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降水量とは何ですか? 定義と種類。降水。降水のパターンと種類自然降水の種類とさまざまな

降水量

長期、月平均、季節別、年間降水量、その分布地球の表面、年間および毎日のサイクル、頻度、強度は気候の特徴を決定するものであり、農業や国民経済の他の多くの部門にとって非常に重要です。

降水量の分類

地球の表面に降る降水量

カバーの降水量

それらは、強度に大きな変動がなく、損失が単調であることを特徴としています。徐々に始まり、徐々に止まります。降水が続く期間は通常数時間 (場合によっては 1 ～ 2 日) ですが、場合によっては軽い降水が 30 分から 1 時間続くこともあります。通常は乱層雲または高層雲から落ちます。さらに、ほとんどの場合、曇りは継続的であり (10 ポイント)、顕著になることはまれにあります (7 ～ 9 ポイント、通常は降水期間の開始時または終了時)。層雲、層積雲、高積雲から弱い短時間（30分から1時間）の降水が観測される場合があり、雲の数は7〜10ポイントです。霜の降りる天候（気温が-10...-15°以下）では、部分的に曇った空から小雪が降ることがあります。

雨- 直径0.5〜5 mmの液滴の形での液体の沈殿。個々の雨滴は、水面に発散円の形で跡を残し、乾いた物の表面には濡れた点の形で跡を残します。

凍てつく雨- 負の気温（ほとんどの場合0...-10°、場合によっては最大-15°）で降下する、直径0.5〜5 mmの液滴の形での液体の沈殿 - 物体に落ち、液滴が凍って氷になるフォーム。

凍てつく雨- 負の気温（ほとんどの場合0...-10°、場合によっては-15°まで）で降る、直径1〜3 mmの固体の透明な氷球の形で降る固体の降水。ボールの中には凍っていない水があり、物体に落ちるとボールが殻に砕け、水が流れ出て氷が形成されます。

雪- 雪の結晶（雪片）またはフレークの形で降る固体の降水（ほとんどの場合、マイナスの気温で）。軽い雪の場合、水平視程（霞、霧など他の現象がない場合）は4〜10 km、中程度の雪の場合は1〜3 km、大雪の場合は1000 m未満（この場合、降雪量は増加します）徐々に降雪するため、降雪開始後1時間以内に1〜2 km以下の視程値が観察されます）。霜の降りる天候（気温が-10...-15°以下）では、部分的に曇った空から小雪が降ることがあります。これとは別に、湿った雪の現象、つまりプラスの気温で溶けた雪のフレークの形で降る混合降水が注目されます。

雪を伴う雨- 滴と雪の結晶が混合した形で降る混合降水（気温がプラスの場合がほとんど）。氷点下の気温で雨や雪が降ると、降水粒子が物体上で凍り、氷が形成されます。

霧雨

強度が低く、強度が変化しない単調な損失が特徴です。徐々に開始し、徐々に停止します。継続的な喪失の期間は通常数時間（場合によっては 1 ～ 2 日）です。層雲や霧から落ちます。さらに、ほとんどの場合、曇りは継続的であり (10 ポイント)、顕著になることはまれにあります (7 ～ 9 ポイント、通常は降水期間の開始時または終了時)。多くの場合、視界の低下（もや、霧）を伴います。

霧雨- まるで空中に浮いているかのような、非常に小さな液滴（直径 0.5 mm 未満）の形での液体の沈殿。乾いた表面はゆっくりと均一に濡れます。水面に堆積すると、水面上に発散円は形成されません。

氷点下の霧雨- 空気中に浮いているかのように、非常に小さな液滴（直径 0.5 mm 未満）の形で液体が沈殿し、負の気温（ほとんどの場合 0...-10°、時には最大 -15°）で落下します。 -物体に付着すると、水滴が凍り、氷が形成されます。

雪の粒- 負の気温で降下する、直径2 mm未満の小さな不透明な白い粒子（棒、粒、粒）の形の固体の沈殿。

降雨

損失の始まりと終わりが突然であること、そして強度が急激に変化することが特徴です。継続的な損失の期間は、通常、数分から 1 ～ 2 時間（熱帯地方では数時間、最大 1 ～ 2 日）の範囲です。多くの場合、雷雨と短期間の風強（スコール）を伴います。それらは積乱雲から落ち、雲の量は多い場合 (7 ～ 10 ポイント) も少ない場合 (4 ～ 6 ポイント、場合によっては 2 ～ 3 ポイント) もあります。激しい性質の降水の主な特徴は、その強さではなく（暴風雨の降水量が弱い場合もあります）、降水量の強さの変動を決定する対流雲（ほとんどの場合積乱雲）からの降水量そのものです。暑い天候では、強力な積雲から軽いにわか雨が降ることがあり、場合によっては積雲の途中から（非常に軽いにわか雨が）降ることもあります。

シャワーのような雨- 豪雨。

にわか雪- シャワーの雪。数分から30分の間、水平視程が6～10kmから2～4km（場合によっては500～1000m、場合によっては100～200m）まで急激に変動するのが特徴です。（雪の「チャージ」）。

雪を伴うにわか雨- 混合降雨降水量。水滴と雪の結晶が混合した形で降る（気温がプラスの場合がほとんど）。氷点下の気温で雪を伴う大雨が降ると、降水粒子が物体上で凍り、氷が形成されます。

あられ- 気温約 0 度で降る固体の降雨で、直径 2 ～ 5 mm の不透明な白い粒子の外観を持ちます。粒はもろく、指で簡単に砕けます。大雪の前、または大雪と同時に降ることがよくあります。

氷の粒- 直径 1 ～ 3 mm の透明（または半透明）な氷粒の形で気温 -5 ～ +10 度で降る固体降雨。粒子の中心には不透明な核があります。粒子は非常に硬く（少し力を入れれば指で押しつぶすことができます）、硬い表面に落ちると跳ね返ります。場合によっては、粒が水の膜で覆われ（または水滴と一緒に落ちる）、気温が氷点下で物体に落ちた場合、粒が凍って氷が形成されます。

雹- 暖かい季節（+10°以上の気温）に、さまざまな形や大きさの氷片の形で降る固体の降水。通常、ひょう石の直径は 2 ～ 5 mm ですが、場合によっては、個々のひょう石が直径に達することもあります。ハトや鶏の卵ほどの大きさもあります（その後、雹は植物、車の表面に重大な損傷を与え、窓ガラスなどを破損します）。ひょうの持続時間は通常短く、1〜2分から10〜20分です。ほとんどの場合、ひょうはにわか雨や雷雨を伴います。

未分類の降水量

氷の針- 極寒の天候（気温が-10…-15°以下）で形成される、空気中に浮遊する小さな氷の結晶の形をした固体の降水。日中は太陽の光で輝き、夜は月の光やランタンの光で輝きます。多くの場合、氷の針が夜に美しく輝く「柱」を形成し、ランタンから空に向かって伸びます。それらは晴れた空または部分的に曇った空で最も頻繁に観察され、時には巻層雲または巻雲から降ってくることもあります。

絶縁- まれで大きな（最大3 cm）水の泡の形での沈殿。軽い雷雨のときに起こる珍しい現象。

地球の表面や物体に降水が生じる

露- プラスの気温と土壌温度、部分的に曇った空と弱い風で、空気中に含まれる水蒸気が凝縮した結果として、地表、植物、物体、建物や車の屋根に形成される水滴。夜間や早朝に最も多く観察され、もやや霧を伴うこともあります。大量の露が発生すると、測定可能な量の降水量（一晩に最大 0.5 mm）が発生し、屋根から地面に水が流れ出すことがあります。

霜- 地表、草、物体、建物や車の屋根、マイナスの土壌温度、部分的に曇った空、弱い風で空気中に含まれる水蒸気が再昇華した結果として生じる積雪の表面に形成される白い結晶質の堆積物。夕方、夜、朝方に観察され、もやや霧を伴うこともあります。実際、それはマイナスの温度で形成される露の類似物です。木の枝やワイヤーには、霜は弱く付着します（霜とは異なります） - 製氷機のワイヤー（直径5 mm）では、霜の付着の厚さは3 mmを超えません。

クリスタルフロスト- 小さく微細な構造の光沢のある氷の粒子からなる白い結晶質の堆積物で、空気中に含まれる水蒸気が木の枝や針金に付着して、ふわふわした花輪の形で再昇華した結果として形成されます（振ると簡単に崩れます）。薄曇り（晴れ、または上層と中層の雲、または壊れた層状の雲）の冷ややかな天候（気温が-10...-15°以下）で、もやまたは霧のある（場合によってはそれらがない）ときに観察されます。風が弱いか穏やか。霜の付着は通常夜間の数時間以内に発生しますが、日中は雨の影響で徐々に崩れていきます。太陽の光ただし、曇った天気そして日陰ではそれが一日中続くことがあります。物の表面、建物の屋根、車などには、霜は非常に弱く付着します（霜とは異なります）。ただし、霜が降りることはよくあります。

粒状の霜- 曇り、霧の天気（一日中いつでも）で、気温が0度から-10度、中程度または中程度の温度で、過冷却された霧の小さな液滴が木の枝や電線に沈降した結果として形成される、白くゆるい雪のような堆積物。強い風。霧の粒が大きくなると氷になり、風が弱まり夜間の雲の量が減り気温が下がると結晶霜になることがあります。粒状の霜の成長は、霧と風が続く限り続きます（通常は数時間、場合によっては数日）。降り積もった粒状の霜は数日間持続する場合があります。

氷- 降水粒子（過冷却霧雨、氷雨、氷雨、氷粒、時には雨）の凍結の結果として、植物、電線、物体、地表上に形成される、緻密なガラス状の氷（滑らかまたはわずかに塊状）の層。雪を含む) 表面と接触し、マイナスの温度を持ちます。これは、気温が 0 ～ -10°（場合によっては -15°まで）の場合が最も多く、急激な温暖化中（地球や物体がまだ負の温度を維持している場合）、気温 0 ～ +3°の場合に観察されます。。これは人、動物、車両の移動を大きく妨げ、電線の断線や木の枝の折損（場合によっては木や送電線の支柱の大規模な倒壊）につながる可能性があります。氷の成長は、過冷却された降水が続く限り続きます（通常は数時間、時には霧雨や霧の場合は数日間）。堆積した氷は数日間持続する場合があります。

ブラックアイス- 雪解け後、気温と土壌の温度が低下する（負の温度値に移行する）ときに、溶けた水が凍ることによって地表に形成される塊状の氷または氷雪の層。氷とは異なり、黒い氷は地表でのみ観察され、ほとんどの場合は道路、歩道、小道で観察されます。結果として生じる氷は、新しく降った雪で覆われるか、気温と土壌の温度が急激に上昇して完全に溶けるまで、何日も続けて残ります。

リンク

// ブロックハウスとエフロンの百科事典: 86 巻 (82 巻と追加の 4 巻)。 - サンクトペテルブルク。、1890年から1907年。

で最近 V 異なる部分地球は、降水量と降水量の性質に関する問題にますます直面しています。今年、ウクライナは大雪の冬を経験しましたが、同時にオーストラリアは前例のない干ばつに見舞われました。降水はどのようにして起こるのでしょうか？損失の性質を決定するものやその他の多くの疑問は今日に関連しており、重要です。そこで、私は「降水の地層と種類」をテーマに選びました。

したがって、主な目標この研究は、降水の形成と種類を研究するものです。

作業中、次のタスクが強調表示されます。

・降水量の定義
・勉強現存種大気中の降水量
· 酸性雨の問題とその影響についての考察。

この研究における主な研究方法は、文献資料の調査と分析の方法です。

大気の降水（ギリシャの大気 - 蒸気とロシアの沈殿 - 地面に落ちる） - 液体（霧雨、雨）および固体（穀物、雪、ひょう）中の水が形成され、上昇する蒸気の凝縮の結果として雲から落ちます。主に海洋からの水分です（陸上からの蒸発水は大気中の降水量の約10％を占めます）。大気中の降水には、湿気が飽和した空気中で蒸気が凝結するときに地上の物体の表面に堆積する霜、霜、露も含まれます。大気中の降水量は、地球全体の水分サイクルに関係しています。温暖前線が近づくと霧雨が降り続くことが多く、寒冷前線が近づくとにわか雨が多くなります。大気の降水量は、気象観測所の降水計を使用して、1 日、1 月、または 1 年あたりに降った水の層の厚さ (mm 単位) で測定されます。地球上の平均降水量は年間約 1000 mm ですが、砂漠では年間 100 mm 未満、さらには 50 mm 未満になります。赤道帯また、一部の風上の山の斜面では、年間最大 12,000 mm (標高 1,300 m のチャラヌジャ測候所) です。大気中の降水は、有機世界全体に水を供給する水路や土壌への主な供給源です。

沈殿が形成される主な条件は、暖かい空気が冷却され、それに含まれる蒸気が凝縮することです。

暖かい空気が上昇して冷えると、水滴からなる雲が形成されます。雲の中で衝突すると、水滴がつながり、質量が増加します。下部雲が青くなり、雨が降ります。気温が氷点下になると、雲の中の水滴が凍って雪の結晶になります。雪の結晶がくっついて薄片になり、地面に落ちます。降雪時には少し溶けて湿った雪が降る場合があります。気流が繰り返し凍った水滴を下げたり上げたりし、そのときに氷の層がその上に成長することが起こります。ついには水滴が重くなり、あられのように地面に落ちます。ひょうは鶏卵ほどの大きさに達することもあります。夏、天気が晴れると地表は冷えます。地面の空気層を冷却します。水蒸気は、葉、草、石などの冷たい物体の上で凝縮し始めます。こうして露が発生するのです。表面温度がマイナスの場合、水滴が凍って霜が形成されます。通常、露は夏に降り、霜は春と秋に降ります。同時に、露と霜は両方とも晴天の場合にのみ形成されます。空が雲で覆われている場合、地表はわずかに冷えますが、空気を冷やすことができません。

形成方法に応じて、対流、前線および地形降水が区別されます。降水が形成される一般的な条件は、空気が上向きに移動し、冷却されることです。最初のケースでは、空気が上昇する理由は、暖かい表面からの加熱（対流）です。このような降水量が降る一年中暑い地域と温帯緯度の夏。暖かい空気が冷たい空気と相互作用するときに上昇すると、前線降水が形成されます。これらは、暖気団と寒気団がより一般的である温帯と寒冷帯でより特徴的です。暖かい空気が上昇する理由は、山との衝突である可能性があります。この場合、地形的沈殿物が形成されます。これらは山の風上斜面に典型的に見られ、斜面の降水量は隣接する平野地域よりも多くなります。

降水量はミリメートル単位で測定されます。平均して、年間約 1100 mm の降水量が地表に降ります。

雲から降る降水量: 雨、霧雨、ひょう、雪、ペレット。

がある：

· 主に以下に関連した大雨温暖前線;
· 寒冷前線に伴う降雨。空気から堆積した降水：露、霜、霜、氷。降水量は、落ちた水の層の厚さ（ミリメートル単位）で測定されます。平均して地球上の年間降水量は約 1000 mm ですが、砂漠や高緯度地域では年間降水量は 250 mm 未満です。

降水量は、気象観測所の雨量計、降水量計、積雪計によって測定され、広い地域ではレーダーを使用して測定されます。

長期、平均月間降水量、季節降水量、年間降水量、地表上の降水量の分布、年間および日ごとの変動、頻度、強度は気候の特徴を決定するものであり、農業や国民経済の他の多くの部門にとって非常に重要です。

地球上の降水量が最も多くなるのは、大気の湿度が高く、空気の上昇と冷却の条件が存在する場合です。降水量は、1) 緯度、2) 大気の大循環および関連プロセス、3) 地形に依存します。

陸上と海上の両方で降水量が最も多くなるのは、赤道付近の北緯 10 度から 10 度の間のゾーンです。 w。そして南緯10度。 w。さらに北と南に進むと、貿易風領域では降水量が減少し、降水量の最小値は亜熱帯気圧の最大値とほぼ一致します。海上では、降水量の最小値は陸上よりも赤道に近い場所にあります。しかし、海上の降水量を示す数値は、観測数が少ないため、特に信頼できるものではありません。

亜熱帯気圧の最大値と降水量の最小値から、後者の量は再び増加し、緯度約 40 ～ 50°で 2 番目の最大値に達し、そこから極に向かって減少します。

赤道下の大量の降水は、ここでは熱的な理由により、上昇流を伴う低圧の領域が作成され、空気が上昇しているという事実によって説明されます。高いコンテンツ水蒸気（平均 e = 25 mm）が上昇し、冷却され、水分が凝縮します。貿易風地域の降水量が少ないのは、後者の風のせいです。

亜熱帯気圧最大値の地域で観測される降水量が最も少ないのは、これらの地域が下向きの空気の動きによって特徴付けられているという事実によって説明されます。空気は下降すると温度が上がり、乾燥します。さらに北と南に進むと、南西と北西の風が卓越する領域に入ります。風がもっと遠くから吹く暖かい国寒いところでは。さらに、ここではサイクロンが非常に頻繁に発生するため、空気の上昇とその冷却に好ましい条件が作成されます。これらすべてには降水量の増加が伴います。

極地における降水量の減少に関しては、それは測定された降水量（雨、雪、砂利）のみに関係しており、霜の付着は考慮されていないことに留意する必要があります。一方、極地では気温が低いために霜が発生することを想定する必要があります。相対湿度非常に大きい、大量に発生します。実際、極地の旅行者の中には、ここでは主に霜や氷の針の形で表面と接触している空気の下層から結露が発生し、雪や氷の表面に沈殿してその厚さが著しく増加することを観察した人もいます。

緩和は降下する水分の量に大きな影響を与えます。山は空気を強制的に上昇させ、空気を冷却し、蒸気を凝縮させます。

山の斜面に位置し、下層部分が海面に位置し、上層部分がかなり高い位置にあるこのような集落では、降水量の高度依存性を追跡することが特に明らかです。実際、各地域には気象条件の全体に応じて、水蒸気の凝縮が最大になる特定のゾーンまたは高度があり、このゾーンを超えると空気が乾燥します。したがって、モンブランでは最大の凝縮ゾーンは標高2600メートル、ヒマラヤ山脈の南斜面では平均標高2400メートル、パミール高原とチベットでは標高4500メートルにあります。サハラ砂漠、山々は湿気を凝縮します。

最大降水量に基づいて、すべての国は 2 つのカテゴリーに分類できます。1) 夏の降水量が多い国、2) 冬の降水量が多い国です。最初のカテゴリーには、熱帯地域、温帯緯度のより大陸的な地域、および北半球の土地の北端が含まれます。冬に降水量が多いのは亜熱帯の国、次に海洋と海洋、そして熱帯雨林のある国です。海洋性気候温帯緯度では。冬には、海洋は陸地よりも暖かく、気圧が低下し、有利な条件サイクロンの発生と降水量の増加に備えて。降水量の分布に基づいて、地球上で次の区分を確立できます。

降水の種類。ひょうは、大気から時々降ってくる特別な種類の氷の形成で、降水、または水流星として知られています。ひょう石の種類、構造、大きさは非常に多様です。最も一般的な形状の 1 つは、尖ったまたはわずかに切り取られた上部と丸い底部を備えた円錐形または角錐形です。これらの上部は通常、雪のように柔らかくマットです。中央のものは半透明で、同心の透明層と不透明層が交互に並んでいます。一番下、一番広い部分は透明です。

同様に一般的なのは、1 つまたは複数の透明な殻で囲まれた内側の雪の核 (頻度は低いですが、中央部分が透明な氷で構成されることもあります) で構成される球形です。ひょう現象には、ナッツがこぼれたときに発生する騒音を彷彿とさせる、ひょう石の衝撃による特別な特徴的な騒音が伴います。雹は主に夏と日中に降ります。夜に雹が降るのは非常に珍しい現象です。数分間続きますが、通常は 15 分未満です。しかし、それが長く続く場合もあります。地球上のひょうの分布は緯度によって異なりますが、主に現地の状況。熱帯の国では、雹が降る現象は非常にまれで、ほとんど高原や山にしか降りません。

雨は、直径 0.5 ～ 5 mm の水滴の形をした液体の降水です。雨の個々の滴は、水面に発散円の形で跡を残し、乾いた物の表面には濡れた斑点の形で跡を残します。

過冷却雨は、負の気温（ほとんどの場合0...-10°、時には最大-15°）で降る、直径0.5〜5 mmの水滴の形をした液体の降水です。物体に落ち、水滴が凍ります。そして氷が形成されます。凍てつく雨は、降る雪片が暖かい空気の層に十分深くぶつかり、雪片が完全に溶けて雨粒になるときに発生します。これらの液滴が落下し続けると、地表上の冷たい空気の薄い層を通過し、その温度は氷点下に下がります。ただし、液滴自体は凍らないため、この現象は過冷却 (または「過冷却液滴」の形成) と呼ばれます。

凍結雨は、マイナス気温（ほとんどの場合 0 ～ -10°、場合によっては -15°まで）で降る固体の降水で、直径 1 ～ 3 mm の硬くて透明な氷の球の形になります。雨滴が落ちるときに凍って形成される最下層マイナス温度の空気。ボールの中には凍っていない水があり、物体に落ちるとボールが殻に砕け、水が流れ出て氷が形成されます。雪は、雪の結晶 (雪片) またはフレークの形で (ほとんどの場合、気温がマイナスのときに) 降る固体の降水です。軽い雪の場合、水平視程（霞、霧など他の現象がない場合）は4〜10 km、中程度の雪の場合は1〜3 km、大雪の場合は1000 m未満（この場合、降雪量は増加します）徐々に降雪するため、降雪開始後1時間以内には視程1〜2 km以下の値が観察されます。霜の降りる天候（気温が-10～-15°以下）では、部分的に曇った空から小雪が降ることがあります。これとは別に、湿った雪の現象、つまりプラスの気温で溶けた雪のフレークの形で降る混合降水が注目されます。雨と雪は、水滴と雪の結晶が混合した形で降る混合降水です (気温がプラスの場合がほとんどです)。氷点下の気温で雨や雪が降ると、降水粒子が物体上で凍り、氷が形成されます。

霧雨とは、まるで空気中に浮いているような、非常に小さな水滴（直径 0.5 mm 未満）の形の液体の沈殿です。乾いた表面はゆっくりと均一に濡れます。水面に堆積すると、水面上に発散円は形成されません。

霧は、地表の真上の空気中に浮遊する凝縮生成物 (水滴または結晶、またはその両方) の集合です。このような蓄積によって生じる空気の濁り。通常、霧という言葉のこれら 2 つの意味は区別されません。霧の中では、水平視程は 1 km 未満になります。それ以外の場合、曇りはヘイズと呼ばれます。

降雨は、通常は雨（時には湿った雪、穀物）の形で発生する短期間の降水で、強い強度（最大 100 mm/h）を特徴とします。寒冷前線の不安定な気団の中で、または対流の結果として発生します。通常、集中豪雨は比較的狭い範囲をカバーします。シャワースノーとは、シャワー状の雪のことです。数分から 30 分の間、水平視程が 6 ～ 10 km から 2 ～ 4 km (時には最大 500 ～ 1000 m、場合によっては 100 ～ 200 m) まで急激に変動するのが特徴です (雪「料金」）。雪ペレットは、気温約 0 度で降る固体の降雨で、直径 2 ～ 5 mm の不透明な白い粒の外観をしています。粒はもろく、指で簡単に砕けます。大雪の前、または大雪と同時に降ることがよくあります。氷粒は、気温 +5 ～ +10°で降る固体の降雨で、直径 1 ～ 3 mm の透明 (または半透明) な氷粒の形をしています。粒子の中心には不透明な核があります。粒子は非常に硬く（少し力を入れれば指で押しつぶすことができます）、硬い表面に落ちると跳ね返ります。場合によっては、粒が水の膜で覆われ（または水滴と一緒に落ちる）、気温が氷点下で物体に落ちた場合、粒が凍って氷が形成されます。

露（ラテン語で「湿気」、「液体」）とは、空気が冷えたときに地表や地上物体に付着する水滴の形での大気中の降水のことです。

霜は、通常、過冷却された霧の一滴が凍るときに木の枝、電線、その他の物体に成長する緩い氷の結晶です。これは冬に形成され、気温が低下したときに水蒸気が昇華した結果、穏やかな霜の降りる天候で発生することが多くなります。

霜は、寒くて晴れた静かな夜に、気温よりも低いマイナスの温度の地表、草、物体などに形成される氷の結晶の薄い層です。フロストクリスタルは、フロストクリスタルと同様に、水蒸気が昇華して形成されます。

酸性雨が最初に注目されたのは、西ヨーロッパ、特に 1950 年代のスカンジナビアと北米。現在、この問題は産業界全体に存在しており、人為的な硫黄酸化物や窒素酸化物の排出量の増加に関連して特に重要になっています。降水量酸性雨

発電所や工業プラントが石炭や石油を燃焼させると、その煙突から大量の二酸化硫黄、粒子状物質、窒素酸化物が排出されます。米国では、発電所と工場が二酸化硫黄排出量の 90 ～ 95% を占めています。窒素酸化物が 57%、二酸化硫黄のほぼ 60% が背の高いパイプから排出されるため、長距離の輸送が容易になります。

固定発生源からの二酸化硫黄と窒素酸化物の排出は風によって長距離を運ばれるため、二酸化窒素、硝酸蒸気、硫酸、硫酸塩、硝酸塩の溶液を含む液滴などの二次汚染物質が生成されます。これらの化学物質は、酸性雨や雪の形で地表に到達するだけでなく、ガス、霧、露、粒子状物質の形でも到達します。これらのガスは葉から直接吸収される可能性があります。乾性および湿性降水と、地表または地表からの酸および酸生成物質の吸収の組み合わせは、酸性降水または酸性雨と呼ばれます。酸性沈殿のもう 1 つの原因は、市内の多数の車両による窒素酸化物の放出です。主要都市。この種の汚染は都市部と農村部の両方に危険をもたらします。結局のところ、水滴とほとんどの粒子状物質は大気からかなり早く除去されるため、酸性降水は地球規模の問題というよりは地域または大陸の問題です。

酸性雨の影響:

· 彫像、建物、金属、車両の装飾品への損傷。
魚の損失水生植物そして湖や川の微生物。
・土壌からのカルシウム、ナトリウム、その他の物質の浸出による樹木、特に高地に生育する針葉樹の衰弱または喪失栄養素土壌や牛乳の堆積物からのアルミニウム、鉛、水銀、カドミウムイオンの放出による木の根へのダメージと多数の魚種の損失
· 樹木が弱くなり、酸性環境で開花する病気、昆虫、干ばつ、菌類、コケに対する感受性が高まります。
・成長が遅い栽培植物、トマト、大豆、豆、タバコ、ほうれん草、ニンジン、ブロッコリー、綿など。

酸沈殿ヨーロッパ北部および中央部、米国北東部、カナダ南東部、中国の一部、ブラジル、ナイジェリアではすでに深刻な問題となっている。アジア、ラテンアメリカ、アフリカの工業地帯、そして米国西部の一部の場所では（主に乾燥した降水が原因で）脅威が増大しています。酸性の沈殿は、主にバイオマスの燃焼中に放出される窒素酸化物により、工業が実質的に発展していない熱帯地域でも発生します。水国で生産される酸生成物質のほとんどは、卓越した地上風によって別の国の領土に運ばれます。ノルウェー、スイス、オーストリア、スウェーデン、オランダ、フィンランドの酸性雨の4分の3以上は、西ヨーロッパと東ヨーロッパの工業地帯からの風によってこれらの国々に吹き込まれています。

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降水量

大気降水量 雨、霧雨、穀物、雪、ひょうの形で大気から地表に降ってきた水分を指します。降水は雲から生じますが、すべての雲が降水を生み出すわけではありません。雲からの降水の形成は、上昇流と空気抵抗を克服できるサイズまで水滴が拡大することによって起こります。液滴の拡大は、液滴の合体、液滴（結晶）の表面からの水分の蒸発、他の表面への水蒸気の凝縮によって発生します。

集約状態別液体、固体、混合の沈殿を放出します。

に 液体の沈殿雨や霧雨も含まれます。

ü 雨 – 液滴のサイズは 0.5 ～ 7 mm (平均 1.5 mm) です。

ü 霧雨 – サイズが最大 0.5 mm の小さな液滴で構成されます。

に 固体は雪の粒と氷のペレット、雪と雹。

ü 雪ペレット - ゼロに近い温度で観察される、直径 1 mm 以上の丸い核小体。粒は指で簡単に圧縮できます。

ü アイスペレット - ひき割り穀粒の表面は氷のようで、指で砕くのが難しく、地面に落ちると飛び跳ねます。

ü 雪 – 昇華の過程で形成された六角形の氷の結晶で構成されています。

ü あられ – エンドウ豆から直径 5 ～ 8 cm までの大きさの大きな丸い氷の塊。雹の重さは場合によっては300gを超え、場合によっては数kgに達することもあります。積乱雲から雹が降る。

降水の種類: (降水の性質による)

カバーの降水量– 均一で長く持続し、乱層雲から落ちてくる。
降雨– 強度の急激な変化と持続時間が短いのが特徴です。それらは積乱雲から雨として降り、しばしば雹を伴います。
霧雨– 層雲と層積雲から霧雨として降る。

降水量の日変化は曇りの日変化と一致します。降水量の日次変動には、大陸性と海洋性（沿岸）の 2 種類があります。コンチネンタルタイプ最大値は 2 つ（午前と午後）、最小値は 2 つ（夜間と正午前）あります。マリンタイプ – 1 つの最大値 (夜間) と 1 つの最小値 (日中)。

降水量の年間推移は、緯度が異なると、また同じ地域内でも異なります。それは、熱量、熱条件、空気循環、海岸からの距離、レリーフの性質によって異なります。

降水量が最も多いのは赤道緯度で、年間降水量（GKO）は 1000 ～ 2000 mm を超えます。太平洋の赤道直下の島々では4,000～5,000mm、熱帯の島々の風下斜面では最大10,000mmの降水量があります。理由大雨非常に湿った空気の強力な上昇気流です。赤道緯度の北と南では降水量が減少し、最低気温は 25 ～ 35 度に達しますが、年間平均値は 500 mm を超えず、内陸部では 100 mm 以下に減少します。温帯緯度では、降水量はわずかに増加します（800 mm）。高緯度では GKO は重要ではありません。

最大年間降水量はチェラプンジ（インド）で記録されました - 26461 mm。年間降水量の最小記録はアスワン（エジプト）、イキケ（チリ）で、まったく降水量がない年もあります。

出身地別対流降水、前線降水、地形降水があります。

対流降水（塊内） 加熱と蒸発が激しい暑い地域に特有の現象ですが、夏には温帯でもよく発生します。
前線降水量 2つの気団が出会うときに形成される異なる温度などの物理的特性が暖かい空気から落ちて、温帯と寒帯に典型的な低気圧渦を形成します。
地形的降水量 山、特に高い山の風上の斜面に落ちます。横から空気が入ってくるとたくさん出てきます暖かい海絶対湿度と相対湿度が高くなります。

起源別の降水量の種類:

I - 対流、II - 正面、III - 地形。 TV - 温風、HV - 冷風。

降水量の年間推移、つまり月ごと、地球上のさまざまな場所でのその数の変化は同じではありません。地球表面の降水量は帯状に分布しています。

赤道式 – 降水量は年間を通じてほぼ均等に降っており、乾燥した月はなく、春分点の日の後にのみ、4 月と 10 月に 2 つの小さな極大値が見られ、夏至の日の後、7 月と 1 月に 2 つの小さな極小値が見られます。。
モンスーン型 – 降水量は夏に最大、冬に最小。赤道下緯度、および亜熱帯および温帯緯度の大陸の東海岸の特徴。総降水量は亜赤道から温帯にかけて徐々に減少します。
地中海型 – 降水量は冬に最大、夏に最小。それは西海岸と内陸の亜熱帯緯度で観察されます。年間降水量は大陸の中心に向かって徐々に減少します。
温帯緯度の大陸型降水量 – 温暖期には寒冷期に比べて降水量が 2 ～ 3 倍多くなります。大陸の中央部の大陸性気候が増加すると、総降水量は減少し、夏と冬の降水量の差が大きくなります。
海洋性の温帯緯度 – 降水量は年間を通じて均等に分布しており、秋にわずかに最大になります。冬時間。その数は、このタイプで観察されたものよりも多くなります。

年間降水量の種類:

1 - 赤道、2 - モンスーン、3 - 地中海、4 - 大陸温帯の緯度、5 - 海洋温帯の緯度。

大気降水量は、大気から地表に降る水に与えられた名前です。大気降水量には、水流星というより科学的な名前もあります。

単位はミリメートルです。これを行うには、特別な器具である降水量計を使用して、表面に落ちた水の厚さを測定します。水の厚さを測定する必要がある場合は、広いエリア、次に気象レーダーを使用します。

私たちの地球では、平均して年間約 1000 mm の降水量が降ります。しかし、降下する水分の量が、気候や気象条件、地形、水域への近さなど、多くの条件に依存することは十分に予測できます。

降水の種類

大気からの水は、液体と固体の 2 つの状態で地表に降り注ぎます。この原理によれば、大気中のすべての降水は通常、液体（雨と露）と固体（ひょう、霜、雪）に分けられます。これらの各タイプを詳しく見てみましょう。

液体の沈殿

液体の沈殿は水滴の形で地面に落ちます。

雨

大気中の水は地表から蒸発して雲となり、サイズが 0.05 ～ 0.1 mm の小さな水滴で構成されます。雲の中のこれらの小さな液滴は時間の経過とともに互いに融合し、サイズが大きくなり、著しく重くなります。雪のように白い雲が暗くなり、重くなり始めると、このプロセスを視覚的に観察できます。雲の中にそのような水滴が多すぎると、それらは雨の形で地面に落ちます。

夏に雨が降っている大きな滴の形で。加熱された空気が地面から上昇するため、それらは大きいままです。これらの上昇するジェットは、液滴がより小さな液滴に分裂するのを防ぎます。

しかし、春と秋は空気がはるかに涼しいため、この時期には小雨が降ります。また、層雲から雨が降る場合を覆雲といい、乱雲から水滴が落ち始めると土砂降りとなります。

毎年、ほぼ 10 億トンの水が雨の形で地球に降り注いでいます。

別のカテゴリで強調する価値があります霧雨。このタイプの降水は層雲からも降りますが、水滴は非常に小さく、その速度は無視できるほどであるため、水滴は空気中に浮遊しているように見えます。

露

夜間または早朝に降る別の種類の液体降水。露滴は水蒸気から形成されます。夜になるとこの蒸気は冷え、そこから出てくる水は気体状態液体に変わります。

露の発生に最も好ましい条件は、晴天、暖かい空気、そしてほとんどの場合です。完全な欠席風。

固体の沈殿

空気中の水滴が凍るほど空気が冷える寒い季節には、固体の降水が観察されます。

雪

雪は雨のように雲の中に形成されます。そして、雲が気温0℃以下の空気の流れに入ると、その中の水滴が凍って重くなり、雪として地面に落ちます。それぞれの液滴が固まって一種の結晶になります。科学者たちは、すべての雪片には次のような特徴があると述べています。さまざまな形そして全く同じものを見つけることは不可能です。

ちなみに、雪の結晶は約95％が空気であるため、非常にゆっくりと落ちます。同じ理由で、彼らは白。そして、結晶が砕けるので、雪は足元でザクザクと音を立てます。そして私たちの聴覚はこの音を聞き取ることができます。しかし、水面に落ちる雪の結晶は魚に聞こえる高周波音を発するため、魚にとっては大きな苦痛となります。

雹

暖かい季節にのみ、特に前日が非常に暑くて蒸れた場合にのみ発生します。暖かい空気強い流れ蒸発した水を連れて上に向かって勢いよく上昇します。重い積雲。次に、上昇流の影響で、その中の水滴が重くなり、凍結し始め、結晶が生い茂ります。これらの結晶の塊は地面に向かって突進し、その途中で大気中の過冷却水の滴と合体してサイズが大きくなります。

このような氷の「雪玉」は信じられないほどの速度で地面に突進するため、ひょうがスレートやガラスを突き破る可能性があることを考慮する必要があります。ひょうの原因大ダメージしたがって、ひょうが降ってきそうな最も「危険な」雲は、特別な銃の助けを借りて分散されます。

霜

霜は露と同様に水蒸気から形成されます。しかし、冬から秋にかけてすでにかなり寒くなると、水滴が凍り、薄い氷の結晶の層の形で落ちます。しかし、地球はさらに寒冷化しているため、それらは溶けません。

梅雨

熱帯地方や温帯緯度地方では、一年のうちに異常な量の降水量が降る時期があります。この時期を梅雨といいます。

これらの緯度に位置する国には厳しい冬はありません。しかし、春、夏、秋は信じられないほど暑いです。この暑い時期には、大気中に大量の水分が蓄積し、それが長雨となって流れ出します。

赤道地域では雨季が年に2回あります。そして、熱帯地帯、赤道の南と北では、そのような季節は年に一度だけ起こります。これは、降水帯が徐々に南から北へ、また逆に向かって走っているためです。

水蒸気の蒸発、大気中でのその輸送と凝縮、雲の形成と降水は、単一の複雑な気候形成を構成します。 水分循環プロセス、その結果、水は地表から空気中へ、そして再び空気中から地表へと継続的に移行します。沈殿はこのプロセスの重要な要素です。「天気」という概念の下で統合される現象の中で、気温とともに決定的な役割を果たすのは、それらです。

大気降水量大気から地表に降り注いだ水分を「水分」といいます。大気降水量は、年、季節、個々の月または日ごとの平均量によって特徴付けられます。降水量は、地面や表面への浸透がない場合、雨、霧雨、濃い露と霧、溶けた雪、地殻、ひょう、雪の粒によって水平面上に形成される水の層の高さ（mm）によって決まります。流出と蒸発。

大気中の降水量は、雲から降る雨、雪、ひょう、小粒、霧雨などの 2 つの主なグループに分けられます。地球の表面や物体（露、霜、霧雨、氷）に形成されます。

最初のグループの降水は別の大気現象に直接関係しています - 曇り、これは、すべての気象要素の時間的および空間的分布において重要な役割を果たします。したがって、雲は直接太陽放射を反射し、地表への到達を減らし、照明条件を変化させます。同時に、散乱放射線が増加し、有効放射線が減少し、吸収放射線が増加します。

雲は、大気の放射と熱の状態を変化させることにより、動植物だけでなく人間の活動の多くの側面に大きな影響を与えます。建築および建設の観点から見ると、雲の役割は、まず、建物エリア、建物、構造物に到達する総日射量に現れ、それらの熱バランスと内部環境の自然照明の体制を決定します。。第二に、曇りの現象は降水に関連しており、建物や構造物の動作時の湿度体制を決定し、周囲の構造物の熱伝導率、耐久性などに影響を与えます。第三に、雲からの固体の降水量が建物にかかる積雪量を決定し、したがって屋根の形状やデザイン、積雪に関連するその他の建築的および類型的特徴が決まります。したがって、降水の考察に移る前に、曇りの現象についてさらに詳しく検討する必要があります。

雲 -これらは、肉眼で見える凝縮生成物（液滴と結晶）の蓄積です。雲要素の位相状態に応じて、雲要素は次のように分類されます。水 (点滴) -ドロップのみで構成されます。 氷っぽい (結晶性)- 氷の結晶のみで構成されており、 混合 -過冷却された液滴と氷の結晶の混合物からなる。

対流圏の雲の形態は非常に多様ですが、比較的少数の基本的なタイプにまとめることができます。この雲の「形態学的」分類 (つまり、その外観による分類) は 19 世紀に生まれました。そして一般的に受け入れられています。それによると、すべての雲は主に 10 属に分類されます。

対流圏には通常、上層、中層、下層の 3 層の雲があります。クラウドベース上段高度3〜8kmの極緯度、6〜13kmの温帯緯度、6〜18kmの熱帯緯度に位置します。 中間層それぞれ - 2〜4 km、2〜7 km、2〜8 km。下層すべての緯度で - 地表から 2 km まで。上層の雲には以下が含まれます 羽毛のような, 巻積雲そして 羽状に層状になっている。それらは氷の結晶で構成されており、半透明で太陽光をほとんど遮りません。中間層には、 高積雲（点滴）そして 高層化された（混合）雲。下層には、 層状の, 層層そして 層積雲雲。乱層雲は水滴と結晶の混合物で構成され、残りは滴り雲です。これら 8 つの主要なタイプの雲に加えて、さらに 2 つの雲があり、その基部はほとんど常に下層にあり、上部は中層と上層に浸透しています。これらは次のとおりです。積雲（点滴）そして 積乱雲（混合した）雲と呼ばれる 垂直方向の発展の雲。

空を覆う雲の度合いをこう呼びます。 曇り。基本的には気象観測所の観測員が「目で見て」判断し、0から10の点で表されます。同時に、一般的な曇りだけでなく、垂直に発達した雲を含む下層の曇りのレベルも評価されます。決まっている。したがって、濁度は分数で表され、その分子が全濁度であり、分母が低い方になります。

これに伴い、人工地球衛星から得られる写真を用いて曇り度を判定する。これらの写真は可視光だけでなく赤外領域でも撮影されているため、日中だけでなく地上での雲観測が行われていない夜間でも雲の量を推定することが可能です。地上データと衛星データを比較すると、良好な一致が示されており、大陸全体で観察される最大の差異は約 1 ポイントに達します。ここで、地上での測定は、主観的な理由により、衛星データと比較して雲の量をわずかに過大評価します。

曇りの長期観察を要約すると、曇りに関して次の結論を導き出すことができます。地理的分布: 地球全体の平均曇り度は 6 ポイントで、大陸よりも海洋の方が曇り度が高くなります。高緯度（特に南半球）では雲の量は比較的少なく、緯度が下がるにつれて雲の量は増加し、60度から70度の帯で最大（約7ポイント）に達し、その後熱帯に向かって曇り度は2-に減少します。 4ポイントと赤道に近づくにつれて再び増加します。

図では、 1.47 は、ロシア領土の年間平均の全体的な曇りスコアを示します。この図からわかるように、ロシアの雲の量はかなり不均一に分布しています。最も曇りの多い地域は、年間平均総曇り量が 7 ポイント以上であるロシアのヨーロッパ地域の北西部と、カムチャツカ、サハリン、海の北西海岸です。オホーツク、千島、コマンダー諸島の。これらの地域は、最も激しい大気循環を特徴とする、低気圧活動が活発な地域に位置しています。

中央シベリア高原、トランスバイカリア、アルタイを除く東シベリアは、年間平均雲量が少ないのが特徴です。ここでは5から6ポイントの範囲ですが、極南の場所によっては5ポイント未満ですらあります。ロシアのアジア地域のこの比較的曇りやすい地域全体は、アジア高気圧の影響範囲内にあるため、主に多数の雲を伴う低気圧の発生頻度が低いことが特徴です。また、ウラル山脈のすぐ向こうに子午線方向に延びる、それほど重要ではない雲の帯もありますが、これはこれらの山々の「日陰」の役割によって説明されます。

米。 1.47。

特定の条件下では雲から落ちます 降水量。これは、雲を構成する要素の一部が大きくなり、垂直気流によって保持できなくなるときに発生します。大量の降水の主な必要条件は、雲の中に過冷却された液滴と氷の結晶が同時に存在することです。これらは、降水量が降り注ぐ高層雲、乱層雲、積乱雲です。

すべての沈殿は液体と固体に分けられます。 液体の沈殿 -これらは雨と霧雨であり、水滴の大きさが異なります。に 固体堆積物雪、みぞれ、ペレット、あられが含まれます。 降水量は、落ちた水の層の mm 単位で測定されます。 1 mmの降水量は、排水、蒸発、または土壌に吸収されない限り、1 m2の面積に降る1 kgの水に相当します。

降水はその性質に基づいて次の種類に分類されます。 カバーの降水量 -均一で長く持続し、乱層雲から落ちてくる。 降雨量 -強さの急激な変化と持続時間が短いのが特徴で、積乱雲から雨の形で降り、しばしば雹を伴います。 霧雨が降る -乱層雲から霧雨のように降る。

降水量の日変化は非常に複雑であり、長期的な平均値であっても、その中にパターンを検出できないことがよくあります。それにもかかわらず、2 種類の日降水パターンが区別されます。 コンチネンタルそして 航海用（海岸）。大陸型には、最大値が 2 つ（午前と午後）、最小値が 2 つ（夜間と正午前）あります。海洋タイプは、1 つの最大値 (夜間) と 1 つの最小値 (日中) によって特徴付けられます。

降水量は赤道緯度で最も多く、年間降水量は 1000 ～ 2000 mm を超えます。太平洋の赤道直下の島々では4000〜5000mm、熱帯の島々の風上斜面では最大10,000mmの降下があります。大量の降水は、非常に湿った空気の強力な上昇気流によって引き起こされます。赤道緯度の北と南では降水量が減少し、緯度 25 ～ 35 度で最小値に達します。年間平均値は 500 mm を超えず、内陸部では 100 mm 以下に減少します。温帯緯度では、降水量はわずかに増加し（800 mm）、高緯度に向かうにつれて再び減少します。

最大年間降水量はチェラプンジ（インド）で記録されました - 26,461 mm。年間降水量の最小記録はアスワン（エジプト）、イキケ（チリ）で、まったく降水量がない年もあります。

起源により、対流、前線および地形的降水が区別されます。 対流降水加熱と蒸発が激しい暑い地域に特有の現象ですが、夏には温帯でもよく発生します。前線降水は、温度やその他の物理的特性が異なる 2 つの気団が出会うときに形成されます。遺伝的に、それらは温帯緯度に典型的な低気圧渦と関連しています。 地形的降水量山、特に高い山の風上の斜面に落ちます。空気が暖かい海から来ていて、絶対湿度と相対湿度が高い場合、それらは豊富にあります。

測定方法。降水量の収集と測定には、以下のデバイス: トレチャコフ降水計、総降水計、積雪計。

トレチャコフ降水計一定期間に降った液体および固体の降水量を収集し、その後測定するのに役立ちます。それは、受容面積200 cm 2の円筒形の容器、スラット付きの円錐形の保護材、およびタガンで構成されています（図1.48）。キットには予備の瓶と蓋も含まれています。

米。 1.48。

受入容器 1 ダイヤフラムで仕切られた円筒形のバケツです 2 円錐台の形をしており、夏には降水の蒸発を減らすために中央に小さな穴のある漏斗が挿入されます。容器には液体を排出するための注ぎ口が付いています。 3, 有能 4, チェーン５で容器にはんだ付けされる。タガンに搭載された船舶 6, 特別なパターンに従って湾曲した16枚のプレートからなる円錐形の保護ストリップ7で囲まれています。この保護は、冬には雨量計から雪が吹き出さないように、また夏には強風による雨滴を防ぐために必要です。

夜間と日中の半日の間に降った降水量は、マタニティ（冬季）標準時間の 8 時と 20 時に最も近い時間に測定されます。 03:00と15:00 UTC (協定世界時 - UTC) タイムゾーン I および II では、主要観測所も追加の降水計を使用して降水量を測定します。この降水計は気象サイトに設置する必要があります。たとえば、モスクワ州立大学気象観測所では、降水量は標準時の 6 時間、9 時間、18 時間、21 時間に測定されます。これを行うには、事前に蓋を閉めた計量バケツを部屋に持ち込み、注ぎ口から特別な計量グラスに水を注ぎます。測定された各降水量に、沈殿物収集容器の湿りに関する補正が追加されます。測定グラス内の水位が最初の目盛りの半分より低い場合は 0.1 mm、測定グラス内の水位が最初の目盛りの半分より低い場合は 0.2 mm になります。 1部リーグの中位以上。

沈殿物収集容器に収集された固体沈殿物は、測定前に溶解する必要があります。これを行うには、沈殿物の入った容器を暖かい部屋にしばらく放置します。この場合、沈殿物の蒸発と容器内部の冷たい壁への水分の堆積を避けるために、容器を蓋で閉め、注ぎ口をキャップで閉める必要があります。固体沈殿物が溶けた後、測定のために沈殿ガラスに注ぎます。

人口の少ない、アクセスが困難な地域で使用されます 総降水量計 M-70、長期間（最長 1 年）にわたって降った降水量を収集し、その後測定するために設計されました。この雨量計は受信容器で構成されています。 1 、貯水池（沈殿物収集装置） 2, 根拠 3 そして保護 4 (図1.49)。

降水計の受信面積は500cm 2 です。リザーバーは、円錐形の 2 つの取り外し可能な部品で構成されています。タンクの部品をよりしっかりと接続するために、それらの間にゴム製のガスケットが挿入されます。受容器はタンクの開口部に固定されています

米。 1.49。

フランジに。受容器を備えたリザーバーは、スペーサーで接続された 3 本の支柱で構成される特別なベースに取り付けられています。保護（風による降水に対する）は 6 枚のプレートで構成され、クランプナット付きの 2 つのリングによってベースに取り付けられています。保護装置の上端は、受け容器の端と同じ水平面内にあります。

降水量の蒸発を防ぐために、降水量計の設置場所のタンクに鉱油が注入されています。水より軽く、堆積した堆積物の表面に膜を形成し、堆積物の蒸発を防ぎます。

液体の沈殿物は先端の付いたゴム球を使用して選択され、固体の沈殿物は注意深く砕かれ、きれいな金属メッシュまたはスパチュラで選択されます。液体の沈殿量は計量カップを使用して測定し、固体の沈殿量はスケールを使用して測定します。

液体の沈殿量と強さを自動記録するには、 星積計(図1.50)。

米。 1.50。

煙突計は、本体、フロート室、強制排水機構、サイフォンで構成されています。沈殿物受け器は円筒形の容器であり、受け面積は500 cm 2です。排水用の穴のある円錐形の底部があり、円筒形の本体に取り付けられています。 2. 排水管を通る土砂 3 そして 4 内部に動くフロートがあるフロートチャンバー 5 で構成される記録装置に落下する 6. フロートロッドには羽根付きの矢７が取り付けられている。降水量は時計機構のドラムに置かれたテープに記録されます。 13. ガラスサイフォン 9 がフロート室の金属管 8 に挿入されており、フロート室からの水はそこを通って制御容器に排出されます。 10. サイフォンには金属スリーブが取り付けられています 11 クランピングカップリング付き 12.

沈殿物がレシーバーからフロートチャンバーに排出されると、その中の水位が上昇します。この場合、フロートは上昇し、ペンはテープ上に曲線を描きます。急勾配であればあるほど、降水量は大きくなります。降水量が10mmに達すると、サイフォン管とフロート室の水位が同じになり、水はバケツ内に自然排水されます。 10. この場合、ペンはテープ上に上から下にゼロマークまで垂直な直線を描きます。降水がなければ、ペンは水平線を描きます。

降水量の特性値。気候を特徴付けるには、平均量または 降水量特定の期間（月、年など）どの領域でも降水量の形成とその量は、気団の水分含有量、その温度、上昇（上昇）の可能性という3つの主な条件に依存することに注意する必要があります。これらの条件は相互に関連しており、相互に作用して、降水量の地理的分布のかなり複雑な状況を作り出します。それにもかかわらず、気候地図の分析により、降水領域の最も重要なパターンを特定することができます。

図では、 1.51 は、ロシア領土で年間に降る平均長期降水量を示します。この図から、ロシア平原の領域では、最大の降水量 (600 ～ 700 mm/年) が北緯 50 ～ 65 度の範囲にあることがわかります。ここでは、一年を通じて低気圧が活発に発達し、大西洋から大量の水分が移動します。このゾーンの北と南では降水量が減少し、北緯 50 度より南では降水量が減少します。この減少は北西から南東にかけて起こります。つまり、オカドン平野の降水量が年間520〜580 mmである場合、川の下流域では降水量が520〜580 mmになります。ヴォルガでは、この量は200〜350 mmに減少します。

ウラル山脈は降水量の領域を大きく変え、風上側と山頂で降水量が増加した子午線方向に細長い帯を作り出します。逆に、尾根を越えた距離では年間降水量が減少します。

西シベリアのロシア平原における北緯 60 ～ 65 度の帯の降水量の緯度分布と似ています。降水量が増加するゾーンがありますが、ヨーロッパ部分よりも狭く、ここでは降水量が少なくなります。たとえば、川の中流域。オビの年間降水量は 550 ～ 600 mm ですが、北極海岸に向かうにつれて降水量は 300 ～ 350 mm に減少します。西シベリア南部でもほぼ同じ量の降水量が降ります。同時に、ロシア平原と比較して、ここの降水量の少ない地域は北に大きくシフトしています。

東に進み、大陸の奥深くに行くにつれて降水量は減少し、西風から中央シベリア高原に閉ざされた中央ヤクート低地の中心に位置する広大な盆地では、降水量はわずか250- 300 mm、より南の緯度の草原および半砂漠地域で一般的ですさらに東に行くと、太平洋の縁海に近づくにつれて、

米。 1.51。

降水量は急激に増加しますが、複雑な地形と山脈と斜面の異なる向きにより、降水量の分布には顕著な空間的不均一性が生じます。

降水量がさまざまな面に与える影響経済活動人間の影響は、その地域の多かれ少なかれ強い湿気だけでなく、年間を通しての降水量の分布にも表れます。たとえば、年間降水量が平均 600 mm の地域では、亜熱帯の広葉樹林や低木が生育しており、この量は冬の 3 か月間で降雨します。同じ量の降水量が、年間を通じて均等に分布していることによって、温帯緯度の混交森林地帯の存在が決まります。多くの水文学的プロセスは、年間降水量分布のパターンにも関連しています。

この観点から、指標となる特徴は、降水量の割合です。寒い時期温暖期の降水量に応じて変化します。ロシアのヨーロッパ地域では、この比率は 0.45 ～ 0.55 です。西シベリアでは - 0.25-0.45; V 東シベリア- 0.15～0.35。最小値はトランスバイカリア島 (0.1) で観察され、冬季にアジア高気圧の影響が最も顕著になります。サハリンと千島列島では、比率は 0.30 ～ 0.60 です。最大値 (0.7 ～ 1.0) はカムチャツカ半島東部とコーカサス山脈で認められます。寒冷期の降水量が温暖期の降水量よりも優勢であることは、ロシアでのみ観察されます。黒海沿岸コーカサス: たとえば、ソチでは 1.02 です。

人々はまた、さまざまな建物を自分たちで建てることによって、年間降水量の推移に適応することを余儀なくされています。地域の建築的および気候的特徴 (建築的および気候的地域主義) は民家建築に最も明確に現れており、これについては以下で説明します (段落 2.2 を参照)。

降水パターンに対する起伏と建物の影響。起伏は降水場の性質に最も大きく貢献します。それらの数は、斜面の高さ、水分を運ぶ流れに対する斜面の向き、丘の水平寸法、およびその地域の一般的な湿気の状態によって異なります。明らかに、山岳地帯では、風から保護された斜面 (風下斜面) よりも、湿気を運ぶ流れに面した斜面 (風上斜面) に灌漑が施されます。平坦な地域での降水量の分布は、相対高さが 50 m を超えるレリーフ要素の影響を受ける可能性があり、異なる降水パターンを持つ 3 つの特徴的な地域が形成されます。

丘の前の平野での降水量の増加（「堰き止められた」降水量）。
最も高い標高での降水量の増加。
丘の風下側での降水量の減少（「雨の影」）。

最初の 2 種類の降水は、地形性と呼ばれます (図 1.52)。地形（地形）の影響に直接関係します。 3 番目のタイプの降水量分布は、緩和に間接的に関係しています。最初の 2 つの状況で発生した、空気水分含有量の一般的な減少により、降水量の減少が発生します。「雨の影」における降水量の量的減少は、より高い標高での降水量の増加に比例します。「堰き止め」の降水量は「雨影」の降水量に比べて1.5～2倍多い。

「ダム」

風上

雨の

米。 1.52。 地形降水スキーム

影響主要都市 降水量の分布は、「ヒートアイランド」効果の存在、市街地の荒れ度の増加、大気汚染によって現れます。さまざまな物理的地理的ゾーンで実施された研究によると、都市内および風上側に位置する郊外では降水量が増加し、最大の影響は都市から 20 ～ 25 km の距離で顕著になることが示されています。

モスクワでは、上記のパターンが非常に明確に表現されています。市内の降水量の増加は、期間から極値の発生まで、そのすべての特性で観察されます。たとえば、市内中心部 (バルチュグ) の平均降水時間 (時間/月) は、年間全体でも、例外なく一年のどの月でも、TSKhA 地域の降水時間よりも長く、年間降水時間も超えています。モスクワ中心部 (バルチュグ) の降水量は、ほとんどの場合都市の風上側に位置する近くの郊外 (ネムチノフカ) より 10% 多いです。建築および都市計画の分析を目的として、都市領域上に形成される中規模の降水量の異常は、主に建物内の降水量の再分布からなる小規模なパターンを特定するための背景として考慮されます。

雨は雲から落ちる可能性があるという事実に加えて、次のように形成されます。 地球の表面や物体にも。これらには、露、霜、霧雨、氷が含まれます。地表に降ってその上や物体にできる降水もまた「降水」と呼ばれます。 大気現象。

ローザ -湿った空気が気温0℃以上の冷たい地表と接触した結果、地表、植物、物体上に形成される水滴。晴天そして穏やかな風または軽い風。通常、露は夜に発生しますが、一日の他の時間帯にも発生することがあります。場合によっては、もやや霧の中で露が観察されることがあります。「露」という用語は、建設や建築において、水蒸気が凝結する可能性がある建築環境内の建物の構造や表面の部分を指すためによく使用されます。

霜- 地球の表面や物体（主に水平面またはわずかに傾斜した表面）に現れる結晶構造の白い沈殿物。霜は、熱の放射によって地表や物体が冷え、その温度が低下するときに発生します。負の値。霜は気温が氷点下で、無風または微風でわずかに曇っているときに発生します。草、茂みや木の葉の表面、建物の屋根、および内部に熱源を持たないその他の物体には、大量の霜の付着が観察されます。また、ワイヤーの表面に霜が発生し、ワイヤーが重くなり、張力が増大することがあります。ワイヤーが細いほど、そこに着く霜は少なくなります。厚さ 5 mm のワイヤでは、霜の付着は 3 mm を超えません。太さが 1 mm 未満の糸には霜が付きません。これにより、霜と結晶霜を区別することができます。外観似ているもの。

フロスト -結晶構造または粒状構造の白く緩い堆積物で、風の弱い冷ややかな天候のときに電線、木の枝、草の葉、その他の物体に観察されます。

粒状の霜物体上の過冷却された霧の液滴の凍結によって形成されます。その成長は、高い風速と穏やかな霜（-2℃から-7℃ですが、より低い温度でも起こります）によって促進されます。粒状のフロストは非晶質（結晶質ではない）構造をしています。時にはその表面がでこぼこしていたり、針状になっている場合もありますが、針は通常マットで粗く、結晶の端はありません。過冷却された物体と接触すると、霧の滴は形を失う時間がないほど急速に凍結し、目には見えない氷の粒からなる雪のような堆積物（氷堆積物）を形成します。気温が上昇し、霧の粒が霧雨ほどの大きさになると、粒状の霜の密度が増し、徐々に霧氷のような状態になります。氷霜が強まり、風が弱まると、発生する粒状の霜の密度が減少し、徐々に結晶性の霜に置き換わります。粒状の霜の堆積は、それが形成される物体や構造物の強度と完全性の維持の観点から、危険な大きさに達する可能性があります。

結晶質の霜 -微細構造の小さな氷の結晶からなる白い沈殿物。木の枝、電線、ケーブルなどに落ちたとき。結晶の霜はふわふわの花輪のように見え、振ると簡単に崩れます。結晶性の霜は、主に雲のない空または薄い雲があり、穏やかな天候の気温が低い夜間、空気中に霧やもやが存在するときに形成されます。このような条件下では、空気中に含まれる水蒸気が直接氷に変化（昇華）して霜の結晶が形成されます。建築環境に対しては実質的に無害です。

氷ほとんどの場合、過冷却された雨または霧雨の大粒が 0 ～ -3 °C の温度範囲で表面に落ちて広がるときに発生し、主に物体の風上側に成長する密な氷の層です。「氷」の概念とともに、密接に関連する概念として「ブラックアイス」があります。それらの違いは、氷の形成に至るプロセスにあります。

ブラックアイス -これは、寒気の到来により水が凍結する雪解けや雨の後、または凍った地面に雨やみぞれが降ったときに形成される地表の氷です。

氷堆積物の影響はさまざまですが、まず第一に、エネルギー部門、通信、輸送の混乱に関連しています。ワイヤー上の氷の塊の半径は 100 mm 以上に達する可能性があり、その重量は 1 メートルあたり 10 kg を超える場合があります。このような負荷は、有線通信線、送電線、高層マストなどに破壊的な影響を及ぼします。たとえば、1998 年 1 月に激しい氷嵐がカナダと米国の東部地域を襲い、その結果、5 日間で電線に 10 センチメートルの氷の層が凍り、多数の断線が発生しました。約300万人が停電し、被害総額は6億5000万ドルに達した。

都市生活においては、道路の状態も非常に重要であり、凍結状態ではあらゆる種類の交通機関や通行人にとって危険になります。さらに、氷の地殻は、屋根、コーニス、ファサードの装飾などの建物構造に機械的損傷を引き起こします。都市緑化システムに存在する植物の凍結、間伐、枯死、および劣化の原因となります。自然の複合体、都市部の一部、氷の殻の下の酸素不足と過剰な二酸化炭素が原因です。

さらに、大気現象には、電気的、光学的、およびその他の現象が含まれます。 霧、吹雪、砂嵐、霧、雷雨、蜃気楼、スコール、つむじ風、竜巻他にもいくつかあります。これらの現象の中で最も危険なものについて考えてみましょう。

嵐 -これは複雑な大気現象であり、その必要な部分は、雲の間、または雲と地面の間の複数の放電（雷）であり、音響現象である雷を伴います。雷雨は強力な積乱雲の発達を伴うため、通常は猛烈な風と吹雪を伴います。降雨、しばしば雹が降ります。ほとんどの場合、乱気流の発達に最も好ましい条件が作成されるとき、冷気の侵入中にサイクロンの後部で雷雨やひょうが観察されます。雷雨は、強さと継続時間を問わず、放電によって航空機に損傷を与える可能性があるため、航空機の飛行にとって最も危険です。このときに発生する過電圧は、電力通信線や配電機器の配線に沿って広がり、障害や緊急事態を引き起こします。さらに、雷雨時には空気の活発なイオン化が発生し、電界大気は生物に生理学的影響を与えます。世界中で落雷により毎年平均 3,000 人が死亡していると推定されています。

建築上の観点から見ると、雷雨はそれほど危険ではありません。建物は通常、屋根の最も高い部分に設置される電気接地装置である避雷針 (避雷針とも呼ばれます) を設置することによって雷の影響から保護されます。落雷により建物が火災に至るケースは稀です。

エンジニアリング構造物 (ラジオやテレビのマスト) にとって、雷雨は主に落雷によってその上に設置されている無線機器に損傷を与える可能性があるため危険です。

雹さまざまな、時には非常に大きなサイズの不規則な形の密な氷の粒子の形で降る、降水と呼ばれます。雹は通常、暖かい季節に強力な積乱雲から降ります。大きなひょう石の質量は数グラム、例外的な場合には数百グラムです。ひょうは主に緑地、主に樹木に影響を与え、特に開花期に影響を及ぼします。場合によっては、ひょう嵐は自然災害のような性質を帯びます。そのため、1981年4月に中国広東省で7kgの雹が観測された。その結果、5人が死亡し、約1万5千棟の建物が破壊された。同時に、特別なレーダー装置を使用して積乱雲内の雹の焦点の発達を監視し、これらの雲に積極的に影響を与える方法を使用することにより、この危険な現象をケースの約 75% で防ぐことができます。

スコール -風向きの変化を伴う急激な風速の増加で、通常は 30 分以内に持続します。スコールは通常、前線低気圧活動を伴います。原則として、スコールは、活発な大気前線の暖かい季節や、強力な積乱雲の通過中に発生します。スコール時の風速は25～30m/s以上に達します。スコールストリップの幅は通常約0.5〜1.0 km、長さは20〜30 kmです。スコールの通過は、建物、通信線の破壊、樹木の損傷、その他の自然災害を引き起こします。

風による最も危険な被害は、通過中に発生します。竜巻- 暖かく湿った空気の上昇流によって生成される強力な垂直渦。竜巻は直径数十メートルの黒い雲の柱のように見えます。それは積乱雲の低い底から漏斗の形で降下し、それに向かって別の飛沫と塵の漏斗が地表から上昇し、最初の漏斗と接続する可能性があります。竜巻の風速は 50 ～ 100 m/s (180 ～ 360 km/h) に達し、壊滅的な結果を引き起こします。竜巻の回転壁の衝撃により、恒久的な構造物が破壊される可能性があります。竜巻の外壁とその内側との圧力差は建物の爆発を引き起こし、空気の上昇流は重量物、建物構造の破片、車輪やその他の設備、人や動物をかなりの距離にわたって持ち上げて輸送することができます。距離。いくつかの推定によると、ロシアの都市では、このような現象はおよそ200年に1回観察される可能性がありますが、地球の他の地域では定期的に観察されます。 20世紀にはモスクワで最も破壊的な竜巻は 1909 年 6 月 29 日に発生しました。建物の破壊に加えて、9 人が死亡、233 人が入院しました。

竜巻が非常に頻繁に（年に数回の場合もあります）観察される米国では、それらを「トルネード」と呼びます。これらの竜巻は、ヨーロッパの竜巻と比較して非常に高い頻度で発生するのが特徴で、主にメキシコ湾から南部の州に向かって移動する熱帯海洋性空気に関連しています。これらの竜巻によって引き起こされる被害と損失は甚大です。竜巻が最も頻繁に観測される地域では、 「トルネードハウス」。広がった滴の形をしたずんぐりした鉄筋コンクリートの外殻が特徴で、ドアと窓の開口部は危険に備えて耐久性のあるローラーシャッターでしっかりと閉じられます。

上で説明した危険な現象は、主に一年の暖かい時期に観察されます。寒い季節に最も危険なのは、前述の氷と強いものです。 猛吹雪- 十分な強さの風による地表上の雪の移動。これは通常、大気圧の勾配の増加や前線の通過に伴って発生します。

気象観測所は、個々の月および冬期間全体の吹雪の持続時間と吹雪の日数を監視します。旧ソ連領内における吹雪の年間平均持続期間は南部である。中央アジアカラ海沿岸では10時間未満、カラ海沿岸では1000時間以上、ロシアのほとんどの地域では、冬に吹雪が続く時間は200時間以上で、1回の吹雪の継続時間は平均6〜8時間です。

吹雪は街路や道路に吹きだまりを形成したり、住宅地の建物の風影に雪が積もったりするため、都市経済に大きな被害をもたらします。極東の一部の地域では、風下側の建物が非常に高い雪で覆われ、吹雪が終わった後はそこから出ることができなくなります。

吹雪は航空、鉄道、道路交通、公共事業の業務を複雑にします。農業も吹雪の被害に遭っています。強風と畑の積雪が緩んでいるため、雪が再分布し、地域が露出し、冬の作物が凍るような環境が作られます。吹雪は人にも影響を与え、屋外にいると不快感を引き起こします。強風に雪が加わると、呼吸のリズムが乱れ、動きや仕事が困難になります。吹雪の期間中、建物のいわゆる気象熱損失と、産業および家庭のニーズに使用されるエネルギーの消費が増加します。

降水と現象の生物気候と建築・建設上の重要性。人体に対する降水の生物学的影響は、主に有益な効果によって特徴付けられると考えられています。汚染物質やエアロゾル、粉塵粒子（病原性微生物を運ぶ粒子など）が大気中から落下すると、洗い流されます。対流性の降雨は、大気中のマイナスイオンの形成に寄与します。したがって、雷雨の後の暖かい時期には、患者がメテオパシーの性質を訴えることが少なくなり、感染症の可能性が減少します。降水量が主に雪となる寒冷期には、紫外線を最大 97% 反射するため、この時期の一部の山岳リゾートでは「日光浴」に利用されています。

同時に、降水のマイナスの役割、つまり降水に伴う問題にも注目しないわけにはいきません。 酸性雨。これらの堆積物には、経済活動中に排出される硫黄、窒素、塩素などの酸化物から形成される硫酸、硝酸、塩酸などの溶液が含まれています。このような降水の結果、土壌や水が汚染されます。たとえば、アルミニウム、銅、カドミウム、鉛、その他の重金属の移動性が向上し、長距離にわたる移動能力と輸送能力が向上します。酸の析出は金属の腐食を増加させるため、建物の屋根材や金属構造、あるいは析出にさらされる構造物に悪影響を及ぼします。

乾燥気候または雨（雪）気候の地域では、降水量は日射量、風力、降水量と同じくらい建築を形作る上で重要な要素です。温度体制. 特別な注意壁、屋根、建物の基礎のデザインを選択するとき、また建物や屋根の材料を選択するときは、大気中の降水量が考慮されます。

大気中の降水が建物に及ぼす影響は、屋根や外部フェンスが湿って機械的および熱物理的特性が変化し、耐用年数に影響を与えるだけでなく、屋根に蓄積する固体の降水によって建物の構造に機械的負荷が生じることです。建物の突き出た要素。この影響は、降水状況および降水の除去または発生の条件によって異なります。気候の種類に応じて、降水量は年間を通じて均等に降ったり、主に季節の 1 つに降ったりします。この降水量はにわか雨や霧雨の形になることがあります。これは、建物の建築設計において考慮することも重要です。

さまざまな表面上の堆積条件は、主に固体降水にとって重要であり、積雪を再分布させる気温と風速に依存します。ロシアで最も高い積雪が観測されるのはカムチャツカの東海岸で、10日間の最高の高さの平均は100〜120センチメートルに達し、10年に一度は1.5メートルに達します。カムチャツカ南部の一部の地域では、積雪の平均高さは 2 m を超えることもあり、海抜高度が上がるにつれて積雪の深さも増加します。小さな標高でも積雪の深さは影響を受けますが、大きな山脈の影響は特に大きくなります。

積雪荷重を明確にし、建物や構造物の動作モードを決定するには、冬の間に形成される積雪の可能性のある重量と日中の最大の増加を考慮する必要があります。激しい降雪の結果、わずか 1 日で生じる積雪の重量の変化は、19 kg/m2 (タシケント) から 100 kg/m2 以上 (カムチャツカ) まで変化します。積雪量が少なく不安定な地域では、24 時間以内に 1 回の大雪が降ると、5 年に 1 回に近い負荷が発生します。キエフでもこのような降雪が観測されました。

バトゥミとウラジオストク。このデータは、軽量の屋根や大きな屋根面を備えたプレハブ金属フレーム構造 (たとえば、大きな駐車場や交通ハブの上のひさし) の設計に特に必要です。

降雪は、建物の屋根内だけでなく、都市部全体や自然景観に積極的に再分布する可能性があります。ある地域では吹き飛ばされ、他の地域では蓄積します。このような再分布のパターンは複雑で、風の方向と速度、都市開発と個々の建物の空気力学的特性、自然の起伏と植生に依存します。

吹雪の際に運ばれる雪の量を考慮することは、住宅地、道路網、自動車、住宅を守るために必要です。鉄道。降雪に関するデータは、住宅や工業用建物を最も合理的に配置するために人口密集地域を計画する場合や、都市の除雪対策を開発する場合にも必要です。

主な雪対策は、建物と道路網（RSN）の最も有利な向きを選択し、道路や建物の入り口での積雪を可能な限り最小限に抑え、風に吹かれた雪が通過するのに最も好ましい条件を確保することです。 RSNの領土と住宅の建物を通過します。

建物周囲の積雪の特徴は、建物の前の風下側と風上側で最大の堆積が形成されることです。「噴出トラフ」は、建物の風上ファサードの直前および角付近に形成されます（図1.53）。入口グループを配置するときは、吹雪の移動中に積雪が再堆積するパターンを考慮することをお勧めします。大量の雪が降る気候地域の建物の入り口エリアは、適切な断熱材を備えた風上側に配置する必要があります。

建物のグループの場合、雪の再分配のプロセスはより複雑になります。図に示されています。 1.54 雪の再分配スキームによると、近代都市の発展に伝統的なマイクロディストリクトでは、街区の周囲が 17 階建ての建物で形成され、街区内には 3 階建ての幼稚園の建物があり、広大な積雪ゾーンが存在します。ブロックの内側に形成される雪：入口に雪が積もる

1 - スレッドを開始します。 2 - 上部の流れの枝。 3 - 補償渦; 4 - 吸引ゾーン; 5 - リング渦の風上部分（吹き出しゾーン）。 6 - 対向する流れの衝突ゾーン（ブレーキの風上側）。
7 - 同じ、風下側

- 移行
- 吹く

米。 1.54。 高さの異なる建物群内での雪の再配分

累積

住宅の建物と幼稚園の敷地内。そのため、このような地域では雪が降るたびに除雪する必要があります。別のオプションでは、周囲を形成する建物が街区の中心にある建物よりもはるかに低くなります。図からわかるように、積雪率の観点からは 2 番目のオプションの方が有利です。積雪ゾーンの面積よりも移雪ゾーンと吹雪ゾーンの合計面積が広く、街区内の空間に雪が積もらず、冬季の住宅地の維持管理が大幅に容易になります。このオプションは、吹雪が活発な地域に適しています。

雪の吹きだまりから保護するために、吹雪や吹雪の際の卓越風から針葉樹の多列植栽の形で形成された、防風緑地を使用することができます。これらの防風林の効果は、植栽内の木の高さ 20 までの距離で観察されるため、沿道の雪の吹きだまりから保護するために使用することをお勧めします。線形オブジェクト（輸送高速道路）または小規模な開発地域。冬季の最大積雪量が 600 m 3 / リニアメートルを超える地域 (ヴォルクタ、アナディル、ヤマル、タイミル半島などの地域) では、森林帯による保護は効果がなく、都市計画や計画による保護が必要です。という手段が必要です。

風の影響で、固体の降水物が建物の屋根に沿って再分布します。雪が積もると構造物に負荷がかかります。設計時にはこれらの荷重を考慮し、積雪領域（雪嚢）の発生を可能な限り回避する必要があります。降水の一部は屋根から地面に吹き飛ばされ、一部は屋根の大きさ、形状、上部構造物やランタンなどの有無に応じて屋根に沿って再分配されます。 SP 20.13330.2011「荷重と衝撃」に準拠したコーティングの水平投影に対する雪荷重の標準値は、次の式によって決定する必要があります。

^ = C,p^ で 0.7C、

ここで、C in は、風またはその他の要因の影響下で建物の表面から除雪が考慮される係数です。 と、 -熱係数; p は、地面の積雪の重量からその積雪荷重への移行係数です。 ^ - 表に従って測定された、地球の水平面 1 m 2 あたりの積雪の重量。 1.22

表1.22

地球の水平面1m 2 あたりの積雪の重さ

積雪地域*
積雪重量、kg/m2

* 合弁会社「都市計画」の付録「G」のカード 1 に従って受け入れられます。

風の影響下で建物の屋根からの雪の吹き出しを考慮する係数 C の値は、屋根の形状とサイズに依存し、1.0 (雪の吹き出しは考慮されない) から 1.0 まで変化します。単位の数十分の一。例えば、高さ 75 m を超え、勾配が 20% までの高層ビルのコーティングの場合、C in は 0.7 の量で摂取することが許可されます。円形平面上の建物のドーム球形および円錐形の屋根の場合、均一に分布する積雪荷重を指定する場合、係数 C in の値は直径に応じて設定されます ( と!) ドームのベース: C in = 0.85 at с1 60 m、Св = 1.0 at c1 > 100 m、ドーム直径の中間値では、この値は特別な式を使用して計算されます。

熱係数と、熱伝達率が高い（熱損失による融解による > 1 W/(m 2 C)）コーティング上の積雪荷重の減少を考慮するために使用されます。熱が増加した建物の非断熱コーティングの積雪荷重を決定する場合屋根の傾斜が係数値の 3% を超え、融雪につながる発生と、は 0.8、その他の場合は - 1.0 です。

地面の積雪の重量から屋根上の積雪荷重 p への移行係数は、その値が傾斜の急峻さに応じて決定されるため、屋根の形状に直接関係します。片勾配屋根と二重勾配屋根の建物の場合、屋根の傾斜が 60°の場合、係数 p の値は 1.0 です。中間値は線形補間によって決定されます。したがって、コーティングの傾斜が60°を超えると、雪がその上に保持されず、ほとんどすべてが重力の影響で滑り落ちます。この傾斜のあるカバーは伝統的な建築で広く使用されています。北方諸国、山岳地帯、および十分な強度の屋根構造を提供しない建物や構造物の建設中、つまり大きなスパンと木製のフレームに屋根を備えたドームと寄棟塔。これらすべての場合において、屋根から滑り落ちる雪を一時的に保管し、その後除去する可能性を備えておく必要があります。

風と建物が相互作用すると、固体だけでなく液体の降水も再分布します。それは、建物の風上側、風の流れが制動されるゾーン、および建物の周りを流れる追加の空気に含まれる降水量が到着する建物の風上隅の側で、それらの数を増やすことにあります。この現象は、壁の浸水、パネル間の接合部の濡れ、風上の部屋の微気候の悪化に関連しています。たとえば、平均降水量が 0.1 mm/min、風速が 5 m/s の雨が降っている場合、17 階建て 3 セクションの一般的な住宅建物の風上ファサードは、1 時間あたり約 50 トンの水を遮断します。その一部はファサードや突起物を濡らすのに費やされ、残りは壁を伝って流れ落ち、局所に悪影響を及ぼします。

住宅の建物のファサードを濡れから保護するには、風上ファサードに沿ったオープンスペースの面積を増やし、防湿スクリーン、防水被覆材を使用し、接合部の防水を強化することをお勧めします。周囲に沿って、雨水下水道システムに接続された排水トレイを提供する必要があります。それらが存在しない場合、建物の壁を流れ落ちる水が芝生の表面を浸食し、土壌の植物層の表面浸食を引き起こし、緑地に損傷を与える可能性があります。

建築設計中に、建物の個々の部分での氷の形成の強さを評価することに関連する疑問が生じます。それらにかかる氷の量は、気候条件と各オブジェクトの技術的パラメータ（サイズ、形状、粗さなど）によって異なります。氷の形成の防止、それに関連する建物や構造物の運用違反、さらにはその個々の部分の破壊に関連する問題を解決することは、課題の 1 つです。最も重要なタスク建築気候学。

さまざまな構造物に対する氷の影響は、氷荷重の形成です。これらの荷重の大きさは、建物や構造物の設計パラメータの選択に決定的な影響を与えます。氷の霜の堆積は、都市環境の景観の基礎を形成する樹木や低木の植生にも有害です。その重みで枝が折れたり、時には木の幹が折れたりすることもあります。果樹園の生産性が低下し、農業の生産性が低下しています。道路上の氷結や黒氷は、危険な状態地上輸送用。

つらら (氷現象の特殊なケース) は、建物、人、近くにある物体 (駐車中の車、ベンチなど) に大きな危険をもたらします。屋根の軒につららや氷が堆積するのを減らすために、プロジェクトでは特別な措置を講じるべきである。消極的な対策には、屋根と屋根裏の床の断熱性を強化すること、屋根カバーとその構造ベースの間に空隙を設けること、冷たい外気による屋根下スペースの自然換気の可能性が含まれます。場合によっては、軒の電気加熱、氷が形成されるときに少量の氷を放出するためのショッカーの設置など、積極的な工学的措置を講じることなしには不可能です。

建築は、風、砂、塵の複合的な影響によって大きく影響されます。 砂嵐、それは大気現象にも関係しています。風と粉塵の組み合わせにより、生活環境を保護する必要があります。家庭内の無毒粉塵のレベルは 0.15 mg/m 3 を超えてはならず、0.5 mg/m 3 以下の値が計算の最大許容濃度 (MAC) として採用されます。砂や塵、雪の移動の強さは風速によって異なります。地元の特色レリーフ、レリーフの風上側の芝生のない領域の存在、土壌の粒度組成、その水分含有量、その他の条件。建物の周囲や市街地での砂や塵の堆積パターンは、雪の場合とほぼ同じです。最大の堆積物は、建物またはその屋根の風下側および風上側に形成されます。

この現象に対処する方法は、雪の移動の場合と同じです。空気粉塵の多い地域（カルムイクア、アストラハン地方、カザフスタンのカスピ海地域など）では、次のことが推奨されます。主な敷地が保護された側に向いているか、防塵ガラス張りの廊下を備えた住宅の特別なレイアウト。近隣地域の適切なレイアウト。道路、森林保護帯などの最適な方向。

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