meteorologiya_ta_klimatologiya Copy

ках. Висіяні реагенти у хмари чи тумани призводять до збільшення розмірів крапель і кристалів, які осідають на землю. Засівають хмари і тумани не на самому аеродромі, а перед аеродромом, враховуючи напрямок та швидкість вітру.

Отже, використовуючи відповідні реагенти, людина навчилася вирішувати три завдання: а) планово збільшувати кількість опадів у відповідному районі, б) захищати сільськогосподарські культури (найчастіше виноградники, сади та інші цінні культури) від пошкодження чи знищення їх градом, в) розсіювати низькі хмари чи тумани над аеродромом або іншими місцями. Вартість подібних робіт дуже велика.

Менше успіхів досягнуто при розсіюванні теплих хмар та туманів. В Україні до 80% туманів – це теплі тумани. Для їх розсіювання застосовують гігроскопічні речовини: NaCl, CaCl2, NH4Cl тощо. В тумані чи хмарі розсіюють певну кількість гігантських гігроскопічних ядер з діаметром 5-50мкм у вигляді порошку або крапель концентрованих розчинів. Оскільки тиск насиченої водяної пари над краплями розчину солей гігроскопічних речовин нижчий від її тиску над краплями туману, то краплі туману випаровуються, а краплі розчину швидко збільшуються у розмірі.

Збільшені краплі розчину, досягши розміру 30-70мкм за рахунок перегонки пари, падають під дією сили тяжіння, захоплюючи на своєму шляху дрібні краплини. У результаті гравітаційної коагуляції краплі швидко зростають у розмірах і випадають на землю у вигляді мряки. За рахунок цього дальність видимості в тумані може збільшитись на 50-60%.Для підтримання зони покращеної видимості реагент слід розсіювати безперервно протягом необхідного часу.

Варто зауважити, що використання гігроскопічних речовин для розсіяння туманів на аеродромах супроводжується значним посиленням корозії металевих конструкцій.

Теплові методи передбачають безпосереднє нагрівання повітря, у якому утворився туман, до температури, за якої відбудеться випаровування крапель туману, а відносна вологість повітря зменшиться наближено до 90%. Але для нагрівання 1м3 ізольованого об’єму повітря потрібно 6 кДж тепла, а в реальних умовах атмосфери навіть при дуже слабкому вітрі витрати багаторазово збільшуються. Стаціонарні установки на аеродромах споживають 400 тис.л пального за 1 год. Це дуже дорого.

Теплові методи включають і використання спеціальних метеотронів, за допомогою яких створюють локальні вертикальні конвективні потоки повітря, що дозволяють впливати на хмари.

5.21. Режим атмосферних опадів

Кількість атмосферних опадів вимірюється в мм шару води, який би утворився якби після дощу вода не стікала, не випаровувалась і не просочувалась у грунт. Такий шар води може бути лише у відрі опадоміра. Цей шар води стосується всієї території де спостерігались опади, а не одиниці площі. Шляхом обчислень можна визначити, що шар води товщиною 1мм на площі 1 м2 відповідає 1л води, на площі 1га – 10 м3, на площі 1км2 – 1000 м3. Такі обчислення роблять меліоратори, оскільки потрібно знати скільки води потрібно подати на одиницю площі для оптимального її зволоження.

121

Другою важливою характеристикою зволоження території є кількість днів з опадами. За день з атмосферними опадами вважають день, коли було зафіксовано не менше 0,1 мм опадів. Окремо можна обчислити кількість днів з опадами більше 1мм, більше 10 мм тощо. Визначаються й інші показники режиму опадів.

5.21.1. Добовий хід атмосферних опадів

Розподіл опадів протягом доби часто досить рівномірний і навіть за середніми багаторічними величинами складно виявити якісь закономірності. Однак у більшості випадків на суходолі виділяють два типи добового ходу опадів: континентальний тип та береговий.

В умовах континенту протягом доби існує два мінімуми. Основний максимум опадів спостерігається у післяполуденні години, а вторинний – рано вранці. Основний мінімум спостерігається після опівночі, а вторинний – перед полуднем. Основний максимум обумовлений найбільшим розвитком конвекції саме в ці години, а вторинний – формуванням шаруватоподібних хмар в результаті нічного охолодження. Головний максимум добре виражений влітку, тобто в сезон переважання конвективних опадів.

На узбережжях морів існує один максимум та один мінімум опадів. Максимум спостерігається уночі та вранці, а мінімум у післяполудневі години. Краще це проявляється влітку, коли добре виражена бризова циркуляція. При денному бризі на плоских узбережжях морів конвекція відсутня і переважає малохмарна погода. Далі у глибину суходолу морське повітря поступово прогрівається, у ньому збільшується нестійкість стратифікації і, як наслідок, розвиваються конвективні хмари і випадають опади.

5.21.2.Річний хід атмосферних опадів

Урічному ході опадів виділяють вісім основних типів, серед яких не всі

типи різко відрізняються між собою. Ці типи залежать від умов загальної циркуляції атмосфери та місцевих фізико-географічних умов.

1.Екваторіальний тип. На широті від 100пн.ш. до 100пд.ш. виділяється два дощові сезони, відділені порівняно сухими сезонами. Дощові сезони бувають під час рівнодення, коли зона конвергенції в середині тропічних широт перебуває найближче до екватора і тут найбільше розвинена конвекція. Основний мінімум опадів тут співпадає з літом північної півкулі, коли тропічний фронт зміщується на північ найдалі від екватора. Так, на станції Лібревіль (0,50пн.ш., 9,50с.д.) у лютому випадає 220 мм, у березні 340 мм, у липні 3 мм, у листопаді 380 мм, протягом року 2410 мм.

2.Тропічний тип. З наближенням до тропіків обох півкуль два дощові сезони об’єднуються в один літній. Поблизу тропіків близько чотирьох місяців ідуть сильні дощі, а решта місяців сухі. Так, на станції Сан-Паулу (23,50пд.ш., 46,60з.д.) у липні випадає 40 мм, а в лютому (літо) 220 мм, протягом року 1430 мм. На станції Хартум (Судан 23,50пн.ш.) з листопада до квітня дощів не буває, а в серпні 60мм, протягом року 135 мм.

3.Тип тропічних мусонів. В середині тропічних широт, де добре виражені тропічні мусони (басейн Індійського океану, Гвінейська затока) річний максимум спостерігається влітку, а мінімум узимку, як і у другому типі, але з біль-

122

шою амплітудою. Так, на станції Бомбей (18,90пн.ш., 72,90с.д.) у грудні-квітні випадає 1-3 мм, у липні 638мм, протягом року 1862 мм. Під впливом орографії ця різниця може значно збільшитись. Так, на станції Черапунджі (25,30пн.ш., 91,80с.д.) у грудні випадає 9 мм, а в липні 2566 мм, протягом року близько

11000 мм.

4.Середземноморський тип. Цей тип добре виражений у західних частинах материків субтропічних широт і на прилеглих островах. Це країни Середземномор’я, Каліфорнія, південь Африки та Австралії, південний берег Криму та пустелі середньої Азії. Максимум опадів тут спостерігається зимою або восени, а мінімум влітку. Зимою тут спостерігається активна циклонічна діяльність на середземноморській гілці полярного фронту, а влітку на цю територію впливають субтропічні антициклони, які обумовлюють малохмарну суху погоду. Обидва сезони тривають близько півроку кожен. Так, на станції Гібралтар (36,10пн.ш., 5,40з.д.) у липні випадає 1 мм, у листопаді 160 мм, протягом року 910 мм; На станції Ялта (44,50пн.ш., 34,20с.д.) у січні випадає 80 мм, у серпні 30 мм, протягом року 600 мм; на станції Ташкент (41,30пн.ш., 68,30с.д.) у вересні 1 мм, у березні 60 мм, протягом року 350 мм.

5.Континентальний тип помірних широт. Найбільше опадів тут випадає влітку, а найменше зимою. Особливо добре цей тип виражений в Азії, оскільки тут взимку панує добре виражений Азіатський антициклон, який обумовлює малохмарну суху морозну погоду. Так, у Києві (50,50пн.ш., 30,50с.д.) протягом січня-лютого випадає 45-48 мм, а в липні 87 мм, протягом року 635 мм, в Тобольську (58,20пн.ш., 68,20с.д.) у лютому випадає 15 мм, а в липні 80 мм, протягом року 440 мм.

6.Морський тип помірних широт. У морському типі узимку інтенсивніша циклонічна діяльність. Тому у морському кліматі більше опадів буває взимку ніж улітку і у багатьох місцевостях річна амплітуда мала. Так, над океаном і на західному узбережжі Європи найбільше опадів буває восени та зимою, найменше весною та на початку літа. Ось на станції Валенсія (51,80пн.ш., 10,20з.д.) у травні випадає 80 мм, у грудні 160 мм, протягом року 1430 мм.

7.Мусонний тип помірних широт. Такий тип спостерігається переважно на сході Азії. Тут найбільше опадів випадає влітку, як і в континентальному типі, а найменше взимку, але амплітуда річного ходу більша в основному за рахунок збільшення літніх опадів. Так, на станції Владивосток (43,10пн.ш., 131,90с.д.) у січні випадає лише 10 мм, у вересні 110 мм, а протягом року 570 мм.

8.Полярний тип. Над суходолом у полярному типі спостерігається літній максимум опадів. Протягом року інтенсивність циклонічної діяльності тут змінюється мало, але влітку температура повітря вища і тому у ньому більше водяної пари. Так, на станції Нижньоколимськ (68,60пн.ш., 161,10с.д.) з лютого до травня випадає щомісячно 5-6 мм, у червні 40 мм, протягом року 170 мм.

У прибережній зоні Арктики та Антарктики найбільше опадів може спостерігатись зимою внаслідок вищої температури над поверхнею морів та досить інтенсивної циклонічної діяльності. Так, на станції Грин-Харбор (Шпіцберген 78,00пн.ш., 14,20с.д.) у липні випадає 10 мм, а у грудні 40 мм, протягом року 320

123

мм, на станції Мирний (66,50пд.ш., 93,00с.д.) у січні 4 мм, у липні 106 мм, протягом року 626 мм.

5.21.3. Тривалість та інтенсивність опадів

Кількість днів з опадами 0,1мм і більше змінюється у великих межах. На півночі Східної Європи буває 200-220 днів з опадами, 180-190 днів у Білорусії. В Україні спостерігається поступове зменшення їх кількості від 160-170 днів на півночі та північному заході до 100-110 днів на півдні та південному сході та до 90 днів на західному узбережжі Криму. У Кримських горах кількість днів з опадами збільшується до 160, а на високогір’ї Карпат понад 216 днів. У середньому в Україні кожен третій день з опадами. На Прикаспійській низовині буває всього 50-60 днів з опадами, а в пустелях ще менше.

Режим опадів можна характеризувати їх тривалістю в годинах. На півночі Східної Європи щорічно опади тривають протягом 1200-1500 год., на північному Передураллі понад 2000 год. В Україні найдовше опади тривають на Поліссі та в Лісостепу – 1000-1200 год. На півдні України вони тривають щороку 600-800 год., а в деяких районах Криму навіть 500 год. У Кримських горах їхня тривалість збільшується до 1000 год., а в Карпатах майже 1900 год. На Прикаспійській низовині вони спостерігаються протягом лише 400-500 год. Зимою опади тривалі, а їх інтенсивність мала, влітку тривалість опадів, особливо на півдні, в середньому не більше 1,5-2 год.

Інтенсивність опадів можна виражати як середню кількість опадів у мм за один день з опадами. На узбережжі Норвезького моря в середньому за рік вона становить 10 мм, в Середній Європі 4-8 мм, в Джакарті 12 мм, в Черапунджі 65 мм.

Інтенсивність опадів виражають і в мм/хв. Найінтенсивніші короткотривалі дощі. У Європі при тривалості дощу 1-5хв найбільша його інтенсивність становить 3-4 мм/хв. В Україні інколи інтенсивність зливових опадів досягає 0,6- 1,6 мм/хв. Рекордним був дощ у липні 1955 р. у штаті Айова, коли його інтенсивність досягла 17,5 мм/хв.

Добові максимуми опадів у Європі досягають 350 мм. В Україні найбільше опадів за добу зафіксовано в Тернопільській області у червні 1957 р. 282 мм. В Карпатах та Кримських горах добові максимуми досягають 200-240 мм, на решті території держави 150-190 мм. Добові максимуми у тропічних широтах перевищують 1000 мм. Це спостерігається на Філіппінських островах, на о. Реюньон, Черапунджі тощо.

5.22. Географічний розподіл атмосферних опадів

Вміст водяної пари в атмосфері залежить від температури повітря та зволоження земної поверхні, що впливає на водність хмар. У високих широтах, де низька температура , а отже і мала водність хмар, опадів випадає мало хоч і хмарність там велика. Є райони і в низьких широтах, де водність хмар велика, а опадів мало. Це зона пасатів земної кулі. Тут переважає стійка стратифікація атмосфери, а тому хмари не досягають рівня кристалізації. У розподілі опадів на земній кулі помітна їх зональність (табл. 5.3). У загальному вигляді

124

Табл. 5.3 Середні значення атмосферних опадів на суходолі у різних широтних зонах

розподіл опадів на земній кулі має такі риси (мал. 5.10).

На більшій частині екваторіальної зони випадає 2000-3000 мм опадів. Це зона конвергенції в середині тропічних широт. Зустріч повітряних течій обох півкуль зумовлює тут динамічну конвекцію, яка доповнюється термічною конвекцію. Ця зона не завжди перебуває поблизу екватора, вона зміщується впродовж сезонів. Дуже багато опадів буває у басейні Амазонки, в Центральній Америці, на берегах Гвінейської затоки, на островах Індонезії. Під впливом рельєфу на деяких станціях Центральної Америки випадає протягом року 6500 мм, в Колумбії до 7000 мм, у західній Африці до 5000 мм, а на південному схилі вулкана Камерун навіть більше 9900 мм, на деяких станціях в Індонезії до 7000 мм, на Гавайських островах на деяких станціях більше 9000 мм.

Усмузі 0-100пн.ш. над океаном щороку випадає найбільше опадів, у середньому 2280 мм, а в Індійському океані поблизу берегів Індонезії та Бірми понад 4000 мм. Однак найбільше опадів на земній кулі випадає в зоні екваторіальних мусонів. Це спостерігається в Гімалаях (Індія) біля підніжжя гори Шилонг на висоті 1300 м у містечку Черапунджі (250пн.ш., 920с.д.) випадає 10902 мм. До цього призводить вимушене піднесення екваторіального повітря в системі літнього південно-західного мусону вздовж крутих схилів гір.

Узоні екватора немає чіткого річного ходу атмосферних опадів. Але все

жтаки найтиповішим є збільшення опадів під час весняного та осіннього проходження Сонця через зеніт, хоч ця закономірність проявляється не скрізь. Над суходолом опади переважно випадають у другу половину дня, часто одночасно з грозою, це опади зливового характеру з краплями великого розміру. Над океанами, навпаки, опади частіше бувають вночі, оскільки над водою в цей час збільшується енергія нестійкості атмосфери.

Утропічній зоні кількість опадів різко зменшується. Це область високого атмосферного тиску з переважанням малохмарної погоди з пустельними ландшафтами. Середня кількість атмосферних опадів тут менше 250 мм, а в багатьох місцях менше 100 мм. В окремих районах Єгипту (Луксер, 250пн.ш., 320с.д.) та Судану (Вади-Хальфа, 210пн.ш., 310с.д.) в середньому за багаторічний період випадає всього кілька десятих долей мм. В пустелі Калахарі роками не випадає

125

жодної краплі дощу. У тропічних широтах над океанами, де панують пасати, так само випадає мало опадів через пасатну інверсію. Вона добре виражена на висоті 1-2 км і тому верхня частина хмар не досягає рівня кристалізації. На сході океанів у тропічних широтах існують такі холодні течії як Канарська, Бенгельська, Перуанська та Каліфорнійська. Над ними спостерігається стійка стратифікація атмосфери і тому тут опади не перевищують 100 мм. На західних узбережжях материків тут формуються пустелі. Це пустелі Наміб, західне узбережжя Сахари, Атакама та Каліфорнійська. Найзволоженішими у тропіках є східні райони материків, де переважають повітряні течії морського повітря на західній периферії субтропічних антициклонів.

Дуже мало опадів спостерігається в пустелях на півдні помірних широт північної півкулі. Влітку тут висока температура і рівень конденсації розташований дуже високо, а взимку переважає високий атмосферний тиск. Так, в Середній Азії у Ташкенті випадає 350 мм, в Термезі 120 мм, в Туркулі 80 мм.

Від субтропічних до помірних широт кількість опадів збільшується, оскільки у цій зоні добре розвинута циклонічна діяльність. Уже у степовій зоні їх випадає близько 350-500 мм. Однак їх випадає менше, ніж може випаруватись, тобто це зона недостатнього зволоження. У лісовій зоні випадає вже 500-1000 мм, причому кількість опадів зменшується із заходу на схід, тобто з віддаленням від океану. Взагалі лісова зона, це зона надмірного зволоження, де випаровується вологи менше, ніж випадає. Найменше опадів у цій зоні спостерігається у Сибіру 300-500 мм. На Далекому Сході кількість опадів знову збільшується до 500-1000

мму зв’язку з літніми мусонними дощами.

Упомірних широтах, як і в інших, кількість опадів збільшується під впливом рельєфу. Так, на Тихоокеанському узбережжі Північної Америки випадає понад 3000 мм. Вологе океанічне повітря вимушено підноситься вверх вздовж схилів. При цьому загострюється фронтальна діяльність і посилюється конвекція. Це ж саме спостерігаємо у Європі. У Норвегії в районі Бергена випадає 3000мм. Це навітряні схили гір. Навпаки, на підвітряних схилах кількість опадів різко зменшується. Так, уже в Осло їх випадає 570 мм, а на Кольському півострові 300-350 мм. Навіть невисокі гори суттєво впливають на кількість опадів. Так, на західних схилах Уралу в Уфі випадає близько 600 мм, а на схід від гір в Челябінську лише 370 мм.

126

де В – річне значення радіаційного балансу території, L – приховане тепло випаровування, Е – річна сума опадів, а LE – витрати тепла на випаровування. Отже, радіаційний індекс сухості К показує, яка частина радіаційного балансу витрачається на випаровування опадів.

При К менше 0,45 – це надмірно вологий клімат, при К 0,45-1 – вологий клімат, при К 1-3 – недостатньо вологий клімат, при К більше 3 – сухий клімат. У першому випадку величина радіаційного балансу мала для того, щоб випарувалась уся волога атмосферних опадів у даній місцевості. В останньому випадку опадів дуже мало по відношенню до радіаційного балансу.

Наведені показники зволоження території використовуються відносно мало. У практиці визначення показників зволоження території для агрокліматології широко розповсюджений гідротермічний коефіцієнт Г.Т. Селянинова (ГТК)

ГТК (або К)=Н/0,1∑t,

де Н – опади за місяць, за 3 місяця чи вегетаційний період, ∑t – суми середньодобових температур повітря за той же час. Коли ми складемо середньодобові температури повітря кожного дня за вказані періоди, то ж одержимо ∑t. Г.Т. Селянинов показав, що величина 0,1∑t дуже близька до випаровуваності. Коли К більше 1,3 це умови надмірного зволоження, коли К=1,3-1,0 – умови достатнього зволоження, коли К менше 1 – умови недостатнього зволоження, коли К менше 0,5 – посушливі умови. Величина ГТК змінюється залежно від тривалості періоду, за який його визначено.

Коефіцієнт зволоження території Д.І. Шашко

К=Н/∑d,

де Н – опади за рік мм, ∑d – сума середньодобових дефіцитів насичення (гПа) за той же період. Коли К перевищує 0,60, то це умови надмірного зволоження, коли К=0,45-0,60 умови достатнього зволоження, коли К менше 0,45 – умови недостатнього зволоження, коли К менше 0,15 – вкрай посушливі умови. На більшості агрокліматичних карт умови зволоження території оцінюються за ГТК Г.Т. Селянинова.

5.23.2. Мінливість умов зволоження території. Посушливі явища

Як кількість атмосферних опадів, так і показники зволоження території із року в рік змінюються у великих межах. Так, протягом вологого року в Середній Європі випадає втричі більше опадів, ніж протягом сухого. У Центральному Придніпров’ї протягом 1975 р. (сухий рік) випало менше 280 мм, а в 1978 р. (вологий рік) – близько 600 мм. Мінливість місячних сум ще більша. Так, у районі Одеса-Херсон протягом червня випадає в середньому 46-47мм, але в окремі роки їх випадає 113-129 мм, а сухого року 0-2 мм. Подібний розмах коливання опадів характерний для усіх місяців.

Показником нерівномірності опадів є тривалість бездощових періодів. За тривалої відсутності дощів, у середньому на десятий день, формується сталий режим підвищеної температури та низької відносної вологості повітря. З цього часу період бездощів’я вважається посушливим, бо стан атмосфери починає негативно впливати на рослини. Середня тривалість окремого посушливого періоду в Україні в Лісостепу становить 9-11 днів, а в зоні Степу 12-16 днів, а максимальна тривалість відповідно 53-55 днів і 61-100 днів.

129

Посухи у Східній Європі в 1972 та 1975 рр. за метеорологічними показниками перевершили усі попередні посухи XX ст. Катастрофічна посуха 1976 р.

уЗахідній Європі не спостерігалась протягом останніх 700 років. Сильні посухи

усахельській зоні Африки на південній межі Сахари можуть повторюватись кілька років підряд, як це було з 1968 до 1973 рр. У цей час голод охопив одночасно кілька держав цього регіону.

За дослідженням І.В. Кошеленка з часом кількість посух збільшується.

Так у XVI ст. їх було 5, у XVII ст. – 7, у XVIII – 10, у XIX – 17, у XX – 23. За його дослідженням за останні 50 років XX ст. посухи в Україні спостерігались у різних регіонах через кожні 3-4 роки. Отже посухи – це не виняток, а нормальне кліматичне явище для умов континентального клімату.

До посушливих явищ відносять ще суховії. Це сухі вітри зі швидкістю вітру ≥ 5м/с при температурі ≥ 250С та відносній вологості повітря ≤30%. Суховії бувають при посухах і можуть бути як самостійне явище. Кількість днів з суховіями в Україні збільшується від 20 на північному заході до 70 днів на південному сході. На Прикаспійській низовині кількість днів з суховіями досягає 100, а в пустелях Середньої Азії 250 днів.

Наукою та практикою встановлено, що коли у ґрунті є достатньо вологи, то посіви без пошкодження можуть перенести слабкі суховії протягом 5 днів, 4 дні – середні суховії, 3 дні – сильні та 1-2 дні дуже сильні суховії. Коли суховії продовжуються більше цих термінів, то посіви пошкоджуються чи зовсім гинуть.

Пилові (чорні) бурі також можна віднести до посушливих явищ. Це перенесення сильним вітром пилу при посушливій погоді. Поширенню пилових бур сприяє суцільне розорювання полів. За добу пилова буря може винести з поля шар ґрунту товщиною 1-5см, а для утворення шару ґрунту товщиною 1см в природних умовах потрібно близько 250-300 років. В Україні найчастіше пилові бурі спостерігаються в районі між Херсоном-Новою Каховкою-Запоріжжям- Мелітополем, де щорічно в середньому їх буває понад 10 днів. У північній і пів- нічно-західній частинах території пилові бурі спостерігаються раз кожної 10-ти річки. В окремі роки в Запорізькій та Херсонській областях може бути понад 40 днів з пиловою бурею.

Методи зменшення негативного впливу посушливих явищ повинні включати полезахисні смуги, затримання снігу та талих вод на полях, а також цілу систему обробки ґрунту, своєчасність посівів, зміну співвідношення посівів озимих та ярих культур залежно від умов зволоження конкретного року.

5.24. Водний баланс земної кулі

Кругообіг води в природі враховує усі ресурси води Землі. Це поверхневі, підземні, грунтові води та волога в атмосфері. За останні роки вчені уточнили усі складові водного балансу планети як для всієї земної кулі, так і для Світового океану, суходолу, окремих континентів, країн, річкових басейнів та інших водойм.

130