Уровень воды в скважине

Уровень воды в скважине Анемометр

Общая циркуляция атмосферы

Общая циркуляция атмосферы — сложная система воздушных течений, охватывающая всю атмосферу. Наиболее важными по их влиянию на процессы, происходящие у земной поверхности, и вместе с тем наиболее изученными являются воздушные течения тропосферы.

Общую циркуляцию атмосферы необходимо изучать для того, чтобы понять причины изменения погоды и условия формирования климата.

Предположим, что Земля имеет однородную поверхность, освещается солнечными лучами со всех сторон и не испытывает отклоняющего действия осевого вращения. При этих условиях схема общей циркуляции атмосферы окажется очень простой (см. термическую циркуляцию воздуха, стр. 149). Над экватором вследствие сильного нагревания воздух будет подниматься, и это приведет к возникновению наверху области высокого давления. Над полюсами (наверху) появляется область пониженного давления (результат охлаждения воздуха от поверхности). Изобарические поверхности в тропосфере получат наклон в сторону полюсов. В этом направлении возникает движение воздуха. Отток воздуха наверху от экватора приведет к образованию у поверхности экваториальной депрессии. Приток добавочного количества воздуха наверху вызовет у полюсов возникновение приземной области повышенного давления. В соответствии с распределением давления в нижнем слое тропосферы воздух начнет двигаться от полюсов к экватору, т. е. возникнет его меридиональный перенос.

Если, сохранив предположение об однородности земной поверхности, учесть отклоняющее действие вращения Земли, общая картина циркуляции усложнится. Поднимающийся над экватором воздух, направляясь к полюсам, с увеличением широты под влиянием отклоняющего действия вращения Земли будет все больше отклоняться от направления меридианов вправо в северном полушарии и влево в южном. Около 30° широты движение воздуха приобретает направление вдоль параллелей с запада на восток. Продолжающий поступать к этим широтам от экватора воздух, накапливаясь, должен создать в нижнем слое тропосферы высокое давление (субтропический пояс). От субтропического пояса высокого давления у поверхности Земли воздух начнет растекаться в сторону экваториальной депрессии и к умеренным широтам. Между экватором и широтами ,30° образуется замкнутое кольцо — тропическая циркуляция.

Приземный поток воздуха в этом кольце, направляясь к экватору, отклонится от направления барического градиента в северном полушарии вправо и образует северо-восточный ветер — пассат (2). В южном полушарии пассат соответственно имеет юго-восточное направление. Предполагаемый верхний поток воздуха в тропическом кольце, противоположный пассатам, получил название антипассатов. Граница между пассатами и антипассатами проводилась на высоте 10 км над экватором и 2—5 км над тропическими широтами.

Приток воздуха наверху к полюсам должен привести, с одной стороны, к повышению давления у поверхности Земли в высоких широтах, с другой — к понижению давления в соседних, умеренных широтах (вследствие оттока воздуха). В результате у поверхности воздух будет перемещаться от полюсов к умеренным широтам (4), а наверху (от 4 до 10/си), наоборот, от умеренных широт к полюсам (5).

В зону пониженного давления в умеренных широтах устремится также воздух из субтропической зоны высокого давления (3). Но под влиянием вращения Земли он отклонится к востоку, создавая западно-восточный перенос между этими широтами. Встречаясь в умеренных широтах с воздухом, идущим от полюсов (4), и этот воздух поднимется и вместе с воздушным течением от умеренных широт (5) направится к полюсам.

Рассмотренная схема циркуляции воздуха в тропосфере с учетом усложнений, вносимых влиянием неоднородной подстилающей поверхности, долгое время была общепринятой. Она хорошо объясняет схему распространения атмосферного давления на поверхность Земли и господствующие в нижних слоях тропосферы ветры (рис. 47 и 48). Исследования атмосферы, проводившиеся в последние десятилетия с помощью новейших методов и техники, внесли существенные изменения в представления о ее циркуляции.

Постепенное падение давления от экватора к полюсам в среднем для длительного периода времени действительно обнаруживается в слоях атмосферы выше 10 км над экватором и выше 2—4 км на пространстве между тропиками и полюсами. Такое распределение давления, выражающееся в совпадении направления изобар с параллелями, вызывает движение воздуха вдоль изобар с запада на восток (см. геострофический ветер, стр. 143) — западный (широтный) перенос воздуха в тропосфере, охватывающий всю Землю.

Отклонение воздушных потоков от направления изобар приводит к образованию воздушных волн и к формированию приземных и высотных циклонов и антициклонов (см. стр. 152). В этом процессе большую роль играет меридиональный перенос тепла и холода в соответствующих частях волн. Гребни высокого давления, очерчиваемые изобарами и обтекаемые воздушным потоком, обращены к полюсам (к низкому давлению), ложбины— к экватору (к высокому давлению). Поток воздуха, двигаясь волнообразно, приносит к оси гребня тепло из более низких * широт, а к оси ложбины — холод из более высоких широт. Приток тепла к гребню способствует его развитию и образованию высотного теплого антициклона. Приток холода к ложбине способствует формированию высотного холодного циклона. В то же время приземные циклоны, под областью расходимости потока воздуха, пришедшего со стороны экватора (к западу от оси гребня), оказываются теплыми, приземные антициклоны, под областью сходимости потоков воздуха, идущего от полюсов (к западу от оси ложбины),— холодными. Перемещаясь в общем западном переносе на восток, высотные циклоны и антициклоны смыкаются с приземными циклонами и антициклонами, и атмосфера оказывается разделенной па ряд огромных мощных вихрей, в одних местах постепенно исчезающих, в других — снова формирующихся.

Перемещаясь на восток, циклоны отклоняются к полюсам, антициклоны — к экватору. Причина такого отклонения — действие осевого вращения Земли, возрастающее с увеличением широты. И в циклонах и в антициклонах отклоняющая сила больше в той части вихря, которая ближе к полюсу. Но так как при этом в циклонах она направлена от центра (противоположна барическому градиенту), циклоны одновременно с перемещением на восток постепенно смещаются к северу. Около 65° широты в северном и южном полушариях циклоны задерживаются под влиянием повышенного давления в полярных районах и образуют зону пониженного давления.

В антициклонах, при направлении барического градиента от центра, отклоняющая сила вращения Земли направлена, наоборот, к центру, и поэтому антициклоны смещаются к экватору. В результате ослабления отклоняющей силы в низких широтах (около 25—30°) северного и южного полушария антициклоны скапливаются, создавая почти непрерывные зоны высокого давления. Они особенно концентрируются над Океаном, образуя так называемые субтропические максимумы, сильно вытянутые по широте (см., например, Азорский максимум).

Между областью скопления высотных холодных циклонов близ полярного круга и областью скопления высотных теплых антициклонов около субтропиков в умеренных широтах образуется зона резких изменений температуры и давления — высотная фронтальная зона. Скорости ветра в этой зоне очень велики, здесь возникают струйные течения, формируются атмосферные фронты. Под фронтальной зоной образуется большинство приземных циклонов и антициклонов.

Струйные течения — воздушные потоки со скоростью движения примерно 150 — 300 км в час. Протяженность струйных потоков — тысячи километров, ширина — несколько сотен (300—400), высота — несколько (2—4) километров. Образуются струйные течения в зонах сближения холодных и теплых масс воздуха, в верхней тропосфере (9—12 км) и в нижней стратосфере (25—30 км). Летом струйные течения чаще проявляются в умеренных и высоких широтах, зимой они ослабевают. В этот период струйные течения лучше выражены в широтах ниже 40°.

Роль циклонов и антициклонов в общей циркуляции атмосферы очень велика. Отклоняющая сила вращения Земли, препятствуя меридиональному переносу, превращает меридиональные воздушные потоки в широтные. Перенос воздуха, обмен теплом между низкими и высокими широтами осуществляют прежде всего циклоны и антициклоны. В общей циркуляции тропосферы преобладает западный перенос (рис. 64). Однако в нижнем ее слое вследствие существования зональных областей высокого и низкого давления 3 возникают зоны господствующих ветров, направление которых не совпадает с западным переносом. Зональные области высокого давления: Экватор — зона низкого давления, причина — поднятие и растекание воздуха: субтропические широты — зоны высокого давления, причина — скопление антициклонов; умеренные широты — зоны низкого давления, причина — скопление циклонов; полярные широты — зоны высокого давления, причины — охлаждение воздуха, приток его наверху. Западные ветры у поверхности преобладают лишь в умеренных (средних) широтах (между 65 и 25—30°). В полярных (высоких) широтах (выше 65°) господствуют ветры с восточной составляющей (В, СВ). В тропических широтах (от 25—30° до экватора) устойчивые северо-восточные (в северном полушарии) и юго-восточные (в южном полушарии) ветры умеренной скорости — пассаты. Пассаты — самое сильное нарушение западного переноса в тропосфере. На направление пассатов влияют субтропические максимумы, вызывая их отклонения (рис. 47 и 48). Так как пассаты, перемещаясь к экватору, двигаются над Океаном с менее нагретой на более нагретую поверхность, в них возникает сильная конвекция, развивающаяся лишь в нижнем слое. На высоте 1200—2000 ж в пассатах лежит слой инверсии толшиной несколько сотен метров. Причина пассатной инверсии — оседание воздуха, характерное для антициклонов. Инверсия мешает развитию конвекции, и поэтому в области пассатов осадков мало (или совсем нет). Пассаты противоположных полушарий, направляясь навстречу друг другу, встречаются у экватора. В области сходимости пассатов возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются мощные кучевые и кучево-дождевые облака, выпадают обильные ливневые осадки.

Общую циркуляцию тропосферы можно представить как несколько взаимосвязанных зональных звеньев:

Высокоширотное звено (полярное), ограниченное широтой 65°. До высоты 2—3 км преобладают восточные ветры, выше — западный перенос с некоторым (непостоянным) отклонением в сторону низкого давления над полюсом.

Среднеширотное звено (умеренное), расположенное между 65 и 25— 30° широты. Отличается западным переносом, усиливающимся с высотой. Межширотный перенос тепла и холода в этом поясе осуществляют циклоны и антициклоны.

Низкоширотное (тропическое) звено, находящееся между 25—30е и экватором. Здесь господствуют пассаты. Общее направление движения воздуха до высоты 1—2 км у тропиков и до верхней границы тропосферы у экватора — с востока на запад. Особого, противоположного пассатам — антипассатного — воздушного течения выше границы пассатов не обнаружено. Над пассатами дуют западные ветры, такие же, как и в более высоких широтах; меридиональные составляющие в них очень невелики и различны по направлению. Некоторый отток воздуха от экватора эти ветры все же обеспечивают.

Все звенья общей циркуляции тропосферы тесно взаимосвязаны и. вместе охватывают всю тропосферу. В стратосфере температура над экватором ниже, чем над полюсом, соответственно распределяется и давление: оно падает от полюсов к экватору. Западный перенос, господствующий в тропосфере, постепенно сменяется восточным.

До сих пор мы рассматривали схему общей циркуляции атмосферы без учета влияния подстилающей поверхности. Значительное усложнение в циркуляцию атмосферы вносит распределение материков и океанов. Летом материки теплее, чем океаны. Перемещающийся над ними с запада на восток поток воздуха постепенно нагревается, расширяется, давление наверху повышается, и изобары изгибаются к полюсам, очерчивая над восточной частью материка гребни высокого давления. Внизу, под зоной расходимости (к западу от оси гребня), возникают циклоны. Переходя на Океан, воздух начинает охлаждаться, сжимается, давление наверху понижается, изобары очерчивают ложбины над восточной частью Океана, а внизу, под зоной сходимости (к западу от оси ложбины), формируется антициклон.

Зимой картина обратная. Гребни высокого давления и зоны расходимости возникают наверху над теплым Океаном в его восточной части, создавая условия для образования приземных циклонов. Над материками формируются глубокие ложбины и зоны сходимости, что приводит к появлению приземных антициклонов (рис. 67).

В результате в умеренных широтах над восточной частью материков формируются зимние барические максимумы (антициклоны), например Азиатский, Канадский, и летние минимумы (циклоны), например Азиатский. Над океанами зимой усиливаются или возникают барические минимумы (циклоны), например Исландский, ослабевающие или сливающиеся в одну зону пониженного давления летом (рис. 47 и 48).

Сохранение антициклонального режима над тем или иным районом не означает сохранения в течение всего сезона одного и того же антициклона. Ряд антициклонов, последовательно сменяя друг друга, преобладают над циклонами, появление которых не исключается. То же относится и к областям с циклональным режимом.

Над Арктикой влияние Океана приводит к значительному ослаблению давления, и, в результате туда проникают циклоны, особенно летом. Над материком Антарктиды барический максимум резко выражен.

В субтропических широтах, над нагретыми материками, давление всегда несколько ослаблено, и приходящие из более высоких широт антициклоны сосредоточиваются главным образом над океанами (например, Азорский максимум). При этом в летний период давление в субтропических антициклонах увеличивается.

В результате неравномерного нагревания и охлаждения материков и океанов возникают муссоны — устойчивые воздушные течения сезонного характера, меняющие свое направление от зимы к лету и от лета к зиме почти па противоположное (В Китае и Индии муссоном называют только летнее перемещение воздуха на материк). В переходные сезоны — весной и осенью — устойчивость режима ветра нарушается. Муссоны возникают в пограничной зоне между материками и океанами. Зимой над восточной частью материков в умеренных широтах устанавливается высокое давление; над океанами в это время оно более низкое. Ветер (зимний муссон) дует с материка на Океан. Он приносит сухую, малооблачную погоду. Летом давление над материком ниже, чем над соседними частями океанов, и ветер (летний муссон) направляется с Океана на материк. С этим ветром на материке связана влажная, дождливая погода.

Направление муссона, как и всякого ветра, определяется барическим градиентом, отклоняющей силой вращения Земли и трением. Зимой в умеренных широтах направление его в общем западное, летом — восточное.

Муссонное течение охватывает лишь самый нижний слой тропосферы. Воздушного противотечения («антимуссона») над муссонами нет.

Муссоны — проявление циклонической и антициклонической деятельности в атмосфере. Они наблюдаются там, где циклоны и антициклоны обладают устойчивостью и резким сезонным преобладанием одних над другими. Благодаря тому, что зимние устойчивые антициклоны и летние циклоны устанавливаются над восточными частями больших участков суши, в умеренных широтах муссоны развиты по восточным окраинам материков. Область распределения муссонов не ограничена умеренными широтами. Они отчетливо выражены и в тропических широтах, особенно там, где сказывается влияние суши, расположенной по соседству, но в более высоких широтах.

Причина возникновения тропических муссонов — сезонное смещение экваториальной депрессии и субтропической области высокого давления (субтропических антициклонов) к северу — в июле и к югу — в январе. В июле экваториальная депрессия и субтропические антициклоны занимают крайнее северное положение. Область распространения пассатов сдвигается к северу. В это время в полосе, примыкающей с юга к депрессии, место пассатов занимают ветры, близкие по направлению к противоположным: воздух направляется от экватора к сместившейся на север экваториальной депрессии. К январю, постепенно смещаясь на юг, экваториальная депрессия и субтропические антициклоны занимают крайнее южное положение (при этом депрессия только местами заметно смещается к югу от экватора). Пассаты в северном полушарии доходят до экватора, сменяя господствовавшие в приэкваториальной полосе в июле противоположные ветры. Таким образом возникает область смены ветров по сезонам на противоположные — области тропических (экваториальных) муссонов. Летний муссон дует от экватора и приносит влажную, с осадками погоду. Зимний муссон — это пассат соответствующего полушария, и погода, связанная с ним, отличается отсутствием (или малым количеством) осадков. Там, где встречаются пассаты и противоположные им ветры, дующие от экватора, располагается тропический фронт, непрерывно перемещающийся то к северу, то к югу (в зависимости от сезона).

Над Океаном, вне влияния суши, сезонные смещения экваториальной депрессии и субтропических областей высокого давления невелики. Изменения давления в течение года над сушей значительно увеличивают масштабы этих смещений, и в результате область распространения тропических муссонов охватывает большие пространства. Классический пример — влияние Евразии и Африки на смещение областей давления в бассейне Индийского океана. Таким образом, распространение тропических муссонов непосредственно связано с распределением материков и океанов и их влиянием на циркуляцию атмосферы.

ПОГОДА

Физическое состояние атмосферы в данной местности в определенный момент или за небольшой отрезок времени называют погодой. Погода представляет собой внешнее проявление процессов, происходящих в атмосфере при ее взаимодействии с подстилающей поверхностью, и характеризуется комплексом метеорологических элементов и явлений: температурой, влажностью, давлением, ветром, облачностью, осадками и т. д.

Типы погоды. Факторы, определяющие погоду, очень многочисленны и изменчивы, поэтому погода очень разнообразна и в деталях редко повторяется, но сходных погод много; их можно объединить в несколько типов: ясная или малооблачная погода без осадков; облачная с прояснениями погода с кратковременными ливневыми осадками; пасмурная погода с низкой облачностью; ненастная погода с обложными осадками.

Формирование разных типов погоды зависит от развития атмосферных процессов, от состояния и перемещения воздушных масс, фронтов, циклонов и антициклонов.

Ясная или малооблачная погода без осадков характерна для антициклонов. Зимой ее установлению предшествуют резкое похолодание и постепенное ослабление ветра. Летом такой тип погоды наблюдается в условиях сильного прогревания воздуха при малом испарении. В антициклоне этому способствуют адиабатическое нагревание опускающегося воздуха и связанная с этим инверсия температуры. При очень малом влагосодержании воздуха ясная или малооблачная погода может быть и в циклонах: например, зимой — в Восточной Сибири при очень низких температурах, летом — в Средней Азии при очень малой относительной влажности воздуха.

Наступление ясной или малооблачной погоды без осадков отмечается ослаблением ветра, уменьшением облачности и прекращением осадков. Температура зимой понижается, летом повышается. Атмосферное давление обычно медленно возрастает. Чем медленнее происходит смена погоды, тем больше вероятность сохранения наступившей погоды. Объясняется это тем, что малоразвитые циклоны и антициклоны быстро сменяют друг друга, при этом быстро изменяется и погода. Глубокий же мощный циклон сменяется мощным, часто малоподвижным антициклоном.

При сохранении ясной погоды хорошо выражен суточный ход температуры, влажности, ветра. Особенно резко проявляется это летом и значительно слабее — зимой. Большие суточные амплитуды колебания температуры вызывают образование ночью росы (летом) и инея (зимой). Весной и осенью возможны заморозки. В низинах часто возникают ночные туманы. После восхода Солнца развивается конвекция, ночью устанавливается инверсия. Конвекция сопровождается образованием кучевых облаков, растекающихся и постепенно исчезающих к вечеру. Днем при неравномерном нагревании поверхности появляется слабопорывистый ветер, ночью — тихо. Хорошо выражены местные ветры, вызванные термической циркуляцией (бриз, горно-долинный).

При ясной, сухой погоде, установившейся после вторжения малозапыленных воздушных масс из более высоких широт, небо утром голубое, днем белесоватое, вечерняя заря золотистая или оранжевая, переходящая в зеленовато-желтую.

Облачная с прояснениями погода с кратковременными ливневыми осадками связана с неустойчивым состоянием воздуха. Холодный воздух, перемещаясь на теплую поверхность, нагревается и теряет устойчивость. В нем возникают конвективные вертикальные токи, образуются кучевые и кучево-дождевые облака, достигающие большой мощности, выпадают ливневые дожди (летом) и снег (зимой).

Чем больше вертикальная мощность облаков, тем сильнее может быть ливень и тем больше вероятность выпадения града. О возможности ливней и гроз свидетельствует также высокое влагосодержание в воздухе. Неустойчивая погода — погода холодного фронта, прохождение которого обычно сопровождается понижением температуры и резким переходом от ясной погоды к облачной с ливнями и с быстрым прояснением.

Неустойчивая погода наблюдается над материком в средних широтах летом, а весной и осенью иногда и в более высоких широтах. Зимой неустойчивая погода над материком может быть на широтах 30—40°, где в это время воздух интенсивно нагревается. Ливневые осадки зимой выпадают чаще всего над Океаном, куда приходит холодный воздух с материка.

Про анемометры:  Датчики защитного отключения козлового или мостового крана от максимально-допустимых ветровых нагрузок

Пасмурная погода с низкой облачностью и частыми, но слабыми, моросящими осадками вызывается охлаждением теплого и влажного воздуха, приходящего на холодную поверхность. Она может быть связана также с размытыми, слабо выраженными атмосферными фронтами. Высота и мощность облаков невелики, так как формирование их происходит при слабом вертикальном подъеме воздуха, охватывающем только нижний слой тропосферы, облака слоистые. Такая погода наблюдается обычно зимой.

При сохранении пасмурной погоды температура отличается небольшим суточным ходом. Направление и скорость ветра изменяются очень мало. Давление воздуха остается почти постоянным. Слоистые облака иногда снижаются до земной поверхности и образуют туман, который может продержаться несколько суток.

Ненастная погода с обложными осадками типична для циклонов и связана с системой атмосферных фронтов в развивающемся циклоне. В таких циклонах происходят интенсивное поднятие воздуха, облакообразование и выпадение осадков. Характерные порывистые ветры, сильные и умеренные, зимой — метели.

Ненастная погода с обложными осадками сохраняется весь период прохождения циклона через данный пункт. О наступлении ненастной погоды свидетельствует нарушение хода метеорологических элементов. Летом температура снижается, зимой повышается. Увеличивается влажность воздуха, падает давление. В связи с приближением теплого фронта сменяются формы облаков (см. стр. 126). Прежде всего появляются перистые облака, хорошо различимые при заходе Солнца. Они движутся с одной стороны горизонта. Чем больше скорость их движения, тем быстрее ухудшается погода. Постепенно перистые облака уплотняются и сменяются перисто-слоистыми. Вокруг Солнца и Луны возникают гало. При появлении высокослоистых облаков среднего яруса гало исчезают, а более плотные слоисто-дождевые облака приносят осадки. Появление фронтальных перистых облаков может не сопровождаться ухудшением погоды, если циклон изменил направление движения или если фронт оказался размытым.

Приближение холодного фронта отличается медленным понижением давления. При прохождении холодного фронта давление резко повышается, а температура падает. Облака всех ярусов появляются почти одновременно, ветер усиливается. Обычно ненастная погода, наступившая при прохождении холодного фронта, продолжается сравнительно недолго.

В районе прохождения циклона наблюдается усиление ветра и последовательная смена его направления. Если циклон проходит через пункт наблюдения южной частью, ветер меняется от южного на юго-западный и северо-западный. Если же циклон проходит северной частью, ветер изменяется от юго-восточного на восточный, северо-восточный и северный (рис. 61).

Преобладание в том или ином месте одного из типов погоды, быстрота их смены и последовательность зависят от количества и режима поступления солнечного тепла, от условий циркуляции атмосферы, от характера подстилающей поверхности. Погода изменчива во времени и может значительно различаться в одно и то же время на сравнительно небольшом пространстве. Наибольшим постоянством отличаются условия погоды в экваториальной зоне, где смена ее в течение года вообще не выражена, а в течение суток происходит с удивительной правильностью. Наименее устойчива погода в средних и высоких широтах, она зависит от размещения и состояния циклонов и антициклонов, сменяющих друг друга.

§

Изучение погоды имеет огромное практическое значение. Прогнозы ее нужны почти всем отраслям народного хозяйства. Прогнозированием погоды занимается раздел метеорологии, называемый синоптической метеорологией ‘.

Предсказания погоды возможны на основании систематических наблюдений, производимых одновременно обширной сетью метеорологических и аэрологических станций. Учреждения, занимающиеся получением сведений о погоде, составлением прогнозов и доведением их до сведения заинтересованных организаций и населения, объединяются в Службу погоды. Служба погоды имеется почти во всех странах. Создаются карты погоды — синоптические. Синоптическая карта позволяет видеть одновременное состояние атмосферы на обширных пространствах и на всей Земле.

По данным наземных метеорологических станций составляют карты погоды, наблюдавшейся у земной поверхности. Наблюдения, проводимые в свободной атмосфере с помощью шаров-зондов, радиозондов, самолетов и специальных ракет, позволяют составить карты абсолютной и относительной топографии. Первые составляют для различных уровней — от 1,5 до 18 км, вторые — для слоя атмосферы между 500 и 1000 мб (приблизительно для слоя атмосферы до высоты 5 км над поверхностью Земли).

Основные приземные синоптические карты составляют через каждые 6 часов, карты барической топографии — от 1 до 4 карт в сутки. Синоптические карты — основной материал для предсказания погоды. Дополнительно к ним составляют вспомогательные карты (приземные карты погоды через 2—3 часа, карты изменения давления, осадков, влажности и т. д.), аэрологические диаграммы и графики (например, диаграмма изменений температуры и влажности с высотой), вертикальные разрезы атмосферы и т. п.

Анализ и сопоставление синоптических карт и дополнительных материалов за ряд сроков позволяют установить структуру, положение и перемещение циклонов и антициклонов, воздушных масс, фронтальных зон и других атмосферных образований, имеющих значение для формирования погоды.

Для составления краткосрочных прогнозов (на 1—2 дня) выявляют причины, обусловившие предшествующее развитие атмосферных процессов. Затем на основании закономерностей, известных из теории и практики, определяют наиболее вероятное направление их развития в ближайшее время. Строят приземные и высотные карты будущего поля давления с изображением возможного положения фронтов, барических образований, зон облачности и осадков.

Прогнозы сравнительно легко составляются и имеют высокую оправдываемость в тех случаях, когда в развитии атмосферных процессов не происходит быстрых изменений. Неудачные прогнозы погоды связаны большей частью с трудностями определения быстрой перестройки синоптических процессов, с изменением скорости и направления атмосферных объектов. Большей точностью отличаются специализированные прогнозы (для авиации, флота, сельского хозяйства и т. д.), менее точны общие прогнозы. Чем больше срок прогноза, тем меньше его оправдываемость.

Долгосрочные прогнозы погоды подразделяются на прогнозы малой заблаговременности (3—10 дней) и большой заблаговременности (месяц, сезон). Они содержат лишь общую характеристику погоды и приблизительные даты резких ее изменений. Задача составления долгосрочных предсказаний погоды очень сложна, и точность их меньше точности краткосрочных прогнозов.

Систематическое составление долгосрочных прогнозов началось в СССР в 1922 г. по методу, предложенному Б. П. Мультановским и развитому другими советскими учеными. На основании изучения синоптических карт за длительный период времени было установлено, что за период в 5—7 суток («естественный синоптический период») на сравнительно большой территории в общих чертах сохраняются основные системы барического поля и господствующий перенос воздушных масс, сохраняется и общий характер погоды — неожиданных скачков не бывает. Зная направление развития атмосферных процессов в начале периода, можно судить о погоде в остальные его дни.

Выяснилось, что циклоны и антициклоны имеют «излюбленные» направления движения и перемещаются от центров действия атмосферы но осям (нордкапская, венгерская, карская и т. д.). Были выделены «синоптические сезоны», в течение которых сохраняется определенное сочетание осей. Метеорологи считают, что в году имеется шесть таких «сезонов»: весенний (с 12 марта), первой половины лета (с 7 мая), второй половины лета (с 30 июня), осенний (с 22 августа), призимье (с 15 октября) и зимний (с 21 декабря). Даты начала «синоптических сезонов» взяты средние из многолетних наблюдений. В конкретном году могут быть отклонения на 20—40 дней. Это, естественно, затрудняет предсказания погоды.

Мультановский предположил, что погода зависит от состояния центров действия атмосферы, например в северном полушарии — Алеутского и Исландского минимумов, Азорского, Гавайского максимумов давления. Составленные на основании многолетних наблюдений карты траекторий и повторяемости циклонов и антициклонов указали на связь их с этими центрами.

Составляя прогноз погоды на месяц, на сезон, тщательно изучают синоптическую обстановку предшествовавших месяцев текущего года и ряда прошедших лет, подбирают аналогичные синоптические положения и, предполагая, что процессы развиваются сходно, предсказывают погоду.

Статистическим способом установили, что метеорологические процессы каждого месяца имеют аналогов среди других месяцев года, например атмосферные процессы октября в 73% случаев аналогичны процессам, происходящим в январе. Эта зависимость также используется при прогнозах погоды.

Окончательный прогноз составляется на основании ряда частных прогнозов с учетом того, насколько оправдываются различные способы прогнозирования.

Проблема сверхсрочных прогнозов (на год и более) вообще еще не решена.

Прогнозы погоды делятся по типам в зависимости от целей, для которых они разработаны:

прогнозы общего пользования (публикуемые в СМИ и на интернет-сайтах) содержат краткую информацию об облачности, атмосферных осадках, явлениях погоды, ветре, температуре и влажности воздуха, атмосферном давлении;

авиационные прогнозы содержат детальную характеристику ветра, видимости, явлений погоды, облачности;

морские и речные прогнозы содержат детальную характеристику ветра, волнения, явлений погоды, температуры воздуха;

сельскохозяйственные (агрометеорологические) прогнозы содержат детальную характеристику атмосферных осадков и температуры воздуха.

С развитием науки и применением новых технических средств становится возможна полная автоматизация прогнозирования и количественные оценки характеристик погоды.

Для предсказаний погоды в определенном пункте на короткий срок используют местные признаки погоды (см. табл. в приложении «Местные признаки погоды»). Они хорошо известны населению, занимающемуся, например, сельским хозяйством, и взяты из опыта многих поколений. Местные признаки погоды имеют физическое обоснование и ценны своей доступностью.

При предсказании погоды по местным признакам пользуются следующим правилом: если погода сегодня такая же, как и вчера, и если нет признаков ее изменения, то завтра она будет примерно такой же, как и сегодня. Если наблюдаются признаки изменения погоды, используется их совокупность.

КЛИМАТ

Как ни изменчива погода, многолетние наблюдения позволяют установить в смене погод закономерную последовательность — определенный режим, типичный для данного места.

Состояние атмосферы, типичное для данного места и выражающееся в определенном режиме погоды, называется климатом.

Понятие «климат» не всегда трактовалось одинаково и не всеми одинаково трактуется в настоящее время.

Слово «климат» греческое и в переводе на русский язык означает «наклонение» (klima—наклон). Древние греки делили поверхность Земли в зависимости от угла падения на нее солнечных лучей (от наклона поверхности по отношению к лучам) и от продолжительности освещения (длины дня) на широтные пояса — «климаты» — климатические пояса. Позднее климатом называли температуру, свойственную различным климатическим поясам.

Длительное время под климатом понимали среднее состояние атмосферы. Климат характеризовался средними величинами значений метеорологических элементов, выведенными на основании многолетних наблюдений за погодой. Вычислялись средние суточные, средние месячные, средние годовые и средние многолетние значения температуры, количества осадков и т. д. Средние многолетние величины считались климатическими показателями (нормами климата). Кроме средних, вычислялись также крайние значения метеорологических элементов (наибольшие и наименьшие), определяющие пределы, в которых возможны отклонения от среднего состояния. Все климатические показатели получались путем подсчета — статистическим методом. Этот метод долго оставался единственным в так называемой классической климатологии. Его применение позволило обработать очень большой материал метеорологических наблюдений, создать климатические справочники, атласы, сделало возможными сравнительные характеристики и классификацию климатов. Статистический метод в климатологии не потерял практического значения и в настоящее время.

Однако механическое деление погоды на ряд метеорологических элементов мешало изучению (реального состояния атмосферы. Сочетания отдельно вычисленных значений метеорологических элементов оказывались искусственными, крайне редко встречающимися в природе. Развитию климатологии способствовало применение нового, комплексного метода, предложенного впервые Е. Е. Федоровым, основателем комплексной климатологии. Комплексная климатология рассматривает климат как многолетний режим погоды, проявляющийся в закономерной последовательности всех наблюдаемых в данной местности погод.

Сущность комплексного метода заключается в том, что климат характеризуется не отдельно взятыми осредненными метеорологическими элементами, а комплексами этих элементов, отражающими реальную погоду в конкретный период времени, — комплексными типами погоды. Каждый комплексный тип характеризует погоду отдельных суток. Один и тот же тип погоды может повторяться в одном месте и может встречаться в разных районах.

Комплексных типов погоды очень много. Все они группируются в 16 классов и в 3 большие группы: 1) безморозные, 2) с переходом температуры воздуха через 0° и 3) морозные. На каждые сутки заполняется специальная карточка погоды. Из таких карточек составляется каталог погод. Чем длиннее ряд лет, для которого составлен каталог, тем точнее характеристика климата.

В комплексной климатологии применяется графическое изображение структуры климата в погодах. Графики хорошо передают особенности климата того или иного района. На рисунке 69 по горизонтальной оси отложены месяцы, по вертикальной — повторяемость классов погоды. Графики структуры климата в погодах дополняются кривыми хода средних месячных температур и крайних температур воздуха, а также диаграммами годового хода осадков. Используются данные по радиационному и тепловому балансу. Для больших территорий составляются карты повторяемости различных классов погод. Комплексный метод имеет недостатки: типы погод выделяются по внешним признакам, графики структуры климата в погодах не отражают динамики процесса.

Одновременно с комплексной климатологией развивалась динамическая климатология, определяющая климат как закономерную последовательность метеорологических процессов. Синоптико-динамический метод — метод динамической климатологии — позволяет с помощью синоптических карт раскрыть конкретные процессы, обусловливающие климат данной местности.

Первостепенное значение в формировании климата придается движению воздушных масс, их трансформации, процессам, связанным с фронтами, с циклонами и антициклонами. Но синоптико-динамический метод не дает возможности получить числовые показатели, особенно важные для специалистов-практиков.

В настоящее время успешно разрабатывается комплексно-динамический метод, сочетающий методы комплексной и динамической климатологии.

§

Типичное состояние атмосферы — многолетний режим погоды — определяется сложным сочетанием ряда факторов, среди которых главное место принадлежит радиационному балансу, циркуляции атмосферы и характеру подстилающей поверхности.

На Земле при условии однородной, достаточно влажной поверхности различия в климате зависели бы от двух первых факторов и изменение его в пространстве было бы строго зональным, т. е. были бы идеально выражены климатические пояса.

В экваториальном поясе много тепла, равномерно распределяющегося в течение года. Годовые амплитуды колебания температуры меньше суточных. Влагосодержание воздуха велико, относительная влажность большая. Постоянные ветры отсутствуют. Преобладает поднятие воздуха, сопровождающееся образованием облаков и выпадением ливневых осадков. В этой зоне формируется экваториальная воздушная масса.

В тропическом поясе солнечного тепла поступает летом больше, чем зимой, но зима теплая. Господствуют антициклоны и пассатные ветры, поэтому осадков мало. Тропическая зона — место формирования тропического воздуха.

В умеренном поясе тепло распределено в течение года очень неравномерно. Резко выражены термические сезоны. Циркуляция атмосферы сложная, преобладают западные ветры. Характерна циклоническая деятельность. В связи с этим осадки выпадают часто, причем зимой в виде снега. В умеренных широтах находится очаг формирования умеренной воздушной массы.

В- арктическом (антарктическом) поясе тепла мало. Годовые колебания температуры значительны, суточные — очень небольшие. Преобладает антициклоническая деятельность. Осадков мало. Формируется арктический (антарктический) воздух.

Сезонные смещения четырех описанных климатических поясов создают три промежуточных пояса, в которых процессы летом идут так, как в поясе, соседнем со стороны экватора, а зимой так, как в поясе, соседнем со стороны полюса. Это пояса переменного господства двух разных географических типов воздушных масс. Между экваториальным и тропическим поясами находится субэкваториальный пояс, отличающийся влажным летом и сухой зимой. Летом в нем господствует экваториальный воздух, зимой — тропический. Между тропическими и умеренными поясами лежит субтропический пояс с сухим летом и влажной зимой. Воздушные массы летом тропические, зимой — умеренных широт. Между поясами умеренным и арктическим (антарктическим) выделяется субарктический (субантарктический) пояс с господством арктического (антарктического) воздуха зимой и воздуха умеренных широт летом.

В реальных условиях огромное климатообразующее значение имеет подстилающая поверхность, распределение суши и воды, течения, рельеф, цвет поверхности и т. д. Характер подстилающей поверхности оказывает влияние на составляющие радиационного баланса и на циркуляцию атмосферы.

Наличие водной поверхности и суши объясняет существование почти во всех климатических поясах двух разных климатов — морского и континентального. При поглощении одинакового количества тепла вода нагревается в 2—3 раза медленнее, чем суша, но и охлаждается она медленнее. Средняя величина альбедо водной поверхности на 10—20% ниже альбедо суши (без снега), поэтому при одинаковых условиях вода поглощает больше тепла. На нагревание воздуха, соприкасающегося с водой, последняя расходует всего около 0,4% поглощенной радиации. Излучение воды и суши почти одинаково. В общем радиационный баланс водной поверхности в умеренных широтах больше, чем баланс поверхности суши, и температура ее в среднем (без учета влияния течений) выше. В низких широтах такого положения нет, так как Океан отдает много тепла на испарение, а суша получает много тепла. Суточные амплитуды колебания температуры над Океаном очень малы (до 1°), годовые — больше суточных, но меньше, чем амплитуды колебания температуры на суше. Они увеличиваются за счет проникновения континентального воздуха с суши. Годовые максимумы и минимумы температуры запаздывают на 1—2 месяца. Поэтому весна” над Океаном холоднее осени.

Различный термический режим поверхности воды и суши определяет противоположный годовой ход давления: в умеренных широтах зимой происходят углубление барических минимумов над Океаном и усиление максимумов над сушей, летом — наоборот. Как следствие изменений давления по сезонам над ‘материками и океанами возникает муссонная циркуляция.

Относительная влажность воздуха над Океаном обычно выше, что особенно заметно летом; облачность больше, чаще туманы; меньше продолжительность солнечного сияния.

Над Океаном и на суше, попадающей под влияние масс морского воздуха, осадки выпадают чаще, чем вдали от Океана.

Огромное влияние на формирование климата над Океаном и над омываемыми им частями материков оказывают океанские течения.

Теплые течения способствуют неустойчивости воздуха, развитию конвекции, выпадению осадков. Холодные течения уменьшают устойчивую стратификацию и ослабляют вертикальный обмен воздуха и водяного пара. Испарение влаги над теплым течением интенсивнее, чем над холодным. В Атлантическом океане в умеренных широтах (50° с. ш.) над теплым течением испаряется слой до 130 см воды в год, над холодным — около 63 см. В тропических и субтропических поясах испарение над теплыми течениями местами достигает 2000 см в год. Над холодным течением очень часто возникают туманы.

Во всех океанах, кроме Северного Ледовитого, существует система течений, в результате которой у восточных берегов материков в тропических широтах проходят теплые течения, в умеренных — холодные. У западных берегов, наоборот, в тропических широтах течения холодные, в умеренных теплые. Таким образом, теплые и холодные течения во всех климатических поясах поддерживают температурные различия между западными и восточными частями Океана, вызывая нарушение в зональном распределении идеальных климатических поясов.

Велико и разнообразно влияние на климат рельефа. Особенно сильно проявляется оно в горах, где изменение с высотой всех метеорологических элементов приводит к образованию вертикальных климатических поясов.

С увеличением высоты радиационный баланс постепенно уменьшается. Возрастающая интенсивность солнечной радиации не покрывает излучения, увеличивающегося еще интенсивнее. При поднятии на 100м наблюдается понижение температуры в среднем на 0,6°. Зимой и в ночные часы летом, когда холодный воздух стекает в понижения, возникает инверсия. Этим объясняется тот факт, что в Верхоянске, на высоте 120 и над уровнем моря, средняя температура февраля — 48,8°, а на Верхоянском хребте (Семеновский рудник), на высоте 1020 м, на 18° выше.

Количество осадков с высотой возрастает до известного предела, выше которого оно начинает уменьшаться. В Гималаях такой предел находится на высоте 1000—1500 м, в Центральном Кавказе — на высоте 2500 м, в горах Средней Азии — на высоте 3000 м зимой и 4000 и летом.

Про анемометры:  если решите отвечу на любые вопросы!Составьте пары правильных ответов "прибор-единица - Школьные

На больших высотах выпадает снег. Там, где в течение теплого периода снег не успевает стаивать, образуются ледники.

Большие различия в климате вызываются экспозицией и крутизной склонов, а также характером форм рельефа, усложняющим условия радиационного и ветрового режима.

Горные хребты деформируют воздушные течения, как местные, так и общей циркуляции атмосферы. Даже невысокие плоские горы, расположенные на равнине, оказывают влияние на линии воздушных токов в средней тропосфере. Как правило, хребты активизируют циклоническую деятельность и вызывают увеличение облачности и осадков на наветренных склонах. Нередко они являются естественной границей между разными массами воздуха. Перемещаясь, холодный воздух растекается слоем сравнительно небольшой мощности, и хребты задерживают его распространение. Благодаря этому на Крымском и Кавказском побережьях Черного моря зимой сохраняется теплая погода.

Климат отражает все разнообразие характера подстилающей поверхности; на его формирование влияют снег и лед, покрывающие поверхность, почвенный и растительный ее покровы и т. д.

Под влиянием подстилающей поверхности нарушается однородность климатических поясов, что проявляется в различиях климатов, формирующихся в пределах пояса, в отклонении границ последнего от широтных и в появлении климатов с незональными признаками.

Крупные различия в характере поверхности (например, распределение суши и воды) сказываются в слое атмосферы мощностью несколько тысяч метров и приводят к формированию различных климатов над большими участками поверхности — к формированию макроклиматов.

Менее крупные, местные различия характера поверхности (например, распределение лесных массивов и полей) оказывают воздействие на слой тропосферы высотой несколько сотен (300—500) метров и объясняют формирование местных климатов, проявляющихся всегда на фоне макроклиматов.

§

Факторы климатообразования, действуя в разнообразных сочетаниях, создают такое многообразие климатов, в котором невозможно разобраться без их классификации. Трудно найти два совершенно одинаковых климата, но, выявив основные черты сходства и различий, можно сгруппировать их по одному или по нескольким ведущим признакам.

Первые классификации климатов появились в 70-х годах XIX в. л имели описательный характер. Выделенные климатические провинции назывались по географическому названию мест их расположения (Капская, Калифорнийская и т. д.). Количество провинций в классификации, предложенной А. Зупаном, достигает 103.

Широкое применение во всех странах получила классификация климатов, созданная В. П. Кеппемом в период 1900—1936 гг. В основу классификации климатов Кеппен положил различия в температуре и увлажнении, считая главным не одинаковую среднюю годовую температуру, а наличие или отсутствие ясно выраженной смены времен года. Кеппен выделяет пять климатических поясов: А — жаркий, В — сухой, С — умеренно-теплый, Д — умеренно-холодный, Е — холодный.

Пояса В, С, Д и Е повторяются по одному в каждом полушарии.

Пояс А. Средняя температура самого холодного месяца не ниже 18°. Годовая сумма осадков не менее 75 см. Границы пояса: июльская изотерма 18° на севере и январская изотерма 18° на юге.

Пояс В. Границы определяются соотношениями средней годовой температуры (t) и годового количества осадков (г), при этом учитывается характер распределения осадков в течение года: 1) при преобладании зимних осадков г≤2t; 2) при преобладании летних осадков ≤г2(t 14); 3) при равномерном увлажнении r≤2 (t 7).

Формулы соотношения t и г выведены Кеппеном эмпирически. ≥

В поясе В выделяются климат степей BS и климат пустынь BW. В пустынях предел засушливости в 2 раза меньше, чем в степях, и соотношение годового количества осадков и температуры соответственно изменяется: 1) г≤t, 2) r≤t 14, 3) г≤t 7.

Пояс С. Средняя температура самого холодного месяца ниже 18°, но не ниже —3°. Может выпадать снег, но устойчивого покрова не образуется. Количество осадков-—менее предела засушливости (см. пояс В). Граница пояса со стороны экватора—изотерма 18° самого холодного месяца, со стороны полюса изотерма —3° самого холодного месяца.

Пояс Д. Средняя температура самого холодного месяца ниже—3°. Средняя температура самого теплого месяца не ниже 10°. Годовое количество осадков больше предела засушливости; образуется устойчивый снежный покров. Пояс ограничен со стороны экватора изотермой — 3° самого холодного месяца, со стороны полюса изотермой 10° самого теплого месяца.

Пояс Е. Средняя температура самого теплого месяца ниже 10°. Граница пояса — изотерма 10° самого теплого месяца — граница распространения леса. Климат холодного пояса делится на климат тундры (ЕТ) и климат мороза (EF). Граница между ними — изотерма 0° самого теплого месяца.

В поясах А, С, Д различаются климаты с сухой зимой (w), с сухим летом (s) и с равномерным увлажнением (f).

Кеппен выделил всего одиннадцать основных типов климата:

Af —влажных тропических лесов; Cf —умеренно-теплый, влажный;

Aw — саванн; Dw — забайкальский;

BS —степей; Df —холодных влажных зим;

BW—пустынь; ЕТ —тундры;

Cs —■ средиземноморский; EF —снегов.

Cw — китайский;

Буквенное обозначение — формулу климата — Кеппен считал главным и не придавал большого значения названиям. Буквы в климатической формуле ставят в порядке важности обозначаемых ими черт климата. Формула может состоять из трех букв, например: Cfa, Cfb, Cfc. Буква а показывает, что средняя температура самого теплого месяца выше 22°; b обозначает, что по крайней мере 4 месяца в году имеют среднюю температуру выше 10°; если количество месяцев со средней температурой 10° от одного до трех, то ставится буква с. Буквой d пользуются, когда нужно показать, что температура самого холодного месяца ниже —38°, например Dwd.

Классификация климатов, разработанная Кеппеном, отличается большой стройностью, четкостью и удобна для пользования. К недостаткам ее относят искусственное выделение предела засушливости (см. климат В) и употребление одних и тех же показателей для обозначения климатов гор и низменностей.

С классификацией Кеппена во многом сходна классификация, созданная Л. С. Бергом (1924), но последняя более географична: в ней учтена тесная взаимосвязь климата с рельефом, с почвенным и растительным .покровом.

Берг выделяет: климат низин, подразделяющийся на климат океанов и суши, и климат возвышенностей, подразделяющийся на климат нагорий и плато, климат горных стран и отдельных гор.

В климате низин (и океанов, и суши) по направлению от полюсов к экватору различаются 11 климатических поясов (зон), соответствующих 11 типам климата: климат тундры; тайги; лиственных лесов умеренной зоны; муссонов умеренной зоны; степей; пустынь внетропических; средиземноморский; лесов субтропических; пустынь тропических; саванн; влажных тропических лесов.

Учитывается, что над Океаном эти климаты выражены в более умеренной (смягченной влиянием Океана) форме.

На плато и в горах в общем повторяются те же типы климата, что и в низинах. Выше снеговой линии (выше нулевой изотермы самого теплого месяца) выделяется 12-й тип климата — климат вечного мороза.

Классификации климатов Кеппена и Берга основаны на внешних качествах и особенностях климатов и не вскрывают причин их образования.

КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ (описание дается по Алисову)

Климаты экваториального пояса. Количество суммарной солнечной радиации—140—150 ккал/см2 в год. Радиационный баланс на материке— 80 ккал/см2 в год, на Океане—100—120 ккал/см2 в год. Преобладают пониженное давление, слабые, неустойчивые ветры, благоприятствующие развитию термической конвекции.

Испарение одинаково велико как над Океаном, так и над материком, покрытым густой растительностью. Абсолютная влажность воздуха более 30 г/м3 над сушей, относительная влажность — 70% даже в наиболее сухих местах. Среднемесячная температура воздуха колеблется от 24 до 28°. Количество осадков почти всюду превышает возможное испарение и достигает в среднем 2000 мм в год. Наибольшее количестве осадков приходится в общем на периоды равноденствия, но эта закономерность не везде выдерживается.

Континентальный и океанский типы экваториального климата различаются очень мало.

В высокогорном экваториальном климате температура несколько ниже, количество осадков меньше (в связи с уменьшением с высотой влагосодержания). На высоте 4500 м лежит граница пояса вечных снегов.

Климаты субэкваториальных поясов (поясов тропических муссонов). Этот климат слагается как бы из двух климатических режимов: в летнем полушарии экваториальный муссон направляется от экватора и приносит влагу; в зимнем полушарии муссон дует к экватору от тропиков, влажность воздуха при этом падает.

Континентальный субэкваториальный климат формируется на всех континентах. Граница экваториальных муссонов во внутренних частях континентов лежит в среднем около 18° с. ш. Особенно далеко от экватора граница заходит в Азии (Индостан, Индокитай).

Континентальный субэкваториальный климат характеризуется влажным летом, сухой зимой и засушливой жаркой весной. На равнинах по мере удаления от экватора количество осадков уменьшается. Годовой ход температуры имеет два минимума (зимой и летом) и два максимума (весной и осенью). Некоторое понижение температуры летом вызывается воздействием экваториального воздуха, который в это время холоднее тропического на несколько (до 5) градусов. Количество осадков редко превышает 2000 мм в год.

В горных районах температура с высотой понижается, но характер годового хода метеорологических элементов сохраняется. На склонах, принимающих на себя экваториальные муссоны, количество осадков очень резко увеличивается, достигая предельного количества (Черра-пунджа).

Океанский субэкваториальный климат наблюдается на всех океанах в северном полушарии, в южном — над Индийским и западными частями Тихого и Атлантического океанов. Граница его распространения лежит в среднем около 12° широты. Вблизи этой границы чаще возникают тропические циклоны.

Лето в океанском субэкваториальном климате более влажное и более (на 2—3°) теплое, чем зима. От континентальной разновидности этого климата он отличается большей влажностью воздуха и менее высокой температурой.

Климаты тропических поясов. Годовое количество суммарной радиации вследствие малой облачности в тропическом поясе больше, чем в экваториальном: на материке—180—200 ккал1см2 в год, на Океане — 160 ккал/см2 в год. Однако, в связи с тем что эффективное излучение тоже очень велико, радиационный баланс составляет всего 60 ккал/см2 в год на материке и 80—100 ккал/см2 в год на Океане.

В антициклонах над океанами и в барических депрессиях термического происхождения над материками формируется тропический воздух, отличающийся от воздуха на экваторе меньшей влажностью. Для континентального тропического воздуха это объясняется очень малым испарением, для морского — устойчивой стратификацией пассатов (пассатной инверсией), мешающей вертикальному обмену и переносу влаги в более высокие слои тропосферы.

Континентальный тропический климат очень сухой и жаркий, с большими суточными амплитудами колебания температуры воздуха (до 40°). Средняя годовая амплитуда температуры воздуха около 20°. Относительная влажность летом около 30%. Этот климат характерен для внутриматериковых пустынь тропического пояса.

С высотой температура воздуха падает, количество осадков возрастает. Снеговая линия располагается примерно на высоте 5300 м, в особо защищенных областях поднимаясь до 6000 м.

Океанский тропический климат сходен с экваториальным, так как суточные и годовые амплитуды колебания температуры над Океаном сравнительно невелики, отличается от экваториального меньшей облачностью и устойчивыми ветрами.

Тропический климат западных побережий континентов очень своеобразен. Он характеризуется сравнительно низкой температурой воздуха (18—20°) и малым количеством осадков (менее 100 мм в год) при большой влажности воздуха (80—90%). Это климат прибрежных пустынь (Западная Сахара, Намиб, Атакама, Калифорнийская).

На формирование климата западного побережья материков в тропическом поясе оказывают влияние холодные течения и приток воздуха в восточной части субтропического максимума (антициклона) со стороны умеренных широт, усиливающие инверсию, существующую в пассатах. В результате граница температурной инверсии располагается ниже границы конденсаций и конвекция не развивается, а следовательно, не образуются облака и не выпадают осадки. Годовой ход температуры такой же, как в океанском типе. Очень часты туманы, развиты бризы.

С высотой температура воздуха сначала несколько возрастает (так как влияние холодного течения уменьшается), затем понижается; количество осадков не увеличивается.

Тропический климат восточных побережий континентов отличается от климата западных побережий более высокой температурой и большим количеством осадков. Благодаря влиянию теплого течения и воздуха, приносимого в западной части антициклона от экватора, пассатная инверсия ослаблена и не препятствует конвекции.

В горах на наветренных склонах осадков больше, но с высотой их количество не возрастает, так как пассаты влажны только в нижнем слое. На подветренных склонах осадков мало.

Климаты субтропических поясов. Зимой радиационный режим и характер циркуляции складываются почти так же, как и в умеренном поясе, летом — так же, как и в тропическом поясе.

По сравнению с тропическим поясом годовое количество солнечной радиации уменьшается примерно на 20%, ее сезонные колебания делаются более заметными.

Летом над океанами хорошо выражены антициклоны, над материками — области пониженного давления. Зимой в субтропическом поясе преобладает циклоническая деятельность.

Континентальный субтропический климат. Лето жаркое, сухое. Средняя температура летних месяцев 30° и выше, максимальная более 50°. Зима относительно холодная, с осадками. Годовое количество осадков около 500 мм, а на наветренных склонах гор — в четыре-пять раз больше. Зимой выпадает снег, но устойчивый снежный покров не образуется. С высотой количество осадков увеличивается. Температура воздуха понижается, и выше 2000 м над уровнем моря зимой короткое время сохраняется снежный покров.

Океанский субтропический климат отличается от континентального субтропического более равномерным годовым ходом температуры воздуха. Средняя температура наиболее теплого месяца около 20°, наиболее холодного около 12°.

Субтропический климат западных побережий материков (средиземноморский) . Лето нежаркое, сухое. Зима относительно теплая, дождливая. Летом побережье попадает под влияние восточной периферии субтропического антициклона (см. климат западных побережий тропического пояса). Зимой здесь господствует циклоническая деятельность.

Субтропический климат восточных побережий имеет муссонный характер. Зима сравнительно с другими климатами этого пояса холодная и сухая, лето жаркое и влажное. Этот климат хорошо выражен только в северном полушарии, и особенно на восточном побережье Азии.

Климаты умеренных поясов. Радиационный баланс в среднем за год в два раза меньше, чем в тропическом поясе, что в значительной степени зависит от облачности. При этом летом он немногим отличается от радиацинного баланса тропического пояса, зимой же на материке радиационный баланс отрицательный. Развитие циклонической деятельности обеспечивает меридиональный перенос воздуха. Осадки связаны в основном с прохождением циклонов.

Континентальный умеренный климат — климат материков северного полушария. Лето теплое (может быть жарким), зима холодная с устойчивым снежным покровом.

Радиационный баланс в среднем за год 20—30 ккал/см2, в летние месяцы он мало отличается от тропического (6 ккал/см2 в мес), а в зимние составляет отрицательную величину (—1 ккал/см2 в мес).

Летом над материками происходит интенсивная трансформация воздушных масс, приходящих с океанов и с севера. Воздух нагревается, дополнительно увлажняется за счет влаги, испарившейся с поверхности материка. Зимой воздух охлаждается в антициклонах. Температура падает ниже — 30°. Осадков больше летом, но длительная трансформация воздуха может привести к засухе.

В горах летом значительно холоднее, чем на равнине, а зимой на равнине (в результате вхождения холодных масс воздуха) часто холод* нее, чем в горах. На склонах гор, особенно на западных, обращенных навстречу господствующим ветрам, осадков больше, чем на равнине.

Океанский умеренный климат. Радиационный баланс поверхности океанов в среднем за год в 1,5 раза больше, чем на материках. Теплые течения приносят в умеренные широты почти столько же тепла, сколько обеспечивает радиационный баланс. Около 2/3 тепла тратится на испарение, остальное идет на нагревание атмосферы (турбулентный теплообмен) зимой.

Зима над океанами значительно теплее, чем над материками, лето прохладнее. Весь год развита циклоническая деятельность.

Умеренный климат западных побережий материков формируется под воздействием западного переноса воздуха с Океана на материк; отличается от континентального меньшими годовыми колебаниями температуры. Осадки выпадают довольно равномерно во все сезоны.

Умеренный климат восточных побережий материков обусловлен перемещением воздуха летом с Океана на материк, зимой —с материка на Океан. Лето дождливое, зима сухая, холодная. Холодные течения понижают летнюю температуру воздуха, весной и в начале лета они способствуют образованию туманов.

Климаты субарктического и субантарктического поясов. Континентальный субарктический климат формируется только в северном полушарии. Радиационный баланс 10—12 ккал/см2 в год. Лето относительно теплое, короткое, зима суровая. Годовая амплитуда колебания температуры очень велика. Осадков мало (менее 200 мм в год). Летом преобладают ветры северных направлений. Приходящий с севера и трансформирующийся над материком воздух приближается по своим качествам к арктическому.

В горах зимой наблюдается мощная инверсия. Очень велики различия между летней и зимней температурами в понижениях рельефа, где обмен воздуха ослаблен.

Океанский субарктический и субантарктический климат не имеет резких различий между температурой зимы и лета. Годовая амплитуда температуры не больше 20°. Весь год развита циклоническая деятельность.

Климаты арктического и антарктического поясов. Радиационный баланс за год в среднем близок к нулю. Снежный покров не стаивает весь год. Большая отражательная способность снега приводит к тому, что даже летом радиационный баланс очень мал. Так, на ст. Пионерская (70э ю. ш.) при суммарной радиации в декабре 24 ккал/см2 в мес. радиационный баланс на поверхности снега меньше 2 ккал.

Преобладание антициклонической погоды способствует ПОСТОЯННОМУ охлаждению воздуха в центральных районах Арктики и Антарктики. Осадков мало. Однако осадки и конденсация влаги на холодной поверхности снега вместе превышают испарение.

Континентальный полярный климат хорошо выражен в южном полушарии. Характеризуется очень суровой зимой и холодным летом. Отрицательную среднюю температуру имеют все месяцы. Отмечена минимальная температура — 88,3°.

Океанский полярный климат — климат северных полярных областей, формирующийся над поверхностью Океана, покрытого льдом. В приходе тепла зимой заметную роль играет тепло океанских вод, проникающее через лед. С октября по апрель радиационный баланс отрицательный, с мая по сентябрь—-положительный.

Средняя температура января в центре Арктики {—40°) выше, чем на северо-востоке Азии. Летом в результате потери большого количества тепла на таяние снега и льда и на испарение температура около 0°. Погода летом преимущественно пасмурная. Осадков мало (около 100 мм в год).

§

Результаты взаимодействия атмосферы с подстилающей поверхностью прежде всего и больше всего сказываются в нижнем слое тропосферы. Режим метеорологических элементов в этом слое всегда имеет некоторые особенности, быстро сменяющиеся от места к месту.

Изменения количественных значений метеорологических элементов в разных частях приземного слоя воздуха под влиянием неоднородного характера поверхности не вызывают изменений режима погоды, типичного для данной местности в целом. Но они обусловливают возникновение местных особенностей климата, проявляющихся на незначительном пространстве. Совокупность местных особенностей климата называют микроклиматом.

Состояние поверхности, определяющее микроклиматические условия, сказывается в первую очередь в приземном слое толщиной несколько десятков метров. Теплообмен между воздухом и почвой здесь особенно активен. Днем приземные слои воздуха нагреваются сильнее, чем вышележащие, а ночью сильнее охлаждаются. Поэтому суточные колебания температуры очень велики. Температура с высотой в этом слое днем понижается, ночью часто наблюдается инверсия. Движение воздуха у поверхности замедленно. Это способствует накоплению в нем водяных паров. Особенности нижнего слоя атмосферы хорошо выражены в ясную, безветренную погоду; в пасмурную погоду и при ветре они сглаживаются.

При обычных условиях погоды перемешивание воздуха происходит уже на высоте 1,5—2 м над поверхностью. Поэтому при наблюдении за температурой и влажностью в приземном слое воздуха приборы устанавливают в пределах этого слоя.

На формирование микроклимата оказывают влияние неровности рельефа с колебаниями высот от нескольких сантиметров до нескольких десятков метров (микро- и мезорельеф). Об этом влиянии можно судить по приведенным ниже схематическим рисункам. На рисунке 71 показано распределение тепла вокруг холма при симметричном относительно юга поступлении тепла на его склоны (влияние экспозиции склонов).

Про анемометры:  3.3. Измерение скорости воздушных потоков с помощью анемометра МР 4.3.0212-20. Методы контроля. Физические факторы. Контроль систем вентиляции. Методические рекомендации (утв. Главным государственным санитарным врачом РФ 04.12.2020)

На рисунке 72 видно воздействие холма на скорость ветра. Воздух обтекает препятствия, поэтому на наветренной стороне и по бокам холма скорость ветра увеличивается. Движение воздуха влияет на распределение осадков. На подветренной стороне ветер стихает, но здесь могут возникать завихрения воздуха. На наветренном склоне ветер замедляет падение капель, и они уносятся на подветренную сторону холма, где и выпадают. Таким образом, если наветренные склоны гор получают больше осадков, чем подветренные, то для микроформ рельефа наблюдается обратная картина.

Распределение ветра у препятствия сказывается и на распределении снежного покрова. Снежный покров сносится с наветренных склонов и откладывается в местах ослабления ветра.

Местные особенности климата возникают под влиянием растительного покрова. Растительность очень усложняет условия теплообмена и обмена влагой в приземном слое. Травяной покров задерживает солнечную радиацию. Так, например, покров из тимофеевки высотой около 50 см пропускает к поверхности не более 20% радиации, а на ржаном поле до поверхности доходит менее 10%. Но вместе с тем растительность задерживает и тепловое излучение поверхности. Поэтому температура поверхности под травяным покровом понижена, а амплитуды ее колебаний сглажены.

Испарение с общей площади листьев растений, покрывающих участок поверхности, может превышать испарение со свободной водной’ поверхности, равной площади этого участка. Большое испарение и слабый обмен объясняют повышенную влажность воздуха среди растений.

Влияние леса на микроклимат сходно с влиянием травяного покрова, но превосходит его своими масштабами. Густой лес пропускает к поверхности всего 2—7% падающей на него радиации. Продолжительность солнечного сияния в лесу снижена до 5—7 часов в день. При этом спектральный состав радиации изменяется. Лес холоднее поля летом и немного теплее зимой. Зимой лиственный лес оказывает меньшее влияние на суточные амплитуды колебаний температуры, чем хвойный, влияние которого на тепловой режим весь год примерно одинаково. Влажность воздуха в лесу выше, чем в открытом поле’. Ветровой поток, встречая на пути лес, в значительной степени обтекает его сверху, причем скорость ветра над лесом увеличивается (следствие сближения линии воздушных токов). В кронах деревьев ветер стихает, и в лесу, под кронами, он очень слабый. В тихую, ясную погоду можно наблюдать местный ветер, дующий днем внизу от леса к полю, наверху — со стороны поля к кронам деревьев; ночью циркуляция ветра противоположная.

Особый микроклимат возникает в больших населенных пунктах. Причиной являются обилие дыма или пыли над городами, особенности подстилающей поверхности (асфальт, железные крыши) и резкие неровности ее (строения), добавочное тепло, выделяемое при сжигании топлива и в процессе жизнедеятельности человека.

Температура воздуха в городе выше, чем вне его. Увеличение температуры воздуха заметно на высоте до нескольких сотен метров над городом. Влажность воздуха в городе обычно понижена вследствие повышения температуры и уменьшения испарения с поверхности. Скорость ветра в населенных пунктах, как правило, меньше, я а направление ветра сильно влияет планировка города. На большой высоте над городом скорость ветра больше, чем на той же высоте в его окрестностях.

Различие в температуре между городом и его окрестностями может вызвать местный ветер, дующий в сторону города. На улицах возникает циркуляция воздуха, обусловленная неодинаковым нагреванием теневой и солнечной сторон. Условия образования тумана и облаков над городом более благоприятны (ядра конденсации, восходящие воздушные токи), чем в окрестностях.

Воздействуя постоянно на поверхность, люди создают условия для возникновения местных особенностей климата и для их изменения. Учитывать эти особенности и характер изменений, вызываемых деятельностью людей, необходимо, в частности, в сельском хозяйстве, в строительстве при планировании населенных пунктов и т. д.

Изучением микроклимата занимается специальная наука — микроклиматология, имеющая очень большое практическое значение. Микро-климатология тесно связана с географией.

§

В связи с тем что факторы, определяющие формирование климата, непрерывно изменяются, соответственно происходит и изменение климата. Об этом изменении судят по данным инструментальных метеорологических наблюдений и по косвенным признакам: ископаемым остаткам животных и растений, показателям геологических процессов прошлого, литературным памятникам и т. д. Инструментальные наблюдения ведутся немногим более 200 лет, и поэтому косвенные данные являются основными при восстановлении картины климатов более отдаленного исторического прошлого и прошлого геологического. Эти данные нельзя считать безусловно достоверными, но, чем больше их количество, тем вероятнее правильность выводов. Вероятность восстановления климатов прошлого увеличивается с развитием знаний о современном климате Земли, а также с применением новых методов изучения косвенных признаков.

В историческое время резких изменений климата не происходило, но медленные его изменения наблюдаются. По подсчетам ученых, средняя температура воздуха на Земле за 50 лет с начала XX в. повысилась на 1°. Повышение температуры проявилось в несколько более раннем вскрытии рек (Западной Двины — на 17 дней, Невы — на 3 недели и т. д.), в некоторой тенденции ледников к отступанию (ледники Альп, Гренландии, Скандинавии, Аляски, Памира, Килиманджаро, Антарктиды). Ледник Федченко (Памир) с 1933 по 1957 г.отступил на 280—300 м, шельфовый ледник Росса (Антарктида) за 30 лет уменьшился на 300 м. Незначительное, казалось бы, повышение температуры привело к заметным последствиям: в Канаде (восточнее о. Виннипег) граница земледелия продвинулась на север, в Лапландии отмечено смещение к северу границы тундры и леса, в Исландии освободилась от льда поверхность, возделывавшаяся 600 лет назад, а затем перекрытая льдом. Никогда в истории суда не проходили так далеко на север в Арктике, гавани на Шпицбергене стали доступны для судов не три, как в 1900 г., а семь месяцев в году. Тают ледниковые острова в Северном Ледовитом океане. Сельдь, предпочитающая холодную воду, уходит от берегов Норвегии к северу. На всех континентах северного полушария отмечается некоторое расширение засушливых районов. Можно привести и другие доказательства изменения климата в сторону потепления за последние десятилетия.

Встает вопрос: как происходит изменение климата, является ли это неуклонным изменением его в одном направлении (в данном случае в сторону потепления), или климат испытывает колебания около какого-то среднего уровня, который, безусловно, также не остается совершенно неизменным?

На основании сопоставления многих полученных разными путями данных можно с уверенностью говорить о колебаниях климата, имеющих различную продолжительность и накладывающихся друг на друга. Колебания климата со сравнительно короткими периодами (менее 100 лет) называют внутривековыми, колебания климата, охватывающие более продолжительные промежутки времени,— сверхвековыми (многовековыми). Установление сверхвековых колебаний, несомненно, более затруднено, чем внутривековых, выявляющихся при непосредственных инструментальных наблюдениях. Не вызывают сомнения колебания климата с периодом в среднем 11 лет. Кроме того, отмечены колебания климата с периодами, кратными 11 годам (А. Дуглас), причем особенно выделяются 100-летние периоды.

Например, изотопный метод позволяет определить температуру воды древних водоемов. Изотопы кислорода О16, О18 и О14 входят в состав осадочных пород обычно в определенной пропорции (3000:5: 1), нарушающейся в зависимости от температуры той воды, в которой образовались отложения.

Изменения климата могут быть вызваны многими причинами, среди которых прежде всего следует учесть изменения положения Земли относительно Солнца и положения Солнечной системы в Галактике, изменения солнечной активности и состава солнечной радиации и изменения земной поверхности.

§

Наклон земной оси к эклиптике за 40 000 лет изменяется в пределах от 68° до 65О24′. Чем больше этот угол, тем меньше тепла получают летом полярные районы.

Эксцентриситет земной орбиты колеблется с периодом 92 000 лет. Соответственно изменяется расстояние от Земли до Солнца, что отражается на количестве солнечного тепла, получаемого Землей.

Период колебаний климата, связанный с явлением прецессии, равен 26 000 годам.

Изменения, вызванные совокупным действием этих причин, должны сказываться в высоких широтах в большей степени, чем в низких. Так, при увеличении угла наклона оси на 1° годовая величина солнечной радиации на 80е широты возрастает на 4,02%, на 0° — уменьшается всего на 0,35%.

Колебания климата Земли могут вызывать приливообразующие силы. Раз в 1800—1900 лет Солнце, Земля и Луна находятся не только на одной прямой, но и в одной плоскости, приливообразующие силы в это время особенно усиливаются, что должно вызывать интенсивный меридиональный перенос воздуха, сопровождающийся увлажнением климата. Если это так, то за промежуток времени в 1800—1900 лет более влажная и более сухая эпохи должны сменять друг друга. Предполагают, что обращение Солнечной системы вокруг ядра Галактики является причиной изменений климата с периодом ~ 200 млн. лет.

2. Переменной деятельностью Солнца объясняет изменения климата гипотеза Симпсона. Симпсон исходит из того, что при увеличении интенсивности солнечной радиации земная поверхность нагревается в низких широтах сильнее, чем в высоких. В связи с этим возрастает температурный градиент, усиливается циркуляция атмосферы, увеличиваются испарение, интенсивность облакообразования и количество осадков. Большая облачность увеличивает альбедо Земли и в то же время предохраняет земную поверхность от потерь тепла. В низких широтах колебания температуры сглаживаются, климат становится более океанским, дождливым. В высоких широтах средняя годовая температура повышается, облачность увеличивается, возрастает количество осадков, выпадающих преимущественно в виде снега. Снег не успевает стаивать в течение облачного, прохладного лета. Все эти условия способствуют накоплению снега, росту ледников и возникновению ледникового периода. При дальнейшем увеличении интенсивности солнечной радиации и росте температуры снег и лед начинают стаивать. Ледниковый период сменяется теплым межледниковьем. Затем все процессы идут в обратном порядке: уменьшение интенсивности солнечной радиации, некоторое понижение температуры, накопление снега. Постепенное уменьшение количества осадков приведет к исчезновению ледников, к смене ледникового периода холодной и сухой межледниковой эпохой.

Гипотеза П. П. Предтече некого связывает вековые колебания климатов с циклическими колебаниями деятельности Солнца, вызывающими изменения в общей циркуляции атмосферы. Усиление солнечной активности влечет за собой усиление циркуляции атмосферы, причем преобладающей становится меридиональная циркуляция. В результате экваториально-тропическая и полярная зоны расширяются. В первой температура (несколько снижается (влияние облачности), во второй — возрастает (за счет приноса теплых масс воздуха). Умеренная зона сокращается и даже может исчезнуть. Климат во всех зонах становится менее континентальным. Почти исчезают пустыни.

При ослаблении солнечной радиации преобладает западно-восточная циркуляция атмосферы; зоны экваториально-тропическая и полярная сохраняются; расширяется умеренная тона. Температура в экваториальной зоне повышается, в полярной понижается, климат умеренной зоны становится континентальным. Создаются условия для развития пустынь.

В периоды, переходные от максимальной к минимальной активности Солнца, происходит смена циркуляции, сопровождающаяся изменчивостью климатов. Периоды, когда температура в полярных областях понижается, а осадков выпадает еще много, благоприятны для накопления снега и льда. Различные циклы солнечной активности, накладываясь друг на друга, влияют совокупно.

На тепловые процессы в атмосфере, а следовательно, и на климат оказывает влияние изменение качественного состава солнечной радиации. Очень заметные изменения происходят в ультрафиолетовом излучении Солнца. Ультрафиолетовое излучение непосредственно не вызывает изменений теплового состояния тропосферы, но воздействует на климат посредством промежуточных процессов. Молекулы кислорода в высоких слоях атмосферы, под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца, расщепляются, образуются молекулы озона, поглощающие тепловое излучение Земли. Таким образом, увеличение ультрафиолетового излучения Солнца приводит к повышению температуры у земной поверхности. Ультрафиолетовое излучение способствует образованию в верхних слоях тропосферы ядер конденсации — гигроскопичных молекул азотного ангидрида. Конденсация водяного пара сопровождается выделением тепла, водяной пар задерживает тепловое излучение Земли. Таким образом, коротковолновая радиация Солнца переводит потенциальную энергию атмосферы в кинетическую.

Изменения климата объясняют изменением количества углекислого газа в атмосфере. Согласно расчетам Аррениуса, уменьшение в 2 раза содержания углекислого газа в атмосфере вызвало бы понижение средней годовой температуры на 4—5°, а его увеличение в 2 раза подняло бы температуру полярных стран на 8—9°.

По гипотезе Гемфриса, вековые изменения климата могут произойти в результате большего или меньшего помутнения атмосферы от поднявшейся вулканической пыли. Пыль, выброшенная в атмосферу, медленно опускаясь на Землю, оседает только через 1—3 года. Отражая и рассеивая солнечную радиацию, пылинки ослабляют приток ее к Земле. Земное же излучение пылинки задерживают слабо. В геологические эпохи, богатые извержениями, температура должна была быть пониженной.

3. Изменения характера земной поверхности должны привести к изменениям климата; так, увеличение площади суши в высоких широтах (до 40°) вызовет понижение температуры поверхности Земли, тогда как увеличение площади суши в низких широтах даст обратный эффект.

Если бы площадь суши уменьшилась на 10%, то температура на разных широтах изменилась бы следующим образом (по Е. Бруксу):

Уровень воды в скважине

Антициклоны, возникающие над сушей в высоких широтах, усиливают ее охлаждение. При достаточном количестве осадков и низкой температуре может образоваться ледниковый покров. Лед и снег сильно понижают температуру воздуха, и это приводит к саморазрастанию ледников. Рост ледников задерживается устанавливающимися над ними антициклонами, препятствующими притоку осадков.

Е. Брукс считает, что для возникновения ледникового покрова достаточно первоначального охлаждения всего на 0,3°. Постепенно ледник снизит температуру на 25°.

Изменения климата могут быть связаны с изменением рельефа. Над горами, где атмосфера разреженна, бедна пылью и водяными парами, потери тепла Землей очень велики. Чем больше гор на Земле и чем они выше, тем ниже температура на поверхности Земли. Выравнивание современного рельефа привело бы к повышению температуры на 0,7°.

Если эпохи горообразования совпадают с эпохами расширения площади суши, оба фактора изменения климата складываются. В такие эпохи могут образовываться и расти ледники.

Каждая из рассмотренных причин может влиять на климат в той или иной степени, накладываясь друг на друга, эти влияния значительно осложняют общую картину изменения климата.

Уровень воды в скважине

Вы стали счастливым обладателем скважины на воду. Но учитывайте то что скважина это не просто отверстие в земле, а сложное гидротехническое сооружение, следовательно обладает своими техническими характеристиками, которые нужно периодически контролировать. Основными параметрами любой скважины на воду являются глубина, дебит, статический и динамический уровни скважины. Все эти показатели обычно фиксируются буровым мастером и заносятся в основополагающий документ – паспорт скважины на воду.

Если с дебитом и глубиной скважины все более-менее ясно то понятия статический и динамический уровень часто ставят в тупик владельцев загородных домов и дач. Для чего нужно знать эти цифры и как их правильно применять – давайте рассмотрим поподробнее.

Статический уровень скважины на воду – это та глубина от земной поверхности или нуля на которой находится водяное зеркало в скважине в спокойном состоянии. т.е. когда насос выключен. Иначе его еще называют пьезометрическим уровнем. Это очень ценный и важный показатель, недаром существует специальная служба гидромониторинга которая постоянно замеряет статический уровень воды в специально пробуренных наблюдательных скважинах по всей территории Тюменской области. На основании этих данных в дальнейшем ведется учет запасов подземных вод.

В неглубоких песчаных скважинах статический уровень чаще всего совпадает с уровнем грунтовых вод (УГВ). Многие владельцы скважин часто задают вопрос – почему вода в скважине стоит на расстоянии 1-2 метра от поверхности земли или вровень с поверхностью? Не связано ли это с тем что в скважину попадает верховодка с поверхности почвы? Разрешить такой вопрос помогает простой эксперимент – при откачке воды и понижении уровня внутри обсадной трубы понижения уровня в незасыпанном затрубном пространстве не происходит – следовательно перетока нет.

В неглубоких песчаных скважинах уровень воды совпадает с УГВ по той простой причине что горизонт УГВ и скважинный безнапорный горизонт гидравлически связаны друг с другом. Это вовсе не означает что химический состав воды в них одинаков и вся грязь с поверхности попадает в скважину – это совсем не так. Чаще всего связь горизонтов происходит в крупных чащах естественных водоемов, в Тюмени это оз. Андреевское, оз Липовое, русло и старицы реки Туры и другие крупные озера – они являются своеобразными “окнами” в водоупорном слое, в итоге объединяют между собой два горизонта – скважинный и колодезную верховодку и начинает действовать правило сообщающихся сосудов, т.е. уровень воды в скважине совпадет с уровнем близлежащего водоема в 90% случаев плюс-минус пару метров.

Конечно существуют еще так называемые подпорные грунтовые воды когда уровень искусственно завышен из-за рельефа местности или низкой скорости разгрузки пластов но в Тюмени такие встречаются довольно редко.

Динамический уровень воды в скважине – это уровень воды при работающем насосе. Измеряется также в метрах от поверхности земли, обычно фиксируется в паспорте скважины. Причем необходимо учитывать что для каждого насоса динамический уровень будет разный, в зависимости от производительности. Это тоже достаточно важный показатель, и его необходимо знать чтобы выбрать оптимальную высоту подвешивания скважинного насоса. Но как померить уровень если в скважине опущен работающий насос и трубопровод с кабелем к нему?

Уровень воды в скважине замеряется с помощью нехитрого приспособления которое легко изготовить буквально “на коленке”. Принцип достаточно прост – берется кусок трубки с заглушенным верхним концом и опускается в скважину на шпагате или мерной ленте. При касании трубкой зеркала воды слышен отчетливый громкий шлепок, поэтому инструмент называют шлепалкой или лягушкой. Самый простой вариант изготовления шлепалки – взять кусок ПНД или другой пластиковой трубы длиной 10-15 см, забить в один конец короткую деревянную заглушку-чопик и вкрутить в нее саморез для крепления шпагата. По бокам чопик также зафиксировать короткими саморезами

Методика измерения динамического уровня воды в скважине очень проста. Включается насос, опускается “шлепалка” и периодическим подергиванием на 20-30 см проверяется зеркало, при необходимости шпагат вытравливается. Как только зеркало перестает опускаться значит динамический уровень для этого насоса достигнут. После этого шпагат привязывается и продолжается откачка скважины в течении получаса или часа, с периодической проверкой зеркала. Если уровень воды не опускается или опускается незначительно то динамический уровень установился. Можно поднимать шпагат и измерять его длину погруженную в скважину – это и есть динамический уровень вашего источника воды.

Зная статический и динамический уровень а также производительность насоса можно легко подсчитать дебит скважины. К примеру насос с подачей 1 куб в час дает разницу между статическим и динамическим уровнем скважины в 5 метров. Если столб воды в скважине составляет 16-18 метров то фактический ее дебит составит примерно 16/5 = 3 кубических метра в час. или 200 литров на метр – это так называемый удельный дебит. Учитывая то что не рекомендуется опускать динамический уровень ниже 2/3 от общей высоты водяного столба в скважине то эксплуатационный дебит составит 2-2.2 куба в час.

Следует учитывать что динамический и статический уровень не являются постоянными величинами – в связи с сезонными колебаниями они могут изменяться, к примеру статический уровень как и УГВ опускается в засушливые периоды.

Оцените статью
Анемометры
Добавить комментарий

Adblock
detector