14038

Багаторічна мінливість повторюваності та кількості опадів в місті Одеса

Дипломная

География, геология и геодезия

Мета дипломного проекту – розглянути статистичні характеристики кількості опадів, числа днів з дощем та числа днів зі снігом в місті Одеса за період 1973-2012 роки. Визначити динаміку кількості опадів та числа днів з дощем та снігом за останні сорок років. Виявити тенденцію притаманну кількості та повторюваності опадів.

Украинкский

2014-11-30

3.18 MB

7 чел.

PAGE   \* MERGEFORMAT72

ВСТУП

Дипломний проект на тему: «Багаторічна мінливість повторюваності та кількості опадів в місті Одеса» виконаний на кафедрі фізики атмосфери та кліматології під керівництвом доцента кафедри, к. геогр. н. Данової Т.Є., представляє дослідження сучасних змін кількості та повторюваності опадів в місті Одеса, які проводилися за допомогою статистичних методів.

При підготовці дипломного проекту по дослідженню мінливості кількості опадів та їх повторюваності, використовувалися дані спостережень гідрометеорологічної станції за період з 1971 по 2012рр. з іспанського кліматичного сайту http://www.tutiempo.net/clima.htm в м. Одеса.

Актуальність теми обумовлена тим, що проблема змін клімату – одна з найактуальніших проблем сучасності. Стосується вона всіх наукових напрямків, тому що має не тільки науковий і практичний інтерес, але й соціальний: зміни клімату призведуть до зміни звичних умов життя і діяльності людини. І щоб розробити державну програму адаптації суспільства до очікуваних змін клімату треба детально вивчити причини, характер і можливі наслідки цих змін. Важливим екологічним наслідком глобальне потепління клімату є трансформація не тільки поля температури, але і поля атмосферних опадів.

Дослідження деяких авторів доводять про специфічний ефект сезонно – географічного вирівнювання атмосферних опадів, яке відбувалося протягом минулого століття на території України в умовах глобального потепління. Цей ефект проявлявся в тому, що за останні сто років в районах з недостатнім зволоженням (південно-східні області України) їх річна сума суттєво збільшилась, а в районах з надлишковим зволоженням (північно-західні області України) – зменшилась. До того ж автори вказують на значний внесок в ці зміни опадів холодного півріччя. Протягом ХХ сторіччя відбувались помітні зміни в режимі опадів на території України, але з різною їх інтенсивністю як в окремих регіонах, так і в окремі періоди. Останнє призводить до змін в співвідношенні опадів теплого і холодного періодів, найбільшої та найменшої їх місячної кількості в році, тобто до змін  їх річного ходу. Це свідчить про зменшення континентальності клімату України наприкінці ХХ сторіч, що особливо помітно на півдні України.

Але територію України неможливо розглядати відокремлено від оточуючих її територій інших держав, тому найбільший інтерес представляє проблема вивчення статистичних характеристик опадів в усьому регіоні.

Мета дипломного проекту – розглянути статистичні характеристики кількості опадів, числа днів з дощем та числа днів зі снігом в місті Одеса за період 1973-2012 роки. Визначити динаміку кількості опадів та числа днів з дощем та снігом за останні сорок років. Виявити тенденцію притаманну кількості та повторюваності опадів.


1 ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОЦЕСІВ УКРУПНЕННЯ ХМАРНИХ ЕЛЕМЕНТІВ І УТВОРЕННЯ ОПАДІВ

1.1 Коагуляційне зростання крапель у хмарі

1.1.1 Усталена швидкість падіння крапель

Краплі води і кристали льоду, які випадають з хмар на земну поверхню, називають опадами. Процес розвитку хмар та утворення опадів з якісної сторони можна розділити на дві стадії.

Опади, що випадають на земну поверхню насамперед можна розділити на тверді, рідкі та змішані.

У початковій стадії розвитку хмари основну роль в укрупненні зародкових хмарних елементів відіграє процес конденсації водяної пари. Конденсація відбувається завдяки невеликому пересиченню водяної пари відносно поверхні хмарних крапель. Особливо швидко починається зростання частинок у хмарі після того, як поряд з переохолодженими краплями з’являються й кристали льоду. За цих умов починається «перегонка» водяної пари з переохолоджених крапель на кристали льоду внаслідок того, що тиск насиченої водяної пари над водою більше, ніж над льодом. Цей процес докладно розглядався вище.

У другій стадії, після того, як краплі та кристали льоду зростають до 20…60 мкм, основну роль починає відігравати процес злиття (коагуляції) хмарних елементів. Коагуляція обумовлена головним чином різною швидкістю падіння крапель і кристалів (гравітаційна коагуляція). Деяке значення має коагуляція, що обумовлюється турбулентним і броунівським рухами повітря, електростатичними силами тощо. Завдяки коагуляції краплі й кристали зростають від десятків мікрометрів до декількох міліметрів, а снігові пластівці та частинки граду – до декількох сантиметрів. Краплі різних розмірів падають під дією сили ваги з різною швидкістю, в результаті чого вони співударяються. Але доки краплі дрібні, їх зіткнення та злиття мало імовірне. Зі зростанням крапель різниця швидкостей падіння збільшується, що забезпечує сприятливі умови для їх коагуляції. [1]

Дуже велике значення для зростання хмарних елементів й утворення опадів мають вертикальні рухи у середині хмари. По-перше, при висхідних рухах відбувається зменшення температури повітря, що сприяє утворенню пересичення водяної пари та конденсаційному зростанню крапель у хмарі до розмірів, при яких активну роль починає відігравати коагуляція. По-друге, краплі під дією вертикальних течій проходять великі товщі хмари. Завдяки цьому вони зростають до великих розмірів за рахунок коагуляції.

Ще один процес може бути ефективним у хмарі, яка має велику вертикальну протяжність. Він полягає у тому, що краплі, які під дією вертикальних рухів попадають на деякий рівень з різних висот, мають різні температури. Ці різниці температур незначні (десяті частки градуса), але при відносно високих додатних температурах, що спостерігаються в низьких широтах, можуть відіграти помітну роль. Очевидно, різниці температур приводять до виникнення різниці тисків насичення над поверхнями цих крапель і, якщо, наприклад, більш тепла крапля знаходиться у стані рівноваги з оточуючим пароповітряним середовищем, над поверхнею більш холодної краплі утворюється пересичення. Завдяки цьому відбувається «перегонка» води з теплої краплі на холодну. Фізичний механізм такого процесу є аналогічним фізичному механізму взаємодії між переохолодженою краплею й часткою льоду. Для того, щоб з’явився ефект конденсаційного зростання більш холодної краплі, порівнянний до ефекту взаємодії рідкої фази з часткою льоду у хмарі, необхідно, щоб різниця температур, про яку йдеться, дорівнювала декільком градусам при низьких температурах і лише часткам градуса при високих додатних температурах. Оскільки великі різниці температур на визначних рівнях у хмарі не зустрічаються, цей ефект не може відігравати значну роль у помірних і високих широтах, де хмари мають, як правило, низьку температуру, й є суттєвим у низьких широтах, де нижня частина хмари знаходиться в області високих додатних температур.

Із-за різної реакції крапель на дію гравітаційних, електричних або аеродинамічних сил можуть відбуватися їхні зіткнення. При цьому, краплі можуть зливатися. Зливання крапель при їх падінні називають коагуляцією. Одним з основних ефектів із перелічених вище, є гравітаційний ефект, який приводить до падіння крапель різних розмірів з різною швидкістю. Тому важливим є питання про усталену швидкість падіння крапель у хмарі.

Падаюча під дією сили ваги , крапля зазнає дію сили аеродинамічного опору , яка для краплі, що має сферичну форму дорівнює:

, (1.1)

де  - радіус сфери,  - густина повітря,  - швидкість падіння краплі,  - коефіцієнт аеродинамічного опору.

Якщо використати число Рейнольда

, (1.2)

де  - динамічна в’язкість повітря, то формул можна записати у формі

. (1.3)

Сила ваги, що діє на сферу, очевидно, дорівнює

, (1.4)

де  - густина краплі.

При падінні ця сила частково компенсується силою Архімеда

, (1.5)

де  - густина повітря. Рівнодіюча двох останніх сил є

. (1.6)

Для водяної краплі . Тому, власне кажучи, дією сили Архімеда можна знехтувати і вважати, що

. (1.7)

Крапля падає в повітрі з усталеною швидкістю, якщо .

За таких умов

(1.8)

або, якщо використати формулу (1.3)

. (1.9)

Стокс визначив, що для поля течії навколо сфери при дуже малих числах Рейнольда . У такому разі

, (1.10)

де . Ця квадратична залежність швидкості падіння від розмірів називається законом Стокса. Вона справедлива для крапель, що мають радіус  мкм.

Експерименти з падаючими сферами показують, що при великих числах Рейнольда  не залежить від  і приблизно дорівнює 0,45. Підставивши це його значення в формулу (1.8), отримаємо:

, (1.11)

де

. (1.12)

У формулі (1.8)  - густина повітря, в якому падає крапля, ( - густина повітря при гПа і ). Падаючи у повітрі, дощові краплі характеризуються великими числами Рейнольда, але їхня форма відрізняється від ідеально сферичної. Отже, формула (1.11) порівняно добре описує швидкість падіння крапель дощу лише в обмеженому інтервалі розмірів.

При падінні крапель радіусом 0,5 мм і більше відбувається їх деформація. Для таких крапель дані про швидкість падіння можна отримати лише експериментальним шляхом. При цьому вводиться поняття еквівалентного радіуса (або діаметра) краплі. Під еквівалентним радіусом розуміється радіус такого шару, об’єм якого дорівнює об’єму деформованої краплі.

Експериментальні дані про швидкості падіння дощових крапель одержані Ганном і Кінцером за нормальних атмосферних умов, за які приймалися:  гПа і . Вони приводяться у табл. 1.1.

Оскільки густина повітря зменшується з висотою, на деякій висоті крапля падає швидше, ніж біля земної поверхні, приблизно відповідно закону квадратного кореню (1.11). Біля земної поверхні найбільш великі дощові краплі падають з швидкістю, що не перебільшує приблизно 9 м/с, на рівні поверхні 500 гПа верхня границя швидкості падіння крапель дорівнює 13м/с.

Таблиця 1.1 – Залежність усталеної швидкості падіння краплі від її розмірів (діаметра еквівалентної сфери) за Ганном і Кінцером

Діаметр, мм

Швидкість

падіння,

м/с

Діаметр,

мм

Швидкість

падіння,

м/с

Діаметр,

мм

Швидкість

падіння,

м/с

0,1

0,27

1,6

5,65

4,0

8,83

0,2

0,72

1,8

6,09

4,2

8,92

0,3

1,17

2,0

6,49

4,4

8,98

0,4

1,62

2,2

6,90

4,6

9,03

0,5

2,06

2,4

7,27

4,8

9,07

0,6

2,47

2,6

7,57

5,0

9,09

0,7

2,87

2,8

7,82

5,2

9,12

0,8

3,27

3,0

8,06

5,4

9,14

0,9

3,67

3,2

8,26

5,6

9,16

1,0

4,03

3,4

8,44

5,8

9,17

1,2

4,64

3,6

8,60

-

-

1,4

5,17

3,8

8,72

-

-

Дані, що приводяться у табл. 2.1, показують, що формула (1.11) забезпечує допустиму апроксимацію швидкостей падіння в інтервалі радіусів  мм, якщо . У проміжному інтервалі розмірів між областями, де закон Стокса і закон квадратного кореня є справедливим, може використовуватися формула

, (1.13)

де .

У США за даними спостережень у гірській обсерваторії на висоті 3350м виявлена така залежність швидкості падіння часток твердої фази (снігової крупи) від їхнього діаметра :

. (1.14)

У випадку часток гексагональної форми швидкість падіння визначається формулою

. (1.15)

1.1.2 Коефіцієнт захвату (захоплення)

У кубічному сантиметрі хмари містяться сотні крапель різних розмірів. Великі краплі падають швидше дрібних, доганяють їх і досить часто зштовхуються одна з одною.

Зіткнення ще не гарантує зливання крапель. При зштовхуванні пари крапель можливі взаємодії кількох типів:

а) Коли зштовхуються великі краплі при великих кутах між їхніми траєкторіями, вони можуть відскочити одна від одної;

б) Якщо зштовхуються краплі з радіусом, меншим за 100 мкм, то може відбутися їхнє злиття;

в) Краплі можуть тимчасово об’єднатися, а потім розійтися, зберігаючи свою індивідуальність;

г) Після тимчасового об’єднання краплі можуть роздробитися на ряд більш дрібних крапель.

Типи взаємодії залежать від розмірів крапель і їх траєкторій, а також від наявності електричних сил і від інших факторів.

Для того, щоб познайомитись з основними поняттями теорії  коагуляційного зростання крапель, розглянемо ідеалізований випадок падіння краплі радіуса  (будемо її називати каплею-колектором) крізь спокійну (не турбулізовану) монодисперсну хмару, що складається з крапель радіусом , концентрація яких дорівнює .

Позначимо через  число зіткнень за час  краплі-колектора, яка падає через однорідну хмару крапель . Воно дорівнює

. (1.16)

Коефіцієнт пропорційності  залежить від розмірів крапель і називається коефіцієнтом коагуляції. Він має розмірність  (концентрація крапель – це кількість їх у , тобто має розмірність ) і чисельно дорівнює тому об’єму, з якого всі краплі радіусом  за 1 секунду зіткнуться з каплею-колектором . Підкреслимо, що, кажучи про об’єм при визначенні , ми розуміємо не простір якої-небудь форми, а міру кількості крапель, рівномірно розподілених у цьому об’ємі. Величина  характеризує число крапель радіусом , які на протязі 1с зіткнуться з каплею-колектором. Цю величину називають потоком крапель радіусом  на краплю радіусом

. (1.17)

Припустимо, що у повітрі турбулентність відсутня, не діють електричні сили й що броунівськими рухами можна знехтувати. Тоді краплі будуть падати вертикально вниз під дією сили ваги. Іншими словами, будемо вважати, що зіткнення обумовлені тільки різницею швидкостей падіння крапель різних розмірів, тобто що відбувається гравітаційна коагуляція. Коли б краплі не взаємодіяли між собою, то, очевидно, величина  визначалась би простим співвідношенням

, (1.18)

де  і  - швидкість падіння краплі-колектора і краплі радіуса  відповідно.

Проте число зіткнень може бути значно меншим. Це обумовлюється тим, що рухи крапель при їхньому падінні неможливо розглядати незалежними. Між ними існує гідродинамічна взаємодія.

При падінні краплі-колектора повітря, що має в’язкість , ніби то розсовується краплею, і його частки придбають поперечну складову швидкості й обтікають краплю-колектор. В’язкі сили діють на краплі радіусом  і примушують їх рухатися по траєкторіях, близьких до траєкторій часток повітря. У результаті з каплею-колектором зіткнуться краплі , центри яких знаходяться не в циліндрі з перерізом , а в циліндрі меншого перерізу . Відношення фактичного числа зіткнень до числа зіткнень, яке б мало місце при повному геометричному захопленні, називається коефіцієнтом зіткнення . Він залежить головним чином від розміру краплі-колектора і розмірів крапель, що захоплюються

. (1.19)

Як було зазначено, не завжди краплі, що зіткнулися, зливаються. Відношення числа зливань до числа зіткнень називається коефіцієнтом злиття. Коагуляційне зростання крапель визначається коефіцієнтом захоплення, який дорівнює добутку коефіцієнтів зіткнення і злиття. Лабораторні дослідження зіткнення дрібних крапель показали, що коефіцієнт злиття близький до одиниці, якщо краплі заряджені або якщо існує електричне поле. Оскільки в реальних хмарах завжди існують слабкі поля та заряди, приймають, що коефіцієнт захоплення дорівнює коефіцієнту зіткнення й визначається формулою (1.19). Отже, з урахуванням зазначеної гідродинамічної взаємодії коефіцієнт коагуляції визначається рівнянням

(1.20)

(індекс  зазначає, що йдеться про гравітаційну коагуляцію).

Рис. 1.1 – Залежність коефіцієнта захоплення  від радіусів крапель, які стикаються (цифри біля кривих позначають , мкм)

Величина  відіграє дуже важливу роль у теорії утворення хмар та опадів. ЇЇ теоретичне й експериментальне визначення пов’язане з великими труднощами, які в основному були подолані в 70-х роках. Значення коефіцієнта захоплення для різних розмірів крапель-колекторів і крапель радіуса  зображуються на рис. 1.1. З нього можна зробити висновок, що коефіцієнт захоплення є зростаюча функція  і . При значеннях  мкм ця функція у більшому степені залежить від . У табл. 1.2 приводяться значення коефіцієнта захоплення для крапель радіусів  і .

Власне кажучи,  є функцією не тільки  і , але і числа . Число Рейнольда, в свою чергу, для краплі  залежить не тільки від її радіуса але й від кінематичної в’язкості , яка дещо змінюється зі змінюванням температури. Однак, для нижньої тропосфери ця залежність проявляється не дуже сильно, тому різниця умов у хмарах і умов лабораторних експериментів, за допомогою яких були отримані значення коефіцієнта захоплення, що приводяться вище, проявляється не дуже значно і пов’язані з цим змінюванням  не виходять за границі похибок розрахункових та експериментальних методів визначення.

Таблиця 1.2 – Значення коефіцієнта захоплення  для крапель радіусом , які падають крізь хмару крапель

мкм

мкм

10

15

20

30

40

50

60

80

100

3

0,18

-

<0,01

<0,01

<0,01

0,011

0,025

0,060

0,090

5

0,027

0,024

0,022

0,033

0,056

0,10

0,15

0,28

0,36

10

0,026

0,054

0,077

0,32

0,49

0,61

0,70

0,80

0,86

15

-

0,028

0,082

0,50

0,74

0,83

0,87

0,92

0,94

20

-

-

0,10

0,50

0,77

0,86

0,90

0,93

0,96

1.2 Зростання крапель хмар під впливом гравітаційної коагуляції

Припустимо, що в одиницю часу в полідисперсній хмарі з розподілом крапель за розмірами  і з усталеною швидкістю  падає крапля-колектор  через скупчення більш дрібних крапель. Об’єм, у якому за одиницю часу можливе зіткнення краплі-колектора, з краплями радіуса , дорівнює

.                   (1.21)

Як було показано, крапля-колектор зштовхується не з усіма краплями, а лише з її частиною, яка визначається коефіцієнтом захоплення . Отже, середнє число крапель радіусом від  до , захоплених краплею-колектором за одиницю часу в одиниці об’єму, є

.       (1.22)

Загальну швидкість зростання об’єму краплі-колектора  можна отримати, якщо помножимо останнє співвідношення на об’єм захопленої краплі та про інтегруємо його по всіх розмірах захоплених крапель

. (1.23)

Оскільки , то

. (1.24)

Звідси,

. (1.25)

Рівняння (1.22) враховує розміри й швидкість падіння крапель, що захоплюються краплею-колектором. Якщо розміри всіх цих крапель набагато менший, ніж розмір краплі-колектора, то можна вважати, що    і   .  Тоді будемо мати

. (1.26)

На основі відомої теореми про середнє можна з під знака інтеграла винести середнє значення коефіцієнта захоплення . Якщо за такої умови розділити і помножити праву частину рівняння на , то прийдемо до рівняння

. (1.27)

Як очевидно Інтеграл правої частини рівняння (1.24) має сенс маси води, яка утримується в одиниці об’єму хмари. Ця величина називається, як відомо, водністю хмари

. (1.28)

Таким чином, за сформульованих умов

. (1.29)

Введемо просту операцію

. (1.30)

Похідна , має сенс змінення за часом вертикальної координати краплі-колектора, тобто вертикальної швидкості її падіння. Якщо у хмарі спостерігаються вертикальні токи повітря швидкістю , то, очевидно,

. (1.31)

Змінення розмірів краплі-колектора з висотою при її падінні крізь полідисперсну хмару крапель визначається формулою

. (1.32)

При відсутності вертикальних рухів

. (1.33)

Відносно знака мінус у останній формулі треба мати на увазі, що у її лівій частині  (крапля-колектор падає вниз), а її радіус при падінні збільшується.

1.3 Інші механізми коагуляції

Крім сили ваги, під дією якої краплі різних розмірів мають різну швидкість падіння, що приводить до гравітаційної коагуляції, існують й інші фізичні механізми, які обумовлюють злиття крапель. В залежності від характеру цих механізмів розглядають броунівську, турбулентну електростатичну та інші види коагуляції. У природі ці ефекти діють одночасно з гравітаційною коагуляцією. Визначення коефіцієнтів коагуляції у цьому випадку є досить складна проблема, яка до цього часу не розв’язана. Але для практичних розрахунків часто досить знати верхні оцінки, які можна одержати, якщо відомі значення коефіцієнтів коагуляції для окремих її механізмів [2, 3, 4, 5, 6, 7]. Зупинимось, по-перше, на броунівській коагуляції.

Причиною броунівських рухів крапель у хмарі є зіткнення їх з молекулами повітря. Ясно, що хаотичні рухи за рахунок цього виникають тільки у досить дрібних крапель. Потік  таких крапель радіусом  на краплю радіусом  визначається законами звичайної дифузії. Отже, аналогічно формулі, що визначає дифузію молекул пари на краплю, для потоку  маємо

, (1.34)

де  - відносний коефіцієнт дифузії, складові якого описуються формулою

, (1.35)

де  - стала Больцмана;

- рухливість крапель радіусом ;

- динамічна в’язкість повітря;

- концентрація крапель радіуса .

Тоді для коефіцієнта броунівської коагуляції маємо:

. (1.36)

У випадку часток рівних розмірів коефіцієнт коагуляції не залежить від розмірів крапель

. (1.37)

Потік маси у цьому випадку теж не залежить від радіуса крапель і визначається тільки водністю хмари

. (1.38)

Крім броунівських рухів крапель на інтенсивність коагуляції впливають і електричні сили, що діють на краплі. Така коагуляція, як зазначалося вище, носить назву електростатичної. Вона обумовлюється або взаємодією частини крапель, які несуть на собі електричний заряд, або взаємодією крапель з електричним полем, якщо воно відрізняється від нуля. У першому випадку йдеться про електростатичну коагуляцію. Тут суттєвими виявляються тільки парні взаємодії крапель, які несуть на собі заряди різних знаків. Ураховуючи тільки кулонівські сили, можна вважати, що потік  крапель радіусом  на краплю радіусом  є стаціонарним. Тоді на відстані , яку проходить крапля за час , силу взаємодії крапель з зарядами  і

(1.39)

можна вважати постійною, оскільки

, (1.40)

де

. (1.41)

Навіть при мінімальному , і  мкм (1,2), це співвідношення має порядок . Звичайно, зіткнення між краплями повинні бути настільки рідкими, щоб проміжок часу між ними був значно більший за . У іншому випадку задача стає нестаціонарною через змінення розмірів і заряду краплі.

Стаціонарний потік  визначається формулою

, (1.42)

де  - концентрація крапель радіуса , а , оскільки заряди  і  мають різні знаки. Отже, коефіцієнт коагуляції, обумовлений взаємодією двох заряджених крапель, дорівнює

. (1.43)

Наявність електричного поля приводить, по-перше, до переміщення крапель, по-друге до індукування додаткових дипольних моментів у крапель і, по-третє, їх взаємодії. Роль другого ефекту у стимулюванні зіткнень крапель, коли мають місце реальні електричні поля негрозових хмар, нехтовно мала. Перший ефект також має невелике значення. Як показують оцінки, коли напруженість електричного поля  Вт/м, коефіцієнт коагуляції  має дуже мале значення і не перебільшує .

Припустимо тепер, що потік повітря, де знаходяться краплі, є турбулентними. Тоді два фактори спричиняють зіткнення крапель. Перший з них пов’язаний з інерцією крапель та їхньою різною мірою захоплення турбулентними вихорами. Відповідний турбулентний механізм зіткнення крапель називають інерційним. Його дія аналогічна механізму гравітаційної коагуляції. При цьому прискорення вільного падіння відіграє турбулентне прискорення

, (1.44)

де  - швидкість дисипації турбулентної енергії на одиницю маси повітря (),  - коефіцієнт.

Іншою причиною зіткнення крапель у турбулентному потоці є можлива різниця швидкостей повітряних часток у сусідніх точках простору, що приводить до виникнення відносних рухів крапель. Цей механізм має назву дифузійного.

Взаємодія інерційного та дифузійного механізмів обумовлює турбулентний коефіцієнт коагуляції у вигляді

, (1.45)

Він наводиться з точністю до членів порядку  і .

Безрозмірні множники ,  визначаються теоретичним шляхом і дорівнюють , .

1.4 Утворення дощу в краплинних хмарах

Спостереження показують, що дощ може розвиватися в теплих купчастих хмарах за порівняно короткий час після того, як вони почали формуватися – приблизно за 15 хвилин. Загально прийнята думка полягає в тому, що цей процес припиняється гравітаційною коагуляцією крапель. Але для цього потрібно, щоб спектр розмірів крапель був досить широким. Це забезпечить високу частоту зіткнень.

Коагуляційному зростанню крапель серйозно перешкоджає те, що коефіцієнти зіткнення між дрібними краплями дуже малі. Більш того, конденсаційно-дифузійний процес, який є переважаючим процесом зростання крапель у початковій стадії, приводить до звужування спектру крапель, що, очевидно, теж утруднює розвиток коагуляції. Отже, теорія повинна пояснювати утворювання дощових крапель за реальний час всупереч малим коефіцієнтам зіткнення й приблизно параболічній формі закону дифузійного зростання. Існує декілька моделей, які задовольняють цій вимозі. Розглянемо деякі з них [5, 6].

Боуеном при дослідженні процесу розвитку дощу в теплих хмарах було використане рівняння коагуляційного зростання разом з рівнянням дифузійного зростання крапель. Вважалося, що в однорідному висхідному потоці повітря піднімається хмара крапель однакового розміру та і серед них присутня невелика кількість більших за розміром крапель, які могли утворитись завдяки випадковому злиттю двох хмарних крапель.

У моделі Боуена важливими параметрами є швидкість висхідного потоку й водність хмари. Крапля буде підніматися до тим більших рівнів, чим більша швидкість висхідного потоку. У цьому разі вона випаде крізь нижню границю хмари, маючи великий розмір, оскільки значно збільшується імовірність зіткнення її з дрібними краплями при падінні в хмарі. Якщо збільшується водність при визначеній швидкості висхідного потоку, то зростання краплі буде більш інтенсивним, але вона проходитиме у хмарі при низькій траєкторії.

При розрахунках вважалось, що коефіцієнт захоплення . Але треба мати на увазі, що при розмірах дрібних крапель  мкм і  мкм, які розглядаються у моделі у початковий момент, коефіцієнт захоплення має мале значення, і крапля не може значно збільшитись.

Навіть у добре перемішаній хмарі, яка має одну й ту ж середню концентрацію крапель, будуть існувати місцеві відхилення концентрації від середньої. Якщо позначити через  середню концентрацію крапель у деякому інтервалі розмірів, то можливе число  крапель у цьому інтервалі в об’ємі  має пуасонівський розподіл ймовірностей

. (1.46)

У рівняннях коагуляційного зростання крапель не враховувалися статистичні флуктуації і тому вони визначають деяке середнє збільшення розміру краплі.

Деякі краплі, що мають із статистичної точки зору «привілейований» розмір, падають у хмарі крізь область локально високої концентрації крапель, зазнають більш ніж середнє число зіткнень на ранній стадії зростання і, таким чином, знаходяться у більш вигідному становищі, яке сприяє відносно більшій швидкості їхнього зростання. Дощ утворюється тоді, коли лише одна крапля з  або  їхнього числа на самому початку стає більшою, ніж сусідні краплі, й потім збільшується до розмірів дощової краплі шляхом гравітаційної коагуляції.

Треба привернути увагу ще до одного важливого моменту. Рівняння зростання розмірів крапель описує процес коагуляції як безперервній та плавний. У дійсності краплі зростають у результаті дискретних зіткнень і злиття. Телфорд сформулював модель коагуляції, де враховуються дискретна природа процесу зростання і статистичні флуктуації концентрації крапель. Він припустив, що всі краплі хмари, які захоплюються, мають однаковий розмір і що об’єми крапель-колекторів у 2 рази більші, ніж крапель хмари. Він зробив висновок, що статистичний дискретний процес захоплення є особливо важливим у ранніх стадіях утворення дощу, а правдоподібний спектр дощових крапель розвивається протягом декількох десятків хвилин. На основі моделі Телфорда було проведено декілька розрахунків при радіусах крапель хмари 8-14 мкм і при початкових радіусах крапель-колекторів від 20 до 40 мкм.

Було визначено, що число зіткнень, достатнє для визначення установлення цього граничного значення, дорівнює приблизно 6 при  мкм, 40 при  мкм і 100 при  мкм. Граничні значення  зменшуються зі збільшенням . Вони нехтовно малі для крапель радіусом більш 40 мкм. Це означає що при таких розмірах крапель-колекторів можуть використовуватися рівняння безперервного зростання. Для радіусів  мкм коефіцієнти зіткнення дуже малі для того, щоб відбулося зростання крапель мряці менше ніж за декілька годин, навіть якщо є значними статистичні відхили від поведінки середньої краплі.

Розглядаючи зростання краплі, Боуен і Телфорд побудували модель на основі сукупності дрібних крапель, що захоплюються, й декількох крапель, які відрізняються від них своїми розмірами і вважаються колекторами з самого початку. Але процес у дійсності проходить по-іншому. Безперервний спектр розмірів крапель, який формується завдяки їхньому конденсаційному зростанню, трансформується через випадкові зіткнення, спочатку дуже рідкі, поширюючись у сторону більш крупних крапель. Отже, щоб зрозуміти особливості процесу утворювання дощу, його треба розглядати не з точки зору зростання деякої підгрупи крапель колекторів, а як еволюцію всього спектру крапель.

Вище для характеристики інтенсивності коагуляційного зростання крапель був застосований коефіцієнт коагуляції , який при урахуванні тільки ефектів, обумовлених гравітацією, визначається рівнянням

.      (1.47)

При статистичному підході коефіцієнт коагуляції має смисл імовірності того, що крапля радіусом  захопить краплю радіусом  у одиницю часу за умови, що краплі того й іншого сорту мають одиничні концентрації. Коефіцієнт коагуляції можна записати не через радіуси крапель, а через їхній об’єм. Позначивши через  і  об’єми крапель-колекторів і крапель, які ними захоплюються, відповідно, будемо мати

, (1.48)

де  – числовий коефіцієнт.

Коефіцієнт коагуляції тепер має смисл імовірності того, що крапля об’ємом  захоплює краплю об’ємом  у одиницю часу.

Припустимо, що спектр крапель характеризується функцією розподілу крапель за розмірами (тепер вже по об’ємах) . Тоді середнє число крапель  у одиничному об’ємі простору, які мають об’єми від  до , дорівнює

. (1.49)

Характер коагуляційного процесу у хмарі, який буде приводити до трансформації спектру хмарних крапель, можна виразити через швидкість змінювання , тобто через . Розглянемо під впливом яких ефектів така трансформація спектру буде відбуватись.

По-перше, краплі з цього інтервалу будуть захоплюватись більш крупними краплями, які мають об’єми в інтервалі . Число таких захоплень є добуток  на імовірність зіткнення з краплями більших об’ємів . Але, очевидно,

. (1.50)

По-друге, буде відбуватись зіткнення й злиття цих крапель з більш дрібними краплями, тобто з краплями із інтервалу . Число їх буде  , де

. (1.51)

Отже, за рахунок обох коагуляцій них ефектів число крапель з інтервалу об’ємів ,  буде зменшуватись, і за одиницю часу загальне зменшення буде дорівнювати

(1.52)

Але, по-третє, в інтервалі від  до  число крапель буде збільшуватись завдяки злиттю усіх пар більш дрібних крапель, сума об’ємів яких дорівнює . Число таких пар за одиницю часу в інтервалі  залежить від імовірності крапель інтервалу від  до  в інтервалі , яка дорівнює , та імовірності того, що краплі розмірів  знаходяться в інтервалі . Остання, очевидно, дорівнює . Оскільки зазначені випадкові процеси незалежні, загальна імовірність цієї складної випадкової події дорівнює, як відомо, добутку ймовірностей , де . Тоді з урахуванням коефіцієнта коагуляції  число крапель, що збільшується за одиницю часу в інтервалі  завдяки зазначеному процесу, дорівнює

. (1.53)

Коефіцієнт  потрібен для того, щоб не перераховувати двічі кожну комбінацію захоплення. Підсумовуючи всі ефекти, які описані вище, маємо

(1.54)

Або,

. (1.55)

Ці рівняння називають кінетичним рівнянням, рівнянням коагуляції, рівнянням стохастичної коагуляції.

Розв’язком рівнянням (1.55) є спектр крапель  у моменті часу , який завдяки коагуляції розвивається з початкового спектру . Треба мати на увазі, що ми маємо діло з стохастичним процесом, і рівняння (1.55) є стохастичне диференціальне рівняння. Тому початковий розподіл  приводить до цілої сім’ї розв’язків , кожний із котрих відбиває одну реалізацію процесу коагуляції. Детерміністичний розв’язок рівняння(1.55) приводить до середньої функції  розподілу крапель за розмірами, тобто функції, осередненої за багатьма реалізаціями.

Як і слід було чекати, розподіл крапель розвивається найшвидше при геометричній імовірності захоплення (). При інших значеннях коефіцієнта захоплення, розвиток спектру є менш інтенсивним, але друга мода на кривій розподілу все ж таки намічається.

На закінчення нагадаємо, що рівняння (1.55) ураховує тільки ефект гравітаційної коагуляції. За теперішнього часу виведені кінетичні рівняння коагуляційного зростання крапель у хмарі, які в тій або іншій повноті ураховують вплив на трансформацію спектру горизонтальних і вертикальних упорядкованих потоків повітря, турбулентних рухів у хмарі, водності хмари, змінення з розмірами крапель при даній функції розподілу, коефіцієнта коагуляції.

1.5 Умови утворення опадів

Краплі води і кристали льоду, які випадають з хмар на земну поверхню, називають опадами. Процес розвитку хмар та утворення опадів з якісної сторони можна розділити на дві стадії.

Опади, що випадають на земну поверхню насамперед можна розділити на тверді, рідкі та змішані.

До твердих опадів відносяться такі основні їхні форми:

1. Сніг – опади у вигляді кристалів (сніжинок) різноманітної форми, найчастіше у формі зірочок, які часто об’єднуються в пластівці великого розміру. Спостерігається велика різноманітність форм сніжинок: голки, стовпчики, пластинки; голчаті зірки; пластинчаті зірки; їжаки, які складаються з декількох стовпчиків; стовпчики з пластинками або зірками на кінцях тощо.

Розміри окремих сніжинок можуть бути дуже різними. Найбільші лінійні розміри мають голчаті зірки. Їхні радіуси можуть досягати 4-5 мм. У змішаних хмарах часто спостерігається обзернення сніжинок. Воно є результатом замерзання переохолоджених крапель при співударах з сніжинкою. Така частка має матовий відтінок. Пластівці снігу можуть мати різні розміри: від 0,5 мм до 5 см. Спостерігались пластівці з радіусом до 15-20 см.

Пластівці снігу – це часте явище. Вони спостерігаються у 14% випадків при слабких і в 92% випадків при сильних снігопадах. Утворенню снігових пластівців сприяють відносно висока температура повітря, велика густота снігопаду, великі відстані, що проходять сніжинки при падінні, та інші фактори.

2. Мокрий сніг – опади у вигляді сніжинок і крапель або сніжинок, які тануть. Сніг стає мокрим, коли поблизу від земної поверхні температура близька до  або ще вищою.

3. Крупа – це опади, які складаються з льодяних часток і дуже обзернених сніжинок. Частинки крупи мають радіус від часток міліметрів до 7,5 мм. Крупа утворюється шляхом замерзання переохолоджених крапель води й обзернення сніжинок.

У залежності від співвідношення між сніговою та льодяною фракціями крупи, цей вид опадів підрозділяють на снігові зерна, снігову й льодяну крупу.

4. Град – частки кулястої форми з льодяними прошарками різної густини. Розміри граду можуть бути дуже різними: його радіус найчастіше буває від 1 до 25 мм. Але інколи випадають частки граду з радіусом до 15 см і навіть більшим. Великі частки граду мають шарувату будову. У центрі розташовується матове біле ядро, яке схоже на снігову крупу. Ядро обтягується шаром прозорого льоду. Далі йдуть поперемінно непрозорі й прозорі шари льоду.

Град утворюється в купчасто-дощових хмарах у результаті злиття переохолоджених крапель води з частками крупи й їх замерзання.

Рідкі опади складаються з таких форм:

1. Дощ – рідкі водяні опади у формі крапель з радіусом більшим 0,25 мм. Як показують спостереження, крапель більших ніж 2,5-3,2 мм, не зустрічається, оскільки великі краплі сплющуються й розбиваються на декілька дрібних. Переважні радіуси бризок дорівнюють 0,75-1 мм. Швидкість падіння крапель дощу досягає 8-10 м/с. Дощ випадає з шарувато-дощових () і купчасто-дощових (), а іноді й з високошаруватих () хмар.

2. Мряка – однорідні опади, що складаються з дрібних крапель, радіусом, меншим за 0,25 мм. Вони майже не мають спрямованого руху. Створюється враження, що краплі мряки плавають у повітрі. Мряка випадає з шаруватих () і шарувато-купчастих () хмар. Краплі мряки інколи утворюються в густому тумані. Інтенсивність опадів у випадку мряки не перевищує 0,25 мм/ч, швидкість падіння крапель у нерухомому повітрі менша за 0,3 м/с.

Класифікацію за формою називають морфологічною. Існує ще генетична класифікація опадів, тобто класифікація за фізичними умовами утворення. Відповідно до цієї класифікації опади підрозділяються на такі види:

1. Обложні опади – це тривалі й розповсюдженні на великі площі опади середньої інтенсивності, які випадають із хмар системи  у вигляді дощу або снігу, іноді мокрого.

2. Зливові опади – опади, які випадають з купчасто-дощових хмар у вигляді дощу, снігу, крупи, граду. Вони раптово починаються й закінчуються. Інтенсивність цих опадів різко змінюється за часом. Зливові опади часто супроводжуються грозами та шквалами.

3. Мрячні опади – це опади, які випадають з густих шаруватих і шарувато-купчастих хмар. Вони утворюються у стійко стратифікованих повітряних масах. При від’ємних низьких температурах такі хмари дають опади у формі льодяних кристалів.

Опади характеризуються двома величинами: кількістю й інтенсивністю. Кількість опадів вимірюють товщиною шару води в міліметрах, який міг би утворюватися після випадіння опадів на горизонтальну непроникливу поверхню. Один міліметр шару води на поверхні площею  відповідає масі опадів 1 кг. Інтенсивністю опадів називають кількість опадів, що випали за одиницю часу (наприклад, 1 годину).[1]

У початковій стадії розвитку хмари основну роль в укрупненні зародкових хмарних елементів відіграє процес конденсації водяної пари. Конденсація відбувається завдяки невеликому пересиченню водяної пари відносно поверхні хмарних крапель. Особливо швидко починається зростання частинок у хмарі після того, як поряд з переохолодженими краплями з’являються й кристали льоду. За цих умов починається «перегонка» водяної пари з переохолоджених крапель на кристали льоду внаслідок того, що тиск насиченої водяної пари над водою більше, ніж над льодом. Цей процес докладно розглядався вище.

У другій стадії, після того, як краплі та кристали льоду зростають до 20…60 мкм, основну роль починає відігравати процес злиття (коагуляції) хмарних елементів. Коагуляція обумовлена головним чином різною швидкістю падіння крапель і кристалів (гравітаційна коагуляція). Деяке значення має коагуляція, що обумовлюється турбулентним і броунівським рухами повітря, електростатичними силами тощо. Завдяки коагуляції краплі й кристали зростають від десятків мікрометрів до декількох міліметрів, а снігові пластівці та частинки граду – до декількох сантиметрів. Краплі різних розмірів падають під дією сили ваги з різною швидкістю, в результаті чого вони співударяються. Але доки краплі дрібні, їх зіткнення та злиття мало імовірне. Зі зростанням крапель різниця швидкостей падіння збільшується, що забезпечує сприятливі умови для їх коагуляції.

Дуже велике значення для зростання хмарних елементів й утворення опадів мають вертикальні рухи у середині хмари. По-перше, при висхідних рухах відбувається зменшення температури повітря, що сприяє утворенню пересичення водяної пари та конденсаційному зростанню крапель у хмарі до розмірів, при яких активну роль починає відігравати коагуляція. По-друге, краплі під дією вертикальних течій проходять великі товщі хмари. Завдяки цьому вони зростають до великих розмірів за рахунок коагуляції.

Ще один процес може бути ефективним у хмарі, яка має велику вертикальну протяжність. Він полягає у тому, що краплі, які під дією вертикальних рухів попадають на деякий рівень з різних висот, мають різні температури. Ці різниці температур незначні (десяті частки градуса), але при відносно високих додатних температурах, що спостерігаються в низьких широтах, можуть відіграти помітну роль. Очевидно, різниці температур приводять до виникнення різниці тисків насичення над поверхнями цих крапель і, якщо, наприклад, більш тепла крапля знаходиться у стані рівноваги з оточуючим пароповітряним середовищем, над поверхнею більш холодної краплі утворюється пересичення. Завдяки цьому відбувається «перегонка» води з теплої краплі на холодну. Фізичний механізм такого процесу є аналогічним фізичному механізму взаємодії між переохолодженою краплею й часткою льоду. Він докладно розглядався вище.

Для того, щоб з’явився ефект конденсаційного зростання більш холодної краплі, порівнянний до ефекту взаємодії рідкої фази з часткою льоду у хмарі, необхідно, щоб різниця температур, про яку йдеться, дорівнювала декільком градусам при низьких температурах і лише часткам градуса при високих додатних температурах. Оскільки великі різниці температур на визначних рівнях у хмарі не зустрічаються, цей ефект не може відігравати значну роль у помірних і високих широтах, де хмари мають, як правило, низьку температуру, й є суттєвим у низьких широтах, де нижня частина хмари знаходиться в області високих додатних температур.

Серед хмар вертикального розвитку викликають найбільший інтерес купчасто-дощові хмари, оскільки з ними пов’язані атмосферні явища, які в деяких випадках мають небезпечний характер: зливи, шквали, грози, град.

Купчасто-дощові хмари утворюються з могутньо-купчастих, коли їх вершини проникають у шари атмосфери, де температура набагато нижча від 0,0ºС, й заледенівають. Заладенівша верхня частина купчасто-дощової хмари  може залишатися куполоподібною –  (лисе), але частіше з неї викидаються пучки перистих хмар у виді парасолі або на ковальні. Так виникають  (волосаті), різновидністю яких є купчасто-дощові з на ковальнею .

Купчасто-дощові хмари складаються з однієї або декількох конвективних осередків. Конвективні осередки складається з області висхідного та компенсаційного низхідного потоків. У більшості купчасто-дощових хмар конвективні осередки мають подібні структури і можуть розглядатись як клас конвективних явищ.

Життєвий цикл осередку поділяють на три стадії в залежності від переважних напрямків вертикального руху повітря та його інтенсивності.

1) стадія купчастої хмари – характеризується висхідними рухами в більшій частині осередку;

2) стадія зрілості – характеризується наявністю як висхідних, так і низхідних рухів;

3) стадія розпаду – характеризується слабкими низхідними рухами у більшій частині осередку. Ці стадії й відповідні різновидності купчасто-дощових хмар зображені на рис. 1.2.

У стадії купчастої хмари, коли висхідні рухи чинять зростання хмари, через її бокові поверхні затягується повітря (ефект затягування, що розглядається вище) й змішується з повітрям у висхідному потоці. Оскільки рух вверх триває, відбувається концентрація великої кількості водяної пари й утворення крапель, а вище нульової ізотерми й кристалів. При відповідних умовах починають випадати опади, які стимулюють низхідні рухи, обумовлені в’язким опором повітря й охолодженням останнього при випаровуванні крапель. Це й є початком стадії зрілості хмари. Низхідний потік повітря досягає земної поверхні у виді відносно холодного ядра зони випадання дощу й розтікається над нею, змінюючи приземний напрямок вітру. На нижніх рівнях хмари низхідний потік напливає на висхідний і відтискує останній від області його зародження. Після цього починається стадія розпаду осередку. Загасання висхідного руху приводить до послаблення й поступового зникнення компенсаційних низхідних рухів.

а) – стадія cumulus (стадія зростання),

б) стадія зрілості,

в) стадія дисипації,

Рис. 1.2 – Еволюція Cb за Байєрсом та Брейамом

Стадія купчастої хмари триває у середньому 10-15 хвилин, стадія зрілості – 15-30 хвилин, а розпад хмари відбувається протягом 30 хвилин.

Купчасто-дощову хмару, у якій спостерігається один конвективний осередок, називають одноосередковою. Але частіше хмари купчасто-дощові утримують декілька конвективних осередків. Такі  називаються багатоосередковими. Окремі осередки послідовно розвиваються з правої сторони величезної хмарної системи, якою являють багатоосередковим . Незважаючи на те, що кожен осередок має обмежений життєвий цикл, багаторазовий розвиток нових приводить до тривалого існування . Схематичне зображення багатоосередкової купчасто-дощової хмари наводиться на рис. 1.4. В початковий момент часу хмара складається з чотирьох осередків, які знаходяться на різних стадіях розвитку. Крім того, на рис. 1.3 показується розвиток наймолодшого (південного) осередку в послідовні моменти часу й вертикальний профіль вітру.

Рис. 1.3 – Схематичне зображення багатоосередкової купчасто-дощової хмари

Надзвичайно могутніми є суперосердкові купчасто-дощові хмари. Вони мають й найбільшу тривалість існування, яка досягає декількох годин. Ці хмари складаються з одного квазістаціонарного конвективного осередку. Діаметр його інколи може досягати 10-15 км. Осередок об’єднує висхідний і низхідний потоки, які розташовуються один біля одного. На відміну від багатоосередкових купчасто-дощових хмар, у яких осередки швидко змінюють свої характеристики, в суперосердкових хмарах вони залишаються практично незмінними на протязі десятків хвилин.

Суперосердкові  характеризуються дуже великими швидкостями висхідних потоків. Якщо у одноосередкових і багатоосередкових хмарах вони досягають декількох м/с і іноді 10-20 м/с, то у суперосердкової хмарі 30-50 м/с і навіть більше. Вертикальний розріз через могутню суперосердкову хмару у напрямку переміщення  приводиться на рис. 1.4.

1 – лінії течій;

2 – траєкторії градин;

3 – область найбільш інтенсивної радіолуни;

Рис. 1.4 – Вертикальний переріз могутньої суперосердкової хмари у напрямку переміщення Cb

У початковий момент часу хмара складається з чотирьох осередків, які знаходяться в різних стадіях розвитку. Показується розвиток найбільш молодого (південного) осередку у послідовні моменти часу. Жирними стрілками позначена траєкторія хмарного об’єму зростаючого осередку. Показується вертикальний переріз радіолуни у початковий момент часу, а також вертикальний профіль вітру. З суперосердковими хмарами пов’язані сильні зливи, катастрофічні градобиття, сильні грози, шквали (короткочасне посилення вітру з різким зміненням напрямку), а іноді й смерчі.

При переміщенні суперосердкової купчасто-дощової хмари висхідний потік, який зображується на нижніх рівнях, підіймається в область, яку називають нішею. Він настільки сильний, що в області ніші краплі й кристали не встигають вирости до розмірів, при яких вони могли б випадати, а виносяться в передній виступ на ковальні. Падаючи донизу, вони знову затягуються у середину висхідного потоку. Така багаторазова «рециркуляція» часток опадів є основним механізмом, який сприяє утворенню в суперосердкової  особливо великих градин.

Треба мати на увазі, що купчасто-дощові хмари в процесі їх розвитку можуть переходити з одного класу в інший. Але утворення в атмосфері багатоосередкових , як правило, відбувається при менших запасах енергії нестійкості й менших градієнтах швидкості вітру, ніж при утворенні більш могутніх різновидностей . Чітких розбіжностей у зовнішніх фізичних станах повітря, сприяючих формуванню багатоосередкових і суперосердкових , не спостерігається. В обох випадках необхідні великі запаси енергії нестійкості й вертикальні градієнти швидкості вітру у тропосфері.

Горизонтальні розміри  можуть бути різними в залежності від пори року, стану атмосфери й стадії розвитку. Іноді їх діаметр перевищує 50-70км, а на ковальні можуть закривати весь видимий горизонт. Розміри  максимальні в літку. Зимою в континентальних районах помірних і високих широт вони утворюються рідко. Середня вертикальна протяжність  влітку дорівнює 5-6 км, але часто перевищує 8-10 км. В останньому випадку вершини  досягають тропопаузи, а іноді навіть пробивають її.


2 КЛІМАТИЧНА ХАРАКТЕРИСТИКИ МІСТА ОДЕСИ ТА МЕТОДИКА ДОСЛІДЖЕННЯ

2.1 Кліматична характеристика м. Одеси

Одеса розташована на південно-західній окраїні Причорноморської низовини, яка обривається крутим уступом до берегів Чорного моря. Середня висота степового плато складає приблизно 45-50 м.

Місто широкою полосою протягнулося вздовж Одеського побережжя на відстані 50 км від пос. Котовського на півночі до пос. Чорноморки на півдні. Площа міста приблизно дорівнює 150 км², в адміністративному відношенні воно поділене на сім районів. В межах прибережної зони спостерігається невелике зменшення висот плато по направленню південь та південний захід. В південно-західному напрямі висота плато підвищується від Одеси до ст. Дачна приблизно в два рази. Таким чином по напрямку на північний захід висота плато збільшується в середньому на 2 м на кожний кілометр.

Рівнинний характер плато порушується ярами і балками, направленими своїми  руслами до моря, до долини Хаджибейського лиману. Найбільш велика балка – Аркадійська. Самі низькі відмітки в Одесі зареєстровані в районі Пересипу – території давніх руслових та поймених частин лиманів, відділяючи Хаджибейський та Куяльницький лимани від Чорного моря.

Пересип розділяється ділянкою плато – Жеваховою горою, яка має ширину 1,5 км і рельєф з плоско-хвильовим характером: береговий вал висотою від 2 до 4 м над рівнем моря в сторону суші плоскі бугри передуються зі зниженням, які нерідко лежать нижче рівня моря на 0,5-1,5 м. Прибережні ділянки плато знаходяться в зоні інтенсивних зсувних процесів.

По ландшафтній класифікації кліматів Л.С. Берга, клімат Одеси відноситься до клімату степів, для якого характерно переобладнання літніх опадів, достатньо тепла зима і жарке літо. По класифікації кліматів М.І. Будико, заснованої на взаємозв'язку теплового і водяного балансів підстильної поверхні, клімат Одеси також відноситься до степової зони.

На формування клімату головний вплив має море. Північно-західна частина Чорного моря в районі Одеси значно відмічається по своїй морфології, гідрології і гідрохімії від інших районів. Це найбільш мілководна і опріснена частина моря, в яку впадають головні ріки Чорноморського басейну: Дунай, Дністер, Південний Буг та Дніпро. Приток найбільшої кількості прісних вод обумовлює низьку солоність, значну стійкість шарів води і, в відміні від глибоководних районів, розвиток льодових явищ. Річний хід температури води характеризується чітко виражений мінімум умом в лютому, максимумом у серпні. За останні 25 років сама низька середньомісячна температура спостерігалась в лютому 1954-1956 рр. (-0,8° С), сама висока в серпні 1946 р. (23,7° С). При згоні в теплий час року температура у поверхні може різко знижуватись до 10,0° С, а в холодний час підвищуватись на 1,0 – 4,0 °С на протязі доби. Минуле явище спостерігається при взаємодії нагонних вітрів. Зміна вітру на згонний або нагонний вже через 2-3 години може визвати різке змінення температури.

2.2 Атмосферні опади

Атмосферні опади змінюються по площі, яку займає місто Одеса. Місячні, сезонні та річні кількості опадів, щорічно помітно змінюються. У зв’язку з цим для характеристики просторового розподілу опадів було використано 12 станцій, розташованих у міст і та його околицях на різній відстані від моря.

Загальна закономірність просторового розподілу річних і місячних сум опадів (за теплий період) полягає у поступовому збільшенні їх від прибережних районів міста до більш континентальних (табл. 2.1). Найбільша річна сума опадів (435 мм) спостерігається на ст. Усатово, найменша (349 мм) на ст. Маяк. Різниця визначається в основному опадами теплого періоду. За теплий період на ст. Усатово, наприклад, випадає 290 мм, а на ст. Маяк 215 мм, в холодний період відповідно145 та 134 мм. Найбільш чітко відмінності проявляються у літні місяці, в період добре розвинутої бризової циркуляції, яка, як відомо, сприяє зменшенню опадів в прибережній зоні. Змінення місячних сум опадів по території Одеси в холодний період менше, ніж у теплий.

У річному ході найбільша змінність місячних сум опадів також спостерігається літом Для всіх станцій спостерігається загальна закономірність змінення кількості опадів від місяця до місяця – на початку теплого періоду опади безперервно підвищуються та досягають максимуму у червні. Пояснюється це підвищенням інтенсивності зливових опадів в результаті прогріву підстильної поверхні. З липня спостерігається зменшення місячних сум опадів. В кінці теплого періоду відбувається деякий зріст кількості опадів, який пояснюється осіннім посиленням циклонічної діяльності. Зимою відмічається поступове зменшення опадів від місяця до місяця. В холодний період найбільші суми опадів на півдні України пов’язані в основному з виходом південних циклонів з районів Середземного та Чорного морів.

Місячні і річні суми опадів коливаються у значних межах, про що дають уявлення їх аномалії. Так аномалії річних сум опадів змінюється в середньому від 80 до 150 %.


Таблиця 2.1 – Місячна та річна сума опадів (мм) на станціях Одеси

Станція

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

10-3

4-10

Рік

Холодна Балка

30

27

22

27

36

50

37

33

29

37

35

33

147

249

396

Куяльник

27

24

20

25

33

46

34

30

27

34

32

30

133

229

362

Усатово

27

24

22

30

38

60

48

44

30

40

37

35

145

290

435

Одеса, АМСЦ

31

28

22

27

35

49

36

32

28

36

34

33

148

243

391

Університет

27

25

20

25

33

46

34

30

27

34

32

30

134

229

363

Одеса, порт

28

26

20

26

33

43

31

34

26

33

33

34

141

226

367

Одеса, агро.

25

22

20

27

35

55

44

40

28

36

34

32

133

265

398

Лермонтовський кур.

29

26

22

27

35

48

36

32

28

36

34

32

143

242

385

Одеса, обсерваторія

28

25

21

26

34

47

35

31

28

35

33

31

138

236

374

Маяк

26

25

19

25

31

41

29

33

25

31

31

33

134

215

349

Сухий Лиман

28

25

21

25

33

46

35

31

27

35

32

31

137

232

369

Чорноморка

28

25

21

26

34

48

35

31

28

35

33

31

138

237

375


Відмічаються роки, коли опади близькі до норми. Загалом при цьому в окремі періоди спостерігаються значні аномалії протилежних знаків. Прикладом може слугувати 1959 р., коли опади склали 98 %, але в холодний період їх випало 137 %, а в теплий період – 75 %. Подібні випадки зустрічаються і всередині самих періодів. В 1957 р. опади за теплий період склали 102 %, але в липні вони більше ніж чим в три рази перевищили норму (358 %), а в червні, серпні та жовтні їх випало дуже мало( 36, 25, 29 %). Приблизно такий же розподіл місячний розподіл спостерігалось у теплий період 1965, 1969, 1970 і 1971 рр. Аналогічними були холодні періоди 1953 та 1975 рр. Так в 1975 р. опади в холодний період склали 107 %, але в листопаді їх випало 276 %, а в лютому 19 % і грудні 31 %.

Місяці, коли сума опадів складає 200 % від норми і більше можна поділити на три групи. До першої групи відносяться місяці,в які аномалії сформувалися за рахунок більшого числа днів з порівняно невеликими добовими сумами. Таким, зокрема, був травень1961 р., коли протягом 19 дощових днів ( при нормі – 9) випало 239 % опадів, при цьому добові суми не перевищували 20 мм. Аналогічними являються: квітень 1958, 1966 рр., травень 1960 та 1961 рр., вересень 1968 та 1972 рр. В холодному періоді подібні випадки спостерігалися в січні 1963, 1967 рр., у лютому 1952, 1970, 1971 рр., у березні 1958, 1962, 1969 рр., листопаді 1962 р. та грудні 1960, 1961 рр. У другу групу входять випадки, коли число днів з опадами за місяць менше норми, але в окремі доби випадали екстремальні суми. Такими були червень 1957, 1965 рр., вересень 1975 р.

До третьої групи можна віднести  місяці, коли число днів з опадами більше норми і відмічаються їх більші добові суми (квітень 1977 р., травень 1970 р., червень, 1952 р., липень 1958, 1973 р., серпень 1956 р., вересень 1956, 1971 рр. та жовтень 1952 р.). Аномалії цієї групи спостерігаються частіше, чим першої та другої.

До першої групи аномалій відносяться весняні, осінні, та зимові місяці, а до другої та третьої  в основному літні. Серед посушливих місяців (менше 20 % від норми) зустрічаються такі, коли число днів з опадами достатньо велике, а сума опадів невелика, наприклад в жовтні 1971 р. за 13 днів (що більше норми) випало всього 20 % місячної норми опадів, в лютому 1975 р. за 17 днів – 19 %. Аналогічними місяцями були грудень 1953 р., лютий 1972 та 1975 рр.

Додатковою характеристикою опадів являється відношення їх різних видів (тверді, змішані, рідкі). Виділення долі опадів кожного виду особливо важливо в перехідні сезони. Сума опадів твердих, рідких і змішаних опадів у відсотках від їх загального місячної та річної кількості проводиться в табл. 2.2. На території Одеси рідкі опади випадають цілий рік, складаючи 84 %, їх доля переважає в усіх зимових місяцях за виключенням лютого. З листопада по квітень можливе випадання змішаних та твердих опадів. Максимальна доля твердих опадів спостерігається в січні (38 %).

Таблиця 2.2 – Сума твердих, рідких та змішаних опадів ( в % від їх загальної кількості)

Вид опадів

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Рік

Тверді

38

23

14

1

1

21

8

Рідкі

44

37

56

90

100

100

100

100

100

100

94

60

84

Змішані

18

40

30

9

5

19

8

Для Одеси помітно переважання порівняно малих кількостей опадів (до 1,0 мм). У річному ході найбільше число днів з опадами відмічається в грудні та січні. Зазначай при великому числу днів з опадами в зимові місяці їх кількість значно менше літнього. Мінімальне число днів з опадами з опадами спостерігається в вересні. Значні опади (з добовою сумою 10 мм і більше) випадають порівняно рідко. Рясні опади (30 мм і більше за добу) в основному відмічаються в теплий період (табл. 2.3) а в холодний період — тільки в листопаді, коли можливе їх випадання приблизно один раз на 20 років.

Таблиця 2.3 – Число днів n з опадами ( мм )

Місяць

≥ 0,1

≥ 0,5

≥ 1,0

≥ 5,0

≥ 10,0

≥ 20,0

≥ 30,0

1

11,7

7,8

5,8

1,7

0,6

0,1

0

2

9,7

6,4

4,9

1,3

0,7

0,1

0

3

9,6

6,3

4,7

1,3

0,4

0,1

0

4

9,2

6,7

5,3

1,8

0,5

0,1

0

5

8,7

7,1

5,4

2,1

0,9

0,3

0,1

6

9,2

7,6

6,4

2,7

1,4

0,4

0,1

7

7,1

6,2

4,8

2,1

1,1

0,4

0,1

8

6

4,7

3,9

1,7

0,9

0,4

0,2

9

5,8

4,2

3,5

1,6

1

0,3

0,1

10

8,4

6,1

4,8

1,8

1

0,3

0,1

11

9,8

6,8

5,4

2

1

0,2

0,05

12

11,2

7,5

5,7

2

0,9

0,1

0

Рік

106

77

66

22

10

3

0,75

Дані про випадання значних опадів (10 мм та більше) на протязі двох - чотирьох днів підряд, а також найбільша сума за ці дні представлена у табл. 2.4. В теплому періоді опади 10 мм та більше на протязі двох днів підряд відмічаються один раз на п’ять років, на протязі трьох днів – один раз на 10 років, чотирьох днів – один раз на 25 років.

Таблиця 2.4 – Середнє число випадків значних опадів ( ≥ 10 мм) і найбільша сума впродовж декількох днів поспіль

Період

 

Число

днів

Кількість

опадів

Місяць,

рік

Кількість

опадів

Місяць,

рік

Кількість

опадів

Місяць,

рік

2      3     4

2 дні

3 дні

4 дні

Теплий

0,2 0,1 0,04

102,7

7 - 1957

98,9

7 - 1965

112,6

7 - 1965

Холодний

0,2 0,04

75,5

11 - 1952

68,4

11 - 1975

 

 

Оскільки формування місячних аномалій опадів в теплий період в основному відбувається за рахунок великих добових сум то практичне застосування може знайти така характеристика, як відношення числа днів зі значними опадами, до загального числа днів з дощами за теплий період і їх вклад в загальну суму опадів (табл. 2.5).

Таблиця 2.5 – Відношення (%) числа днів з різноманітними опадами до загального їх числа за місяць (а) та кількості опадів від різноманітних добових сум до загальної їх суми за місяць (б)

Добова

кількість

опадів,

мм

4

5

6

7

8

9

10

Теплий

період

а

б

а

б

а

б

а

б

а

б

а

б

а

б

а

б

10

5

37

12

70

15

59

14

62

30

60

13

64

12

61

11

59

20

1

11

4

19

3

27

6

42

4

42

5

36

3

28

4

32

30

1

10

2

19

4

34

3

36

4

25

1

9

2

20

50

5

7

1

11

2

32

0,5

8

В теплий період більше половини всіх опадів формується за рахунок днів з добовою сумою 10 мм і більше. Більший вклад вносять і опади 20 мм і більше (32 %). Опади 50 мм і більше відмічаються тільки літом.

Для розрахунку ймовірності числа днів з опадами 10 мм і більше, 20 мм і більш різної повторюваності використано розподіл Пуассона. Ймовірність можливого числа днів з опадами 10 мм і більше, 20 мм і більше представлені в табл. 2.6.

Добові суми опадів з травня по жовтень добре описуються гамма-розподілом.

Таблиця 2.6 – Ймовірність (%) числа днів з опадами ≥10 мм та ≥ 20 мм

Число днів

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Опади ≥ 10 мм

0

0,55

0,5

0,67

0,37

0,41

0,37

0,37

0,41

0,37

0,37

0,14

0,14

1

0,33

0,35

0,27

0,3

0,37

0,37

0,37

0,37

0,37

0,37

0,27

0,27

2

0,1

0,12

0,05

0,08

0,16

0,18

0,18

0,17

0,18

0,18

0,27

0,27

3

0,02

0,03

0,01

0,01

0,01

0,05

0,06

0,06

0,04

0,06

0,18

0,18

4

0,01

0,02

0,02

0,01

0,02

0,02

0,09

0,09

5

0,04

0,04

Середньорічне

0,6

0,7

0,4

0,5

0,9

1,3

1,1

0,9

1

1

1

0,9

Опади ≥ 20 мм

0

0,9

0,9

0,9

0,9

0,74

0,67

0,67

0,67

0,74

0,74

0,82

0,9

1

0,09

0,09

0,09

0,09

0,22

0,27

0,27

0,27

0,22

0,22

0,16

0,09

2

0,01

0,01

0,01

0,01

0,03

0,05

0,05

0,02

0,03

0,03

0,02

0,01

3

0,01

0,01

0,01

0,01

0,01

0,01

Середньорічне

0,1

0,01

0,1

0,08

0,3

0,39

0,4

0,4

0,3

0,3

0,2

0,1

Ймовірність добових сум опадів дана в табл. 2.7.

Таблиця 2.7 – Параметри інтенсивності злив та їх ймовірність

Параметри зливи, мм/хв

Градація інтенсивності, мм/хв

Ймовірність

Середня інтенсивність

= 0,76,    = 0,29,

0,25 - 0,54

0,24

А = 0,88, Е = 036

0,55 - 0,84

0,42

0,85 - 1,14

0,24

1,15 - 1,44

0,07

1,45 - 1,74

0,03

Максимальна інтенсивність

= 0,94,    = 0,56,

0,36 - 1,15

0,71

А = 2,38, Е = 4,58

1,16 - 1,95

0,23

1,96 - 2,75

0,05

2,76 - 3,55

0,006

≥ 3,55

0,001

Для гідрологічних та будівельних розрахунків широко використовуються зведення про добовий максимум опадів. Збільшення періоду на 10 років з порівнянням використаного в “Довіднику по клімату СССР”, занесло деякі уточнення в значення спостереження добового максимуму і його забезпеченість. Найбільший річний добовий максимум (90 мм)  відмічався у серпні 1970 р. Змінився він також в березні 1973 р. (26 мм) і в вересні 1971 р. (64 мм).

В табл. 2.8 представлені добові максимуми опадів які слід чекати один раз на різне число літ. З травня по жовтень один раз в 20 років він може бути порядку 40 мм, в окремі місяці дорівнює 18-28 мм. Максимум можливий один раз в 10 років в теплий період, виключаючи квітень,перевищує 30 мм, в холодний період не зміниться від 15 до 28 мм.

Таблиця 2.8 – Повторюваність (%) тривалості та інтенсивність злив

Тривалість, хв.

Інтенсивність, мм/хв.

Сума

0,25 - 0,5

0,5 – 1,0

1,01 - 1,5

1,51 – 2,0

50

1 - 5

3

43

3

1

33

6 - 10

20

11

2

9

11 - 15

3

3

1

2

5

16 - 20

3

2

2

21 - 25

26 - 30

1

2

3

Сума

7

71

17

7

Більші добові суми опадів в теплий період обумовленні частіше всього зливовою діяльністю. Зливова частина виділялась по методиці, яку пропонував Е.Ю. Берг. Зливи в Одесі найбільш часто спостерігаються в червні-липні. Середнє число днів зі зливами за теплий період складає 3,5 (в квітні – 0,5, в вересні і жовтні по 0,4).

Приблизно один раз в три роки можна чекати один день зі зливою, інтенсивність якого перевищую 1,0 мм/хв. Ймовірність випадання зливи з інтенсивністю 2,0 мм/хв. і більше порівняно мала. Середня багаторічна інтенсивність злив складає 0,76 мм/хв. Середня і максимальна інтенсивність злив описується гамма-розподілом. Параметри і ймовірність середньої і максимальної інтенсивності злив представлені в табл. 2.8.

Середня інтенсивність злив у двох випадках з трьох не перевищує 0,85 мм/хв., в одному з десяти – більше 1,15 мм/хв. Максимальна інтенсивність найбільш ймовірна від 0,36 до 1,15 мм/хв. Тривалість злив в 80 % випадків не перевищує 10 хв., а половина всіх злив продовжується не більше 5 хв. Розподіл злив по території вкрай нерівномірно. Так, наприклад за 10-річний період – з 1961 по 1970 р.) на ст. Одеса, обсерваторія відмічено 22 зливи, на ст. Чорноморка – 22, на ст. Куяльник – 10. Істотно різна повторюваність локальних злив, тобто зафіксованих однією станцією. Найбільш частіше такі злив спостерігались на ст. Чорноморка, де за вказане десятиліття їх було 15, а мінімальне число злив відмічалось на ст. Одеса, агро. – 3.

2.3 Матеріали кліматичного сайту та методика дослідження

При підготовки дипломного проекту по дослідженню статистичних характеристик кількості опадів та їх повторюваності, використовувалися дані спостережень гідрометеорологічної станції м. Одеса за період з 1971 по 2012 рр. з іспанського кліматичного сайту http://www.tutiempo.net [8]. Таким чином, використовувались:

  1.  кількість опадів (мм) за рік
  2.  число днів з рідкими опадами (дощем) за рік;
  3.  число днів зі снігом за рік.

Для обробки кліматичних рядів даних були використані методи статистичної обробки гідрометеорологічних величин.

Основні властивості випадкових величин характеризуються початковими (n), центральними (m) та основними () моментами розподілу різних порядків (l). В гідрометеорологічних дослідженнях, як правило, використовуються перелічені моменти перших чотирьох порядків (). Початкові, центральні та основні моменти розподілу є параметрами генеральних сукупностей випадкових величин. На основі статистичної сукупності (вибірки) можна знайти статистичні оцінки цих параметрів, які повинні володіти властивостями незсуненості, ефективності та умотивованості. Будемо у подальшому позначати статистичні оцінки моментів розподілу -того порядку таким чином: початкового - , центрального - , основного - . Вони можуть розраховуватися як по простих, так і по згрупованих статистичних сукупностях різних гідрометеорологічних величин (наприклад, температури повітря, місячної кількості опадів, атмосферного тиску, швидкості вітру і т.п.). Початковим моментом розподілу випадкової величини Х -того порядку називається інтеграл вигляду [9]:

.     (2.1)

Початковий момент розподілу 1-го порядку є математичним сподіванням цієї випадкової величини:

.    (2.2)

Якщо для знаходження оцінок моментів розподілу, що відповідають переліченим вимогам, використовуються згруповані ряди вигляду (1.9) або (1.10), то початковий момент того порядку оцінюється за формулою:

    (2.3)

або

,     (2.4)

де   - об’єм вибірки;  

 - кількість часткових інтервалів;

 - середина, інтервальна емпірична частота та інтервальна частість -тої градації відповідно.

Очевидно, оцінка першого початкового моменту розподілу  є оцінкою математичного сподівання  і дорівнює середньому значенню  випадкової величини Х [9]:

     (2.5)

або

.      (2.6)

Статистичні оцінки початкових моментів розподілу другого, третього та четвертого порядків  розраховуються за формулою (2.3) або (2.4) за умов, що у цих формулах показник степеня  приймає відповідно значення 2, 3 і 4:

   (2.7)

   (2.8)

.    (2.9)

Якщо статистична оцінка -го початкового моменту розподілу обчислюється на основі простих статистичних сукупностей вигляду (1.1), то використовується формула:

.      (2.10)

Очевидно, середнє значення для таких сукупностей отримаємо за допомогою рівняння:

,    (2.11)

а оцінки початкових моментів розподілу 2-го, 3-го та 4-го порядків – за формулами:

,     (2.12)

,     (2.13)

.     (2.14)

У рівняннях (2.10) – (2.14)  - об’єм вибірки;  - кожне конкретне значення випадкової величини Х із ряду (1.1) [9]. Центральним моментом розподілу –того порядку випадкової величини Х називається інтеграл вигляду:

.    (2.15)

Статистична оцінка центрального моменту розподілу -того порядку, якщо ряди є згрупованими, розраховується за формулою:

    (2.16)

при використанні інтервальних емпіричних частот  і за формулою [9]

                                 (2.17)

при використанні інтервальних частостей .

Центральні моменти розподілу оцінюються, починаючи з другого моменту (=2), тому, що перший центральний момент завжди дорівнює нулю, як і його оцінка. Центральний момент другого порядку має сенс дисперсії випадкової величини:  [9]. Для розрахунку статистичної оцінки центрального моменту розподілу другого порядку на основі згрупованого ряду використовуються формули:

,    (2.18)

        .     (2.19)

Аналогічним чином на основі формули (2.16) або (2.17) знаходять статистичні оцінки третього (за умови =3) і четвертого (за умови =4) моментів розподілу випадкової величини :

,       (2.20)

.       (2.21)

Статистична оцінка другого центрального моменту розподілу, що розраховується за формулою (2.18) або (2.19), є зсуненою оцінкою дисперсії [9]. Незсунену, ефективну та умотивовану оцінку дисперсії випадкової величини Х (це вимоги, яким повинні задовольняти статистичні оцінки параметрів) розраховують за формулою (2.22) і позначають :

,     (2.22)

де  – коефіцієнт Бесселя.

Щоб розрахувати незсунену, ефективну та умотивовану оцінку дисперсії випадкової величини Х за умови згрупованих рядів використовують рівняння (2.23):

.    (2.23)

Очевидно, статистична оцінка середнього квадратичного відхилу цієї величини є:

.      (2.24)

Статистичну оцінку центрального моменту розподілу -того порядку у випадку простих статистичних сукупностей випадкової величини Х отримаємо за допомогою формули:

.     (2.25)

Тоді статистичні оцінки центральних моментів другого, третього та четвертого порядків розраховуються за формулами (2.26) – (2.28) [9]:

,     (2.26)

,     (2.27)

,     (2.28)

де -  - об’єм ряду,    

 - конкретне значення випадкової величини Х,    

 - середнє значення вибірки Х.

Незсунена, ефективна та умотивована оцінка дисперсії випадкової величини Х знаходиться за формулою:

.    (2.29)

Центральні моменти розподілу 2-го, 3-го та 4-го порядків можна розрахувати і за формулами їх зв’язку з початковими моментами:

,      (2.30)

,     (2.31)

.    (2.32)

Основний (нормований) момент розподілу -того порядку є часткою від ділення того центрального моменту на середній квадратичний відхил в -тому степені:

.     (2.33)

Статистична оцінка основного моменту -того порядку для випадкової величини  розраховується за формулою [9]:

.     (2.34)

Очевидно, що  , a . Тому обчислюються тільки статистичні оцінки третього (за умови =3):

     (2.35)

та четвертого (за умови =4):

    (2.36)

порядків основних моментів розподілу.

Як відомо, оцінка третього основного моменту характеризує асиметрію кривої розподілу інтервальних частостей (або частот) і називається коефіцієнтом асиметрії: . Крива розподілу має правосторонню асиметрію за умови , і лівосторонню - за умови . Вона є симетричною відносно центру розподілу, якщо  [9]. Крім асиметрії, крива розподілу, порівняно з кривою нормального розподілу, може бути витягнутою або сплюснутою. Мірою цього є коефіцієнт ексцесу Е:

.     (2.37)

У першому випадку , у другому - .

За умов нормального розподілу ; .


3 СТАТИСТИЧНІ ХАРАКТЕРИСТИКИ КІЛЬКОСТІ ТА ПОВТОРЮВАНОСТІ ОПАДІВ В МІСТІ ОДЕСА

3.1 Сезонна динаміка кількості та повторюваності опадів в Одесі

Вище, в розділі 2, були розглянути особливості режиму опадів, притаманні Одеської області та місту Одеса по 1975 рік включно. Питання змін режиму опадів наприкінці ХХ та початку ХХІ століття представляється актуальним, це позволить виявити ознаки сучасних кліматичних змін.

Прослідимо сезонну мінливість кількості та повторюваності опадів в місті Одеса. Як відомо, спостерігається загальна закономірність змінення кількості опадів від місяця до місяця – на початку теплого періоду опади безперервно підвищуються та досягають максимуму влітку. Аналіз середньомісячної кількості опадів на ст. Одеса, показав, що максимальні значення характерні для травня та червня (45 мм) (рис. 3.1, а). Пояснюється це підвищенням інтенсивності зливових опадів в результаті прогріву підстильної поверхні. В липні спостерігається незначне зменшення опадів (44 мм). В листопаді відбувається деяке зростання кількості опадів (41 мм), який пояснюється осіннім посиленням циклонічної діяльності. Зимою відмічається поступове зменшення опадів від місяця до місяця. В холодний період найбільші суми опадів на півдні України пов’язані в основному з виходом південних циклонів з районів Середземного та Чорного морів. Відмічається зимовий максимум у лютому (43 мм).

Число днів з дощем має іншу динаміку, зростання відбувається з лютого (8) по червень (11), мінімум фіксується в серпні та вересні (7), абсолютний максимум спостерігається у листопаді (12) (рис. 3.1, б).


Рис. 3.1 – Сезонна динаміка середньомісячних значень кількості опадів (а), числа днів з дощем (б) та числа днів зі снігом (в)


Сезонна мінливість числі днів зі снігом носить інший характер: максимальне число днів зі снігом спостерігається у січні (11), в лютому (9), в грудні (8), в березні (6), листопаді (3) – ці значення характеризують середньомісячну повторюваність за сорокарічний період (рис. 3.1, в).

Відомо, що асиметрія характеризує розподіл інтервальних частостей (або частот). Крива розподілу має правосторонню асиметрію за умови , і лівосторонню за умови . Поділимо асиметрію на три градації: 0<As<0,25 – слабка, 0,25< As <0,50 – помірна, 0,50< As – сильна. Розрахунки коефіцієнту асиметрії для кожного місяцю року позволили прослідити зміни коефіцієнту As. Сезонний розподіл коефіцієнтів асиметрії показав, що для кількості опадів за рік характерна сильна правостороння асиметрія , що свідчить про зменшення опадів за рік на протязі дослідженого періоду 1971-2012рр. (рис. 3.2, а). Коефіцієнти асиметрії розраховані за даними повторюваності дощів показали, що з червня по жовтень та для березня характерні додатні коефіцієнти від слабих до сильних, в інші місяці року спостерігаються від’ємні значення. Число днів зі снігом характеризуються додатними значеннями коефіцієнтів асиметрії у всі місяці року, коли спостерігалися опади у вигляді снігу, крім лютого, коли коефіцієнт асиметрії слабкий від’ємний (рис. 3.2, а).

Крім асиметрії, крива розподілу, порівняно з кривою нормального розподілу, може бути витягнутою або сплюснутою. Мірою цього є коефіцієнт ексцесу Е:  – витягнута крива,  – сплюснута та  – за умов нормального розподілу. Щодо отриманих результатів розрахунку коефіцієнту ексцесу для кожного місяця року, то для кількості опадів за рік характерні додатні значення (витягнута крива розподілу), що свідчить про то, що кількість опадів за досліджений період змінюється в вузькому інтервалі значень (рис. 3.2, б). Повторюваність дощів змінюється в вузькому інтервалі значень тільки з червня по липень та з вересня по жовтень, з листопада по травень крива розподілу є сплюснутою .

Рис. 3.2 – Сезонна динаміка коефіцієнтів асиметрії (а) та коефіцієнтів ексцесу, розрахованих за середньомісячними значеннями кількості опадів, числа днів з дощем та числа днів зі снігом

Число днів зі снігом в квітні та жовтні характеризується  і змінюються в широкому діапазоні, це свідчить про велику мінливість повторюваності снігу в ці місяці. Для зимових місяців повторюваність днів зі снігом носить мало мінливий характер  (рис. 3.2, б).

3.2  Багаторічні зміни кількості та повторюваності опадів в Одесі

Одним з яскравих показників мінливості метеорологічної величини є графіки, які відображають її багаторічну динаміку. Для визначення багаторічної динаміки кількості та повторюваності опадів в Одесі на графіках були побудовані лінійні тренди, за якими визначались якісні та кількісні характеристики притаманні дослідженому параметру в окремі місяці року (Додаток А, рис. А.1 – А.12).

Як відомо, тренд (від англ. trend – тенденція) – основна тенденція змін часового ряду. Тренди можуть бути описані різними рівняннями – лінійними, логарифмічними и т. д. В нашому випадку ми використовували лінійний тренд. Лінійний тренд – це функція y=ax+b, де значення x – це номер періоду у часовому ряду, y – це послідовність значень, які аналізуються, b – точка перетину з віссю y на графіку, a – це значення, на яке збільшується наступне значення часового ряду. Причому, якщо a>0, то динаміка зростання додатна, якщо а<0, то динаміка тренда від’ємна.

Багаторічна динаміка середньорічних та сумарних значень кількості опадів, числа днів з дощем та числа днів зі снігом представлені на рисунках 3.3, 3.4. Для середньорічних та сумарних за рік значень кількості опадів за 40-річний період характерна значна мінливість, яка свідчить про зміни тенденції. Так період 1973-1975 рр. характеризується зростанням значень (+7 мм – середньорічних та +100 мм – сумарних за рік опадів).


Рис. 3.3 – Багаторічна динаміка середньорічних значень кількості опадів (а), числа днів з дощем (б) та числа днів зі снігом (в)

Рис. 3.4 – Багаторічна динаміка річних сумарних значень кількості опадів (а), числа днів з дощем (б) та числа днів зі снігом (в)


Період 1976-1983 рр. характеризується значним зменшенням значень кількості опадів (-15 мм – середньорічних та -200 мм – сумарних за рік). Починаючи з 1984 року спостерігається стійке збільшення кількості опадів (+10 мм – середньорічних та +125 мм – сумарних за рік). Якщо розглядати весь 40-річний період, збільшення кількості опадів незначне (+3 мм – середньорічних та +30 мм – сумарних за рік) (рис. 3.3, а; 3.4, а).

Динаміка числа днів з дощем свідчить про збільшення (+2  – середньорічних та ≈+30 – сумарних за рік) (рис. 3.3, б; 3.4, б). Така ж тенденція характерна й для числа днів зі снігом, але менш виражена: (+1 – середньорічних та ≈+10 – сумарних за рік) (рис. 3.3, в; 3.4, в).

В окремі місяці року також отримані кількісні характеристики притаманні дослідженому параметру (Додаток А, рис. А.1 – А.12), які представлені в таблиці 3.1, де відємні значення показані жирним шрифтом.

Таблиця 3.1 – Кількісна характеристика лінійного тренду середньомісячних значень параметрів за сорокарічний період

Місяць

Кількість опадів, мм

Число днів з дощем

Число днів зі снігом

Січень

12

4

1

Лютий

0

1

5

Березень

-9

5

0

Квітень

-23

-1

-1

Травень

-8

5

-

Червень

-11

2

-

Липень

-10

1

-

Серпень

20

2

-

Вересень

28

5

-

Жовтень

30

4

-1

Листопад

-17

2

0

Грудень

10

0

6

Аналіз таблиці 3.1 показав, що за останні 40-років зменшення кількості опадів в Одесі відбувалося в теплий період року з березня по липень  та  в  осені – в листопаді,  з  максимальним  зменшенням  у квітні (-23 мм). З серпня по жовтень характерно збільшення кількості опадів з максимумом в жовтні (+30 мм).

Число днів зі снігом по місяцях характеризується зростанням, тільки у квітні від’ємні значення тренду (-1).

Для числа днів зі снігом спостерігається зменшення у квітні та жовтні, що свідчить про зменшення повторюваності снігу у весняні та осені місяці.

Ще треба зробити зауваження, що у грудні незначне збільшення опадів (+10 мм) відбувається за рахунок збільшення числа днів зі снігом (+6). Крім того, практично у всі місяці року (за виникненням квітня (-1) та грудня (0)), відбувається збільшення числа днів з дощем, в тому числі в ті місяці, коли спостерігається зменшення кількості опадів.

Виявлені закономірності в теплий період року (з березня по липень) свідчать про зміни характеру опадів – зменшення інтенсивності опадів. Другий чинник, який приводить до зменшення опадів в теплий період року при збільшенні числа днів з дощем, може бути пов'язаний з зростанням температури в нижній та середній тропосфері [11].

Як відомо, в теплий період року, кристали льоду, які утворюються у хмарах, тануть в підхмарному шарі та випадають за поверхню землі у вигляді капель дощу. При зростанні температури повітря в нижній та середній тропосфері, каплі дощу в підхмарному шарі частіше випаровуються й на поверхню землі випадають менша кількість опадів.

В осеній період, коли температура повітря нижній тропосфери знижується, каплі дощу в підхмарному шарі не випаровуються, їм вдається долетіти до поверхні землі.

3.3 Динаміка аномалій кількості та повторюваності опадів в Одесі

Проведемо дослідження мінливості кількості та повторюваності опадів в Одесі. Для цього, весь період спостережень 1973-2012 рр. були поділені на десятирічні періоди, далі проведено осереднення даних для Одеси за весь період, а також за кожне десятиріччя. Аномалії кількості та повторюваності опадів в Одесі розраховані для всіх місяців теплого періоду року (табл. 3.2).

Для розрахунків аномалій використовувались відхилення середнього значення кількості та повторюваності опадів в Одесі за кожне десятиріччя від багаторічних середніх значень досліджених величин.

В таблиці жирним шрифтом показані від’ємні значення, а курсивом – додатні значення аномалій кількості та повторюваності опадів в Одесі. Максимальні від’ємні значення аномалій виділені червоним кольором, а максимальні додатні значення аномалій – синім, максимуми виділялися за десятиріччями.

Аналіз розрахованих значень аномалій кількості опадів показав, що максимальні від’ємні аномалії характерні другого десятиріччя, протягом всього періоду спостережень частіше вони спостерігаються у квітні.

Для десятиріч характерні особливі тенденції. Так, перше десятиріччя 1973-1982 рр. характеризується додатними аномаліями з листопада по липень. В другому десятиріччі 1983-1992 рр. додатні аномалії спостерігаються тільки в травні та з липня по серпень.

В період 1993-2002 рр. максимальні додатні аномалії характерні з лютого по березень та для вересня та листопада. Максимальні додатні аномалії останнього десятиріччя спостерігаються в вересні, жовтні, грудні та січні (рис. 3.5).


Таблиця 3.2 – Аномалії кількості опадів (мм), числа днів з дощем та снігом

Період, роки

Місяць

Сумарні значення

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Аномалії кількості опадів, мм 

1973-1982

3,19

2,67

8,84

16,06

3,31

7,93

8,48

-11,65

-8,61

-15,94

14,85

5,85

35,00

1983-1992

-10,63

-11,86

-15,36

-5,68

8,04

-0,80

1,11

0,71

-9,87

11,39

-16,69

-7,54

-57,19

1993-2002

-5,37

4,88

13,32

-0,54

-11,09

1,81

-3,72

14,19

12,19

-1,97

13,13

-7,11

29,70

2003-2012

13,53

3,38

-5,73

-5,96

5,73

-8,04

3,50

-1,48

7,03

6,87

-9,53

10,27

19,55

Сума аномалій

0,72

-0,93

1,08

3,87

5,99

0,90

9,37

1,77

0,73

0,34

1,76

1,47

27,06

Аномалії числа днів з дощами 

1973-1982

-1,6

0,7

-0,2

1,4

-1,1

-1,0

-0,3

-0,3

-2,0

-1,8

-0,4

0,9

-5,70

1983-1992

-0,9

-1,5

-2,4

-0,2

-2,2

1,5

-0,9

-0,6

0,1

0,4

-0,6

-1,8

-8,99

1993-2002

-1,1

0,2

2,6

1,6

1,2

-0,5

-0,3

0,6

2,1

0,6

0,4

-0,6

6,78

2003-2012

1,6

0,2

1,9

-0,8

1,6

1,0

0,7

0,7

1,1

1,0

0,8

0,8

10,60

Сума аномалій

-2,0

-0,4

1,9

2,0

-0,6

1,0

-0,8

0,4

1,3

0,2

0,2

-0,7

2,69

Аномалії числа днів зі снігом 

1973-1982

0,1

-1,3

-0,8

0,6

-

-

-

-

-

0,8

-0,4

-3,0

-4,00

1983-1992

-1,2

-0,3

-0,9

-0,6

-

-

-

-

-

0,7

-0,7

0,0

-3,03

1993-2002

0,1

-1,4

1,3

0,3

-

-

-

-

-

0,0

1,6

1,6

3,50

2003-2012

0,7

4,3

-0,6

-0,5

-

-

-

-

-

0,1

-1,2

0,7

3,50

Сума аномалій

-0,3

1,3

-1,0

-0,2

-

-

-

-

-

1,6

-0,7

-0,7

-0,03

Рис. 3.5 – Сезонна мінливість аномалій за десятиріччями


Аналіз розподілу аномалій числа днів з дощем показав, що від’ємні аномалії характерні для перших двох десятиріч, якщо розглядати розподіл по місяцях – частіше від’ємні аномалії спостерігаються в зимові місяці (січень, грудень) та в теплий період року (з травня по серпень). В останньому десятиріччі відмічається додатні аномалії числа днів з дощами у всі місяці року, крім квітня.

Розподілу по місяцям аномалій числа днів зі снігом виявив, що значення аномалій вкрай мали, що свідчить про незначну мінливість повторюваності снігу в Одесі, тільки для лютого в останньому десятиріччі характерні значні додатні аномалії (+4,3). Від’ємні аномалії спостерігаються частіше в перших два десятиріччя, а також в останнє десятиріччя – з березня по квітень та в листопаді. Максимальна сумарна від’ємна аномалія властива березню, а максимальна від’ємна тенденція – листопаду.

Проведемо аналіз динаміки сум аномалій кількості опадів, числа днів з дощем та снігом за десятиріччями (рис. 3.5). Для сум аномалій кількості опадів в Одесі в перше десятиріччя 1973-1982 рр. характерні максимальні додатні аномалії (+35,00 мм), для числа днів з дощем(-5,7) та снігом (-4,0) – від’ємні аномалії, що може свідчити про збільшення частки зливових опадів. Друге десятиріччя 1983-1992 рр. характеризується найбільшими від’ємними аномаліями для всіх параметрів за весь період спостережень.

В третє десятиріччя 1993-2002 рр. спостерігаються додатні аномалії кількості опадів (+29,70 мм), числа днів з дощем (+6,8), та числа днів зі снігом (+3,5).

Четвертому десятиріччю властиві зменшення додатних аномалій кількості опадів до значення (+19,55 мм) і збільшення числа днів з дощем до значення (+10,6), та незмінні від’ємні аномалії числа днів зі снігом (+3,5).

 

Рис. 3.5 – Динаміка аномалій кількості опадів (а), числа днів з дощем (б) та снігом (в)


ВИСНОВКИ

Дипломний проект «Багаторічна мінливість повторюваності та кількості опадів в місті Одеса» виконувався на кафедрі фізики атмосфери та кліматології. При підготовці дипломного проекту використовувалися дані спостережень гідрометеорологічної станції за період з 1971 по 2012рр. з іспанського кліматичного сайту http://www.tutiempo.net/clima.htm в м. Одеса.

Дослідження деяких авторів доводять про специфічний ефект сезонно – географічного вирівнювання атмосферних опадів, яке відбувалося протягом минулого століття на території України в умовах глобального потепління. Цей ефект проявлявся в тому, що за останні сто років в районах з недостатнім зволоженням (південно-східні області України) їх річна сума суттєво збільшилась, а в районах з надлишковим зволоженням (північно-західні області України) – зменшилась. До того ж автори вказують на значний внесок в ці зміни опадів холодного півріччя. Протягом ХХ сторіччя відбувались помітні зміни в режимі опадів на території України, але з різною їх інтенсивністю як в окремих регіонах, так і в окремі періоди.

Тому, сучасна мінливість кількості та повторюваності різних видів опадів в місті Одеса є питання актуальним. Використання статистичних методів аналізу, основаних на розрахунках аномалій є альтернативним методом досліджень мінливості кліматичних характеристик.

Результати проведених досліджень позволили зробити висновки.

  1.  Для сезонного ходу кількості опадів максимальні значення характерні для літа, мінімальні – квітня; повторюваність дощу має іншу динаміку, зростання відбувається з лютого по червень, мінімум фіксується в серпні та вересні; сезонна мінливість числі днів зі снігом носить інший характер: максимальне число днів зі снігом спостерігається з січня до лютого.
  2.  Коефіцієнти асиметрії розраховані за даними показали, що для кількості опадів за рік характерна сильна правостороння асиметрія ; для повторюваності дощів, з червня по жовтень та для березня характерні додатні коефіцієнти від слабих до сильних, в інші місяці року спостерігаються від’ємні значення. Число днів зі снігом характеризуються додатними значеннями коефіцієнтів асиметрії у всі місяці року, коли спостерігалися опади у вигляді снігу, крім лютого, коли коефіцієнт асиметрії слабкий від’ємний.
  3.  Для кількості опадів за рік характерні додатні значення  коефіцієнтів ексцесу, що свідчить про зміни кількості опадів за досліджений період в вузькому інтервалі значень. Повторюваність дощів змінюється в вузькому інтервалі значень тільки з червня по липень та з вересня по жовтень, з листопада по травень крива розподілу є сплюснутою . Число днів зі снігом в квітні та жовтні характеризується  і змінюються в широкому діапазоні, це свідчить про велику мінливість повторюваності снігу в ці місяці. Для зимових місяців повторюваність днів зі снігом носить мало мінливий характер .

Для визначення багаторічної динаміки кількості та повторюваності опадів в Одесі використовувався метод лінійних трендів, за якими визначались якісні та кількісні характеристики притаманні дослідженому параметру в окремі місяці року.

  1.  За останні 40-років зменшення кількості опадів в Одесі відбувалося в теплий період року з березня по липень та в осені – в листопаді, з максимальним зменшенням у квітні (-23 мм). З серпня по жовтень характерно збільшення кількості опадів з максимумом в жовтні (+30 мм). Число днів зі снігом по місяцях характеризується зростанням, тільки у квітні від’ємні значення тренду (-1). Для числа днів зі снігом спостерігається зменшення у квітні та жовтні, що свідчить про зменшення повторюваності снігу у весняні та осені місяці.
  2.  Виявлені закономірності в теплий період року (з березня по липень) свідчать про зміни характеру опадів – зменшення інтенсивності опадів. Другий чинник, який приводить до зменшення опадів в теплий період року при збільшенні числа днів з дощем, може бути пов'язаний з зростанням температури в нижній та середній тропосфері.

Для дослідження мінливості кількості та повторюваності опадів в Одесі за десятиріччями використовувався метод розрахунку аномалій.

  1.  Аналіз розрахованих значень аномалій кількості опадів показав, що максимальні від’ємні аномалії характерні другого десятиріччя, протягом всього періоду спостережень частіше вони спостерігаються у квітні.
  2.  Аналіз розподілу аномалій числа днів з дощем показав, що від’ємні аномалії характерні для перших двох десятиріч, якщо розглядати розподіл по місяцях – частіше від’ємні аномалії спостерігаються в зимові місяці (січень, грудень) та в теплий період року (з травня по серпень). В останньому десятиріччі відмічається додатні аномалії числа днів з дощами у всі місяці року, крім квітня.
  3.  Значення аномалій числа днів зі снігом вкрай мали, що свідчить про незначну мінливість повторюваності снігу в Одесі, тільки для лютого в останньому десятиріччі характерні значні додатні аномалії (+4,3). Від’ємні аномалії спостерігаються частіше в перших два десятиріччя, а також в останнє десятиріччя – з березня по квітень та в листопаді. Максимальна сумарна від’ємна аномалія властива березню, а максимальна від’ємна тенденція – листопаду.

Аналіз динаміки сум аномалій кількості опадів, числа днів з дощем та снігом за десятиріччями показав, що максимальні суми додатних аномалій кількості опадів в Одесі в перше десятиріччя 1973-1982 рр. при зменшені повторюваності дощів та снігу, що може свідчити про збільшення частки зливових опадів. Друге десятиріччя 1983-1992 рр. характеризується найбільшими від’ємними аномаліями для всіх параметрів за весь період спостережень. Третє та четверте десятиріччя характеризуються додатні аномалії досліджених параметрів.

Таким чином, в місті Одеса, за останні сорок років відбувається невелике збільшення кількості опадів та числа днів з дощем. Причому, тенденція зменшення кількості опадів спостерігається у теплий період року, а збільшення числа днів з дощем відбувається практично у всі місяці року.


ПЕРЕЛІК ПОСИЛАНЬ

  1.  Бекряев В.И. Практикум по курсу "Физические основи воздействия на атмосферные процессы".- Л.: Гидрометеоиздат, 1991.- с. 144.
  2.  Мазин И.П., Шметер С.М. Облака, строение и физика образования. – Л.: Гидрометеоиздат, 1979. – 231 с.
  3.  Облака и облачная атмосфера. /Под ред. И.П. Мазина, А.Х. Хргиана. – Л.: Гидрометеоиздат, 1989. – 632с.
  4.  Роджерс Р.Р. Кратний курс физики облаков. /Пер. с англ. под ред. И.П. Мазина/. – Л.: Гидрометеоиздат, 1979. – 231 с.
  5.  Шишкин Н.С. Облака, осадки и грозовое электричество. 2-е изд. – Л.: Гидрометеоиздат, 1954. – 401 с.
  6.  Школьний Є.П. Фізика атмосфери. Підручник. – Одеса: ОГМІ, 1977. – 698 с.
  7.  Шметер С.М. Термодинамика и физика конвективних облаков. – Л.: Гидрометеоиздат, 1987. – 289 с.
  8.  База климатических данных [Электронный ресурс] URL: www.tutiempo.net (дата обращения: 12.11.2013).
  9.  Гончарова Л.Д., Школьний Є.П. Методи обробки та аналізу гідрометеорологічної інформації (збірник задач і вправ): Навчальний посібник. – Одеса: Екологія, 2006. – 458 с.
  10.  Климат Одессы. Под ред. Смекаловой Л.К., Швер Ц. А. – Ленинград Гидрометеоиздат, 1986. – 174 с.
  11.  Данова Т.Е., Петричиц С.А. Динамика высот температурных уровней в тропосфере Причерноморского региона / Геополітика і екогеодинаміка регіонів. – 2014. – Т. 10. – Вип. 1. – С. 502-505.

 

ДОДАТКИ


Додаток А – Багаторічна мінливість режиму опадів

Рис. А.1 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в січні

Рис. А.2 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в лютому

Рис. А.3 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в березні

Рис. А.4 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в квітні


Рис. А.5 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) в травні

Рис. А.6 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) в червні

Рис. А.7 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) в липні

Рис. А.8 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) в серпні

Рис. А.9 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) в вересні


Рис. А.10 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в жовтні

Рис. А.11 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в листопаді

Рис. А.12 – Багаторічна мінливість кількості опадів (а), число днів з дощем (б) та снігом (в) в грудні



 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

25700. Сердечная мышечная ткань 30 KB
  Рабочие сократительные кардиомиоциты образуют свои цепочки. Рабочие кардиомиоциты способны передавать управляющие сигналы друг другу. Синусные пейсмекерные кардиомиоциты способны автоматически в определенном ритме сменять состояние сокращения на состояние расслабления. Синусные пейсмекерные кардиомиоциты передают управляющие сигналы переходным кардиомиоцитам а последние проводящим.
25701. СЕРДЕЧНО-СОСУДИСТАЯ СИСТЕМА 40 KB
  Часть мезенхимных клеток по периферии островков теряет связь с клетками расположенными в центральной части уплощается и превращается в эндотелиальные клетки первичных кровеносных сосудов. Дальнейшее развитие стенки сосудов происходит после начала циркуляции крови под влиянием тех гемодинамических условий кровяное давление скорость кровотока которые создаются в различных частях тела что обусловливает появление специфических особенностей строения стенки внутриорганных и внеорганных сосудов. В ходе перестроек первичных сосудов в...