Документ Microsoft Word (2)

В зависимости от характера облачности и режима выпадения осадков различают два типа их суточного хода: континентальный и морской. Континентальному типу свойственны два максимума: основной – в послеполуденные часы из конвективных кучево-дождевых, а на экваторе и из кучевых облаков и незначительный – рано утром из слоистых облаков, между ними минимумы: ночью и перед полуднем. В морском (береговом) типе один максимум осадков ночью (вследствие неустойчивой стратификации воздуха и конвекции) и один минимум – днем. Эти типы суточного хода осадков весь год наблюдаются в жарком поясе, а в умеренных поясах возможны лишь летом.

Годовой ход осадков, т. е. изменение их по месяцам в течение года, в разных местах Земли весьма различен. Это зависит от многих факторов: радиационного режима, общей циркуляции атмосферы, конкретной физико-географической обстановки и др. Можно наметить несколько основных типов годового хода осадков и выразить их в виде столбиковых диаграмм (рис. 47).

Рис. 47. Типы годового хода осадков на примере северного полушария

 

Экваториальный тип – обильные осадки выпадают довольно равномерно весь год, сухих месяцев нет, отмечаются два небольших максимума – в апреле и октябре, после дней равноденствий, и два небольших минимума в июле и январе, после дней солнцестояний.

Муссонный тип – максимум осадков летом, минимум – зимой. Он свойствен субэкваториальным широтам, где годовой ход осадков за счет сухости зимы выражен очень резко, а также восточным побережьям материков в субтропических и умеренных широтах. Однако годовая амплитуда осадков здесь несколько сглажена, особенно в субтропиках, где и зимой выпадают фронтальные дожди. Годовое же количество осадков при этом постепенно уменьшается от субэкваториального к умеренному поясу.

Средиземноморский тип – максимум осадков зимой из-за активной фронтальной деятельности, минимум – летом. Наблюдается в субтропических широтах на западных побережьях и внутри материков.

В умеренных широтах выделяют два основных типа годового хода осадков: континентальный и морской. Континентальный (внутриматериковый) тип отличается тем, что летом здесь выпадает в два-три раза больше осадков, чем зимой, за счет фронтальных и конвективных осадков.

Морской тип – осадки распределяются равномерно в течение года с небольшим максимумом в осенне-зимнее время. Их количество больше, чем в предыдущем типе.

Средиземноморский и умеренно-континентальный типы характеризуются уменьшением общего количества осадков по мере продвижения в глубь материков.

Распределение осадков на Земле зависит от целого ряда причин: а) от размещения поясов высокого и низкого давления. На экваторе и в умеренных широтах, где формируются области низкого давления, осадков выпадает много. В этих областях нагретый от Земли воздух становится легким и поднимается вверх, где он встречается с более холодными слоями атмосферы, охлаждается, и водяной пар превращается в капельки воды и выпадает на Землю в виде осадков. В тропиках (30-е широты) и полярных широтах, где образуются области высокого давления, преобладают нисходящие воздушные токи. Холодный воздух, опускающийся из верхних слоев тропосферы, содержит мало влаги. При опускании он сжимается, нагревается и становится еще суше. Поэтому в областях повышенного давления над тропиками и у полюсов осадков выпадает мало; б) распределение осадков зависит также и от географической широты. На экваторе и в умеренных широтах выпадает много осадков. Однако земная поверхность на экваторе прогревается больше, чем в уме

ренных широтах, поэтому восходящие потоки на экваторе значительно мощнее, чем в умеренных широтах, а следовательно, сильнее и обильнее осадки; в) распределение осадков зависит от положения местности относительно Мирового океана, так как именно оттуда приходит основная доля водяных паров. Например, в Восточной Сибири осадков выпадает меньше, чем на Восточно-Европейской равнине, так как Восточная Сибирь удалена от океанов; г) распределение осадков зависит от близости местности к океаническим течениям: теплые течения способствуют выпадению осадков на побережьях, а холодные препятствуют. Вдоль западных берегов Южной Америки, Африки и Австралии проходят холодные течения, что привело к формированию пустынь на побережьях; д) распределение осадков зависит также от рельефа. На склонах горных цепей, обращенных к влажным ветрам с океана, влаги выпадает заметно больше, чем на противоположных, — это ясно прослеживается в Кордильерах Америки, на восточных склонах гор Дальнего Востока, на южных отрогах Гималаев. Горы препятствуют движению влажных воздушных масс, а равнина способствует этому.  /

30)

Наземные гидрометеоры

Кроме конденсации внутри атмосферы, возможна еще конден­сация на земной поверхности и на наземных предметах. Водяной пар конденсируется при соприкосновении влажного воздуха с хо­лодными поверхностями, и образующаяся жидкая вода или лед покрывает эти поверхности.

Продукты конденсации этого типа называются наземными гидрометеорами. Они получаются различных видов, смотря по условиям, в которых конденсация происходит.

К жидким продуктам наземной конденсации принадлежат роса и жидкий налет. Твердые наземные гидрометеоры делятся на следующие основные виды: иней, твердый налет, изморозь. Кроме того, различают гололед и обледенение самолетов; по­следнее уже не у земной поверхности, а в свободной атмосфере. Однако в случае гололеда или обледенения, как правило, про­исходит не непосредственное выделение льда на поверхностях предметов, а замерзание переохлажденной воды облаков или осадков.

Наиболее распространенным видом наземных гидрометео­ров является роса. Росой называются мельчайшие капли воды, выделяющиеся из воздуха на земной поверхности, особенно на траве, а также на горизонтальных поверхностях предметов, ве­чером и ночью в теплое время года. При этом никакого тумана в нижних слоях воздуха нет; роса возникает на самой поверхности предметов. На листьях с несмачиваемой поверхностью (на­пример, ландыша) капельки росы сливаются между собой, об­разуя крупные капли.

Причина выделения (неправильно говорят — выпадения) росы состоит в том, что поверхность почвы и особенно расти­тельности (трава, листья) охлаждается путем ночного излу­чения до точки росы. Поэтому и воздух, непосредственно сопри­касающийся с такой поверхностью, охлаждается. Если темпе­ратура его падает ниже точки росы, то происходит выделение жидкой воды на поверхности. Понятно, что условием, необхо­димым для выделения росы, является ясная и тихая погода, при которой ночное излучение особенно велико.

По наблюдениям в Англии, роса в равнинной местности мо­жет дать за год 10—30 ммосадков. Близкие к этому величины — в среднем за год 10 мм — получены для Средней Европы. В юж­ной части Африки роса может дать свыше 40 мм в год. Но по оценкам в СССР можно говорить лишь о немногих миллиметрах за лето. В теплых и влажных тропических областях, где влаго-содержание воздуха велико, роса может быть очень обильной и может стекать с деревьев и крыш.

Жидким налетом называется пленка из водяных капелек, возникающая на холодных, преимущественно вертикальных по­верхностях в пасмурную и ветреную погоду. Причина осажде­ния состоит здесь уже не в ночном излучении, а в адвекции срав­нительно теплого и влажного воздуха после холодной погоды. Поверхности, о которых идет речь (стены, заборы, стволы де­ревьев), охлаждены во время предшествующей холодной по­годы. Соприкасаясь с ними, влажный воздух охлаждается, и часть водяного пара, содержащегося в нем, конденсируется. По­нятно, что этот процесс будет происходить преимущественно на наветренных поверхностях, которые покрываются мельчай­шими каплями, «запотевают».

Хорошо известен еще искусственный вид подобного налета: в отапливаемых жилых помещениях в холодное время года та­ким образом часто запотевают изнутри оконные стекла.

Инеем называют ледяные кристаллы различной формы, длиной порядка миллиметров, возникающие на траве, почве, на различных горизонтальных поверхностях при тех же условиях, что роса, но только при отрицательных температурах подсти­лающей поверхности. Водяной пар из воздуха, непосредственно соприкасающегося с холодной поверхностью, сублимируется на ней в виде кристаллов. Иней возникает и на поверхности снеж­ного покрова.

Второй вид твердых гидрометеоров — твердый налет. Он возникает на вертикальных поверхностях, особенно каменных (стены, цоколи зданий), с наветренной стороны при таких же условиях, как жидкий налет, но при температурах ниже нуля. Следовательно, его образование связано с притоком теплого влажного воздуха, часто при тумане, причем температура все же остается отрицательной. В отдельных случаях потепление может доходить до слабой оттепели, но поверхность, на которой возни­кает налет, должна сохранять отрицательную температуру. Твер­дый налет чаще всего бывает кристаллическим, из мелких кри­сталликов, густо и плотно сидящих на поверхности; но он может иметь и вид тонкого слоя гладкого прозрачного льда.

Изморозью называют рыхлые белые кристаллы, нарастаю­щие на ветвях деревьев, на хвое, проводах, проволочных изгоро­дях и других тонких предметах. Эти кристаллы образуют длин­ные, легко осыпающиеся нити. Изморозь нарастает при значи­тельных морозах и, как правило, при тумане. Переохлажденные капельки тумана, замерзшие при соприкосновении с предметами, дают начало дальнейшему образованию кристаллов. Нарастание изморози происходит преимущественно с наветренной стороны предметов. Достаточно сильный ветер легко сдувает возникшую изморозь. Осаждение изморози может быть очень значительным, в особенности в горных лесах.

В повседневной речи и в художественной литературе часто называют изморозь инеем. Между тем эти два явления имеют различные условия образования и различную форму.

Явления, подобные твердому налету, инею и изморози, могут наблюдаться и в искусственно созданных условиях: на оконных стеклах (морозные узоры), на стенах и потолках в плохо ота­пливаемых жилых помещениях, погребах, складах, а также в пе­щерах.

31)

Снежный покров, климатическое значение    без дизайна

При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остается лежать на ней в виде снежного покрова. В высоких полярных широтах (Антарктида, Гренландия, Арктический бассейн) снежный покров сохраняется круглый год. В умеренных и тропических широтах снег удерживается круглый год только на больших высотах в горах. На равнинах умеренных широт снежный покров стаивает весной и устанавливается вновь осенью. Устойчивый снежный покров не образуется так далеко в низких широтах, как само выпадение снега. В отдельные дни снег может выпадать и в очень низких широтах (до 20–25° с.ш. на суше), но он тут же тает. Выпадение снега к равнинных местностях наблюдается почти по всей Европе, кроме крайнего юго-запада. Например, в Южной Италии за год бывает в среднем один день со снегом и снежный покров не устанавливается. На побережье Северной Африки, в Сирии и Палестине снег выпадает 1 раз в году или еще реже. На территории России снег выпадает повсеместно. В большей части страны снег составляет 25–30% годовой суммы осадков. На Южном берегу Крыма, в низинах Закавказья и на юге Туркменистана в отдельные годы снег не выпадает. Устойчивый снежный покров в этих районах либо не устанавливается вовсе, либо лежит очень недолго. На Мексиканском нагорье он выпадает почти до 19° с.ш., но южная граница снежного покрова и здесь лежит в более высоких широтах. Снежный покров - продукт атмосферных процессов и, следовательно, климата, но в то же время он сам влияет на климат, как и на другие составляющие географического ландшафта. Температура на поверхности снежного покрова ниже, чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким альбедо (80–90%). В то же время шероховатая поверхность снега сильно излучает. Малая теплопроводность снега приводит к тому, что потеря тепла с поверхности снежного покрова не покрывается притоком тепла из более глубоких его слоев и из почвы. Поэтому почва, покрытая снегом, сохраняет зимой достаточно высокую температуру. На этом основано и озимое земледелие: снежный покров предохраняет всходы от вымерзания. По наблюдениям в Павловске, поверхность почвы под снегом в январе в среднем на 15° теплее, а за зиму на 5–7° теплее, чем поверхность почвы, искусственно обнаженная от снега. Даже на глубине в несколько десятков сантиметров почва под снегом теплее, чем обнаженная почва. Чем тоньше снежный покров зимой, тем сильнее промерзание почвы при прочих равных условиях. В Восточной Сибири и Забайкалье снежный покров очень невелик (в Забайкалье менее 20 см) вследствие господствующего там зимой режима высокого атмосферного давления, и темпе-ратура на поверхности снега зимой очень низкая. Поэтому в г. Иркутске, например, почва промерзает под снегом в среднем до глубины 177 см. В то же время в лесах московской области почва под снегом обычно не промерзает вовсе. Снежный покров охлаждает воздух. Над ним образуются значительные приземные радиационные инверсии температуры. Весной при таянии снежного покрова приток тепла идет на таяние снега, и температура воздуха остается близкой к нулю до тех пор, пока снег не стает. В теплом воздухе, перемещающемся над тающим снежным покровом, могут возникать так называемые весенние инверсии температуры. Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50% обеспечивают питание рек России. С весенним таянием снега связаны половодья на ее равнинных реках. Высота половодья зависит не только от накопленных за зиму запасов снега, но и от быстроты его таяния и от свойств поверхности почвы. Особенно высоки половодья, если снег осенью выпадает на замерзшую почву: весной талые воды вследствие этого не впитываются в почву, а стекают. Наличие снежного покрова сильно повышает освещенность. Рассеянная радиация увеличивается вследствие отражения как прямой, так и рассеянной радиации от снежного покрова и вторичного ее рассеивания, поэтому повышается и освещенность. Сильное отражение и рассеяние света в снежных горах могут вызвать временную слепоту у альпинистов. Особое значение имеет «снежная» добавка к рассеянной радиации в Арктике и Антарктиде летом. Снеговой линией (снеговой границей) называют границу в горах, выше которой круглый год сохраняется снежный покров (в многолетнем среднем). Это значит, что годовой приход твердых атмосферных осадков выше этой линии равен их расходу путем таяния и сползания ледников. Снеговая линия зависит как от температурного режима, так и от количества осадков, выпа-дающих в твердом виде. В полярных широтах она очень низкая, так как даже летом отрицательные температуры начинаются там на небольшой высоте или на самом уровне моря. на Шпицбергене – 300–500 м, на севере Земли Франца-Иосифа – 50–100 м, а Южные Шетландские острова в южном полушарии под 62° ю.ш. всегда покрыты снегом. По мере приближения к тропикам снеговая линия повышается; вблизи тропика она в среднем достигает 5300 м, а в отдельных горных системах – почти 6000 м. Еще ближе к экватору, где осадки возрастают, снеговая линия снижается в среднем до 4600 м. С увеличением континентальности климата, т.е. с повышением летних температур и с общим уменьшением осадков, снеговая линия повышается. В Альпах ее высота 2500–3200 м, на Кавказе – 2700–3900 м, на Памире – 4500-5500 м, на Каракоруме – 5600–5900 м. На Кавказе снеговая линия быстро повышается в направлении с запада на восток по мере удаления от Черного моря и умень-шения осадков. На западе Кавказа она лежит на высоте 2700–2900 м, а в Дагестане поднимается до 3500–3650 м. Метелью называется атмосферное явление, состоящее в переносе снега более или менее сильным ветром. Различают несколько типов метелей. Низовая метель, при которой снег поднимается ветром с поверхности снежного покрова. Если перенос снега ветром ограничивается самым нижним слоем атмосферы, непосредственно над снежным покровом (несколько сантиметров или дециметров), явление называют поземкой. Общая метель, когда снег выпадает при достаточно сильном ветре и практически нельзя различить, в какой мере ветер переносит падающий снег, а в какой мере он срывает снег с поверхности снежного покрова. Метели могут приводить к перераспределению снежного покрова в горизонтальном направлении, к накапливанию сугробов снега у препятствий, к снежным заносам на дорогах и др. Особенно сильны они в России (пурга, буран), в Северной Америке (где сильные метели носят название близзардов), в Арктике и Антарктике. На окраинах Антарктического материка, где скорости ветра очень велики и снежный покров зимой сухой и рыхлый, метели достигают особенно большой силы. Для низовой метели помимо скорости ветра важно состояние снежного покрова. Если темпе-ратуры близки к нулю и снежный покров слежавшийся и влажный, срыв снега ветром с поверхности покрова затруднен или невозможен. Особенно неблагоприятно для развития метели образование наста на поверхности снежного покрова. Таким образом, низовая метель наиболее вероятна при свежевыпавшем снеге и довольно низких температурах воздуха. Для общей метели нужно сочетание достаточно сильного ветра со снегопадом, в особенности обложным. При ливневом снеге метель может быть сильной, но непродолжительной.

32)

Основные методы определения влажности воздуха

Температура воздуха легко и достаточно точно может быть измерена термометрами или термопарами. Определив влажность воздуха и зная температуру, аналитически или с помощью d-I диаграммы находят все остальные параметры состояния воздуха.

В практике наиболее широко применяются следующие методы определения влажности воздуха: психрометрический, метод точки росы, гигроскопический и массовый, причем первый из них – самый распространенный.

Психрометрический метод основан на использовании прибора, называемого психрометром, который состоит из двух располо­женных рядом термометров. Один из термометров, обычный, называется сухим, измеряющим температуру t воздуха. Баллончик с расширяющейся жидкостью другого термометра обертывают легкой гигроскопической тканью, например батистом, в виде чехла, нижний конец которого опускают в сосуд с водой. Вода по чехлу, как по фитилю, поднимается к баллончику и по­стоянно смачивает его. Этот термометр называется влажным или мокрым и измеряет температуру воздуха по мокрому термометру tм ≤ t. Устройство простейшего психрометра Августа показано на рис. 1.

Рис. 1. Психрометр Августа: 1 – сухой термометр; 2 – дере­вянная панель; 3 – влажный (мокрый) термометр; 4 – чехол (ткань); 5 – сосуд с водой.

Остановимся кратко на понятии температуры tм. воздуха по мокрому термометру. Баллончик этого термометра обернут смо­ченной тканью. На испарение воды с ткани расходуется теплота парообразования, что приводит к понижению температуры влаж­ной ткани и постепенному снижению показаний мокрого термо­метра. Вследствие образующейся разности температур теплота от окружающего воздуха начинает поступать к влажной ткани. Температура мокрого термометра будет снижаться до такого значения, при котором количество скрытой теплоты, расходуемой тканью на испарение, станет равным количеству явной теплоты, отдаваемой воздухом ткани. Установившееся значение tм (темпе­ратуры мокрой ткани и слоя насыщенного воздуха около нее) называют температурой мокрого термометра для воздуха данного состояния. Этот процесс тепловлагообмена между воздухом и во­дой, т. е. насыщения воздуха, считается адиабатическим, так как воздух и вода обмениваются внутренним теплом без отвода или подвода его извне (вне системы воздух-вода).

В установившемся процессе адиабатического насыщения энталь­пия воздуха не изменяется, так как переходу от воздуха к воде вследствие разности температур (t – tм) явной (ощутимой) теплоты эквивалентен возврат скрытой теплоты (парообразования влаги, переходящей от воды к воздуху вследствие разности парциальных давлений водяных паров в насыщенном (над поверхностью воды) и ненасыщенном (измеряемом) воздухе). Это видно из выражения для энтальпии:

I = 1,0·t + 1,89·t·d + 2500·d,

в котором при адиабатическом насыщении воздуха первый член (явное теплосодержание) уменьшается, а третий (скрытая часть I) – увеличивается. Второй член этого уравнения практически остается постоянным, так как с уменьшением t увеличивается d.

Однако, идеаль­ный адиабатический процесс возможен только при tм = 0 °C (линии I = const и tм = const в d-l диаграмме совпадают только при tм = 0 °С). При tм > 0 °C энтальпия насы­щенного воздуха (у баллончика) будет больше энтальпии ненасы­щенного воздуха (вдали от баллончика термометра) на величину теплоты испарившейся воды 4,19·(dн – d)·tм, гдеdн – влагосодержание насыщенного воздуха, a d – влагосодержание ненасыщенного воздуха. Из-за малости величины 4,19·(dн – d)·tм практически этот процесс насыщения и считают адиабатическим, а энтальпию воздуха постоянной.

Таким образом, под температурой мокрого термометра следует понимать температуру, которую принимает воздух в результате его адиабатического насыщения (увлажнения). Разность показаний сухого и мокрого термометров (t – tм) называется психрометрической разностьюили депрессией мокрого термометра. Она тем больше, чем суше воздух, т. е. чем меньше его относи­тельная влажность.

По температуре t воздуха и психрометрической разности (t – tм) можно определить относительную влажность φ и остальные параметры воздуха. Для более простого определения φ составляют психрометрические таблицы, которые прилагаются к психрометрам и имеются вмногочисленной специальной литературе.

Недостатком психрометра Августа является его сравнительно малая точность из-за существенного влияния радиационных при­токов (отокружающей среды и предметов) к незащищенному при­бору при недостаточной скорости воздуха около баллончика (движение создается только свободной конвекцией). Поэтому показа­ния мокрого термометра t‘мбудут несколько завышены в сравне­нии с истинной температурой tм. По данным Каррье, при нулевой скорости воздуха ошибка в определении (t –tм) достигает 14 %, а при скорости воздуха 0,8 м/с она уменьшается до 2 %.

Для повышения точности показаний мокрого термометра при­бегают к искусственному увеличению скорости воздуха около баллончиков психрометра и защите его от внешних теплопритоков (тепловых излучений). При скоростях воздуха около баллончиков 1,5…2 м/с ошибка в определении (t – tм) составляет менее 1 %. Объясняется это тем, что при повышенных скоростях воздуха кон­вективный приток теплоты, уравновешивающий потери теплоты в слое насыщенного воздуха около шарика термометра от испа­рения влаги, увеличивается и относительное влияние внеш­них (радиационных) теплопритоков значительно уменьшается. Удобным и достаточно точным прибором для определения влаж­ности воздуха служит аспирационный психрометр Ассмана (рис. 2). Оба термометра заключены в металлические трубки, через кото­рые специальным вентилятором с пружинным (заводным) или электрическим двигателем, смонтированным в верхней части при­бора, пропускается исследуемый воздух со скоростью 2,5…3,0 м/с. Поверхность трубок для защиты термометров от теплового облучения полирована и никелирована. В остальном аспирацион­ный психрометр устроен так же, как и психрометр Августа.

Рис. 2. Психрометр Ассмана.

Существуют также электрические психрометры, построенные по принципу электрического мостика сопротивления (сопротив­ление мокрого термометра меньше, чем сухого).

Состояние воздуха по показаниям сухого и мокрого термоме­тров легко определить в d-I диаграмме (рис. 3). Пусть показание сухого термометра равно tА, а показание мокрого термометра tм. Если на диаграмме нанесены изотермы tм = const, точка A, характеризующая состояние воздуха, и φAнаходятся на пересечении изотерм tA = const и tм = const. Если же в d-lдиаграмме нет изотерм по мокрому термометру, нужно из точки K, пересечения изотермы t = tм с кривой насыщения φ = 1 подняться по линииI = const (без особой погрешности можно считать линии I = const и tм = const совпадающими) до пересечения с изотер­мой tA.

При положительной температуре воздуха психрометры рабо­тают с погрешностью ±1…2 %, при отрицательной точность их показаний резко снижается из-за образования у баллончика мо­крого термометра корочки льда, выделения теплоты затвердева­ния и т. п.; при t ≤ 0 °C практически ими не пользуются.

Метод точки росы основан на измерении температуры tрос воздуха, охлаждаемого, например, металлической неокисляемой зеркальной поверхностью (в момент начала выпадения капельной влаги на зеркале фиксируется его температура).

Зная tрос и температуру tA воздуха, можно в диаграмме, изображенной на рис. 3, поднимаясь из точки B на кривой насы­щения по линии d = const до изотермы tA, найти точку А их пересечения, а значит, влажность φA и другие параметры состоя­ния воздуха.

Рис. 3. Определение влажности воздуха психрометрическим мето­дом и методом точки росы в d-I диа­грамме.

Метод точки росы менее точен, чем психрометрический. Однако он применим при температурах до –70 °C (с погрешностью изме­рения tрос±0,1 °C).

Гигроскопический метод основан на способности некоторых материалов изменять свою форму и размеры (удлиняться – обез­жиренный человеческий волос, капроновая нить и др.), или свой­ства (электропроводимость – соль LiCl и др.) при впитывании влаги из воздуха в количестве, пропорциональном его относитель­ной влажности. Поэтому, используя эти материалы в механиче­ских или мостовых электрических схемах, можно создавать при­боры невысокой точности, называемые гигрометрами.

Массовый (абсолютный) метод наиболее точен, но трудоемок и требуетспециального оборудования – вентилятора, влагопоглотителей и др. Воздух продувают через поглотители. Отнеся объемный расход воздуха к массе поглощенной всей влаги, опреде­ляют абсолютную влажность воздуха γп. По температуре воздуха из таблиц насыщенного пара находят его плотность γ″п, т. е. абсолютную влажность насыщенного воздуха; тогда φ = γп / γ″п.

33)

ак измерить осадки Методы измерения осадков

Среднегодовое количество осадков составляет важную часть климатических данных — тех, которые записаны с помощью различных методов. Осадки (чаще всего включают в себя снег, град, дождь со снегом, и другие виды воды, падающие на землю) измеряются в единицах в течение определенного периода времени. В Соединенных Штатах, осадки обычно представлены в дюймах в 24-часовой период. Это означает, что если выпадает один дюйм дождя в 24-часовой период, и вода не впитывается в землю и не течёт вниз, после шторма, то был бы слой в один дюйм воды, покрывающий землю. Для Низкотехнологичных методов измерения осадков используется контейнер с плоским дном и прямыми сторонами (например, цилиндр кофе). В то время как цилиндр может помочь вам определить, является ли выпавший осадок в один или два дюйма дождя, им трудно измерить небольшое количество осадков.