ускладнену конструкцію. Лопасті і вимірювач розміщені в міцному корпусі, який не тоне у воді, настройки дозволяють вказувати одиниці вимірювання, які буде відображати анемометр на дисплеї. Використання додаткових пристосувань значно покращує результати вимірювань. Сучасні анемометри, крім швидкості повітряного потоку, здатні також вимірювати об’єм повітря, який проходить через крильчатку та визначати його температуру.

Основні технічні характеристики анемометра:

а) діапазон вимірювання швидкості (м/с);

б) чутливість (м/с);

в) основна похибка (м/с);

г) час вимірювання (с);

д) час індикації показників (с);

е) габаритні розміри (мм);

є) маса (кг).

Анемометри легкі і невеликі за розмірами, завдяки чому, застосування їх на виробництві та в подорожах не викликає ніяких труднощів.

Швидкість повітря є важливим параметром стану атмосфери і повинна враховуватися при проектуванні, монтажі та налаштуванні систем вентиляції і кондиціонування. Анемометри знаходять широке застосування при вимірюванні швидкості повітря у системах вентиляції і кондиціонування промислових і громадянських споруд, у лабораторіях з охорони праці для атестації робочих місць, а також при метеорологічних дослідженнях. У гірничій справі анемометр використовується для контролю повітряного режиму шахти, кар’єру тощо.

ВИСНОВОК

Отже, на польовій практиці із метеорології і кліматології ми закріпили теоретичні знання про взаємозв’язок метеорологічних елементів і взаємодію нижніх шарів атмосфери з підстилаючою поверхнею, навчилися працювати з метеорологічними приладами, вести метеорологічні спостереження, аналізувати їх, обробляти інформацію, складати характеристику клімату району дослідження. За літературними джерелами ознайомились із особливостями клімату району, ознайомились з принципами роботи метеорологічних приладів, методикою спостережень за окремими метеорологічними елементами, правилами запису їх та обробки. У звіті із польової практики ми склали характеристику погоди за даними спостережень метеостанції (метеомайданчика), склали характеристику мікроклімату місцевості Тернопільської області.

Список використаної літератури

1. http://allref.com.ua/skachaty/Vimiryuvannya_vologosti__ta_shvidkosti_ruhu_povitrya/

2. http://www.lnu.edu.ua/faculty/geology/phis_geo/fourman/E-books-FVV/Interactive%20books/Meteorology/Meteo-climat/Meteo-pressure-winds.htm

3. http://www.meteoprog.ua/ua/climate/Ternovka/

4. http://www.lnu.edu.ua/faculty/geology/phis_geo/fourman/E-books-FVV/Interactive%20books/Meteorology/Air%20and%20Atmosphere.htm

5. http://www.ggf-dnu.org.ua/publ/sbornik_konferencii_2007/osoblivosti_klimatu_mista_ternopolja/10-1-0-305