Режим випадання атмосферних опадів на території Бережанського району протягом 1980-2012 років

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Чернівецький національний університет імені Юрія Федьковича

Кафедра гідрометеорології та водних ресурсів

Курсова робота

з гідроекології річок на тему

«Режим випадання атмосферних опадів на території Бережанського району протягом 1980-2012 років»

Студентки 4 курсу 407 групи

напряму підготовки: 6.040105

спеціальності гідрометеорологія

Пригоди Н. П.

Науковий керівник: к. геогр. наук

асист.Гончар О. М.

Консультант: асист. Опеченик В.М.

м. Чернівці 2015 рік

ВСТУП

Атмосферні опади - основне джерело зволоження підстильної поверхні. Саме тому від надійності визначення їхньої кількості залежить точність цілого ряду теоретичних розрахунків: водного балансу, зв'язку теплового та водного балансу діяльної поверхні і т.д.

Дані про опади використовуються досить широко: з одного боку, це метеорологічний фактор, що формує середовище перебування людини; з іншого боку, можна розглядати негативні наслідки випадання атмосферних опадів в аспекті агресивності метеорологічного середовища в цілому.

Не менш необхідні ці дані для складання довгострокових прогнозів погоди. У синоптичній практиці переважна увага приділяється опадам, що зароджуються в хмарах, тому їхній прогноз в основному зводиться до прогнозу відповідного виду хмарності.

Зважаючи на актуальність даної тематики об'єктом дослідження в даній курсовій роботі обрано атмосферні опади, предметом дослідження - режим їх випадання.

Регіон дослідження обмежується територією Бережанського району.

Мета роботи полягала у виявленні та аналізі особливостей режиму випадання атмосферних опадів на території Бережанського району. При цьому аналізу було піддано метеорологічні дані спостережень за 1980-2012 роки.

Поставлена мета визначила наступні завдання роботи:

1. ознайомитись з природними умовами Бережанського району;

2. розглянути вітчизняний та світовий досвід вимірювання основних характеристик атмосферних опадів;

3. дослідити режим випадання атмосферних опадів в межах Бережанського району за обраний період спостережень;

4. виявити періоди коливань атмосферних опадів відносно стандартної норми на території Бережанського району.

При написанні роботи використані літературно-описовий, статистичний та аналітичний методи дослідження.

Інформаційною базою курсової роботи є літературні джерела, інтернет ресурси, фондові матеріали метеостанції Бережани гідрометеорологічної служби України, картографічні матеріали та статистичні дані.

1. ПРИРОДНІ УМОВИ БЕРЕЖАНСЬКОГО РАЙОНУ

циклічний атмосферний коливання природа

1.1 Фізико-географічне положення

Бережанський район знаходиться в західній частині Тернопільської області. На сході він межує з Козівським районом, на північному сході - зі Зборівським і Перемишлянським районами Львівської області, на заході -з Рогатинським районом Івано-Франківської області, на півдні - з Підгаєцьким районом (рис 1.1).

Рис. 1.1 Фізико-географічне розташування Бережанського району

Створений район у 1940 році і займає площу 66,1 тис. га.

Крайня північна точка ? с. Краснопуща, крайня південна точка - с. Слав'ятин, крайня східна точка ? хутір Сонячне, крайня західна - с. Шайбівка. Протяжність району з півночі на південь сладає 34 км, зі сходу на захід ? близько 25 км.

Територія району знаходиться між 49?18' і 49?37' північної широти та 24?04' і 25?05' східної довготи.

Бережанський, як і сусідні райони, знаходиться в межах давно обжитих територій. Крем'яні знаряддя праці (рубища), виготовлені шляхом спилювання з відшліфованими робочими краями, що трапляються в цих краях, дають підставу припускати наявність тут людини ще в епоху неоліту (VІ тисячоліття до н.е.). Зустрічаються археологічні знахідки з часів так званої „липицької культури” (І - ІІІ ст.н.е.), документальні відомості про окремі населені пункти району датуються ХIV - XVI ст.

На території району розташовано 57 населених пунктів, що входять до складу 25 сільських та однієї міської ради.

Загальна кількість населення: 44286 жителів, втому числі міське - 17617, та сільське - 26669. В районі переважають українці, як національні меншини виступають: поляки, євреї, татари, білоруси, росіяни [2].

1.2 Геологія та рельєф

Бережанщина входить до географічної зони Опілля, що є найвищою і найбільш розчленованою частиною Подільської височини. Територія району переважно рівнинна, лише подекуди здіймаються високі пагорби, які поступово переходять у широкі долини. Північніше м. Бережани, по межі вододілу річок Золота Липа і Нараївка, гребенястим пасмом виділяється Бережанський горбогірний лісовий район. Тут знаходиться найвища точка району ? гора Попелиха (448 м).

Вивченням геологічної будови Подільського плато займались вітчизняні та радянські геологи В. Ласкарєв, А. Карпінський, А. Архангельський, В. Шональський, В. Боднарчук, О. Смірнова, С. Пастернак та інші.

Подільська височина, в складі якої знаходиться територія району, відповідає південно-східній частині Волино-Подільської плити [16].

У геологічній будові Бережанського району представлені потужні товщі осадового чохла Східноєвропейської платформи, які є відкладами палеозою, мезозою і кайнозою, що залягають на кристалічному фундаменті. Для них характерні незначні кути падіння шарів, що властиво для платформових областей. Загальною рисою осадових комплексів є поступовий нахил шарів на захід ? південний захід, у бік Більче-Волицької зони і Передкарпатського прогину.

Найбільш древні породи, що виявлені свердловинами ? палеозойські і, зокрема, силурійські та девонські.

Відклади нижнього відділу силуру представлені товщею грудкуватих мергелистих вапняків, що чергуються з невеликими шарами глинистих сланців та прошарками товстошаруваних вапняків. Загальна потужність нижньосилурійських порід до 200 м.

Відклади верхнього відділу силуру (готланду) представлені глинистими сланцями з прошарками тонкошаруватих сірих вапняків і мергелів. Потужність відкладів верхнього силуру не витримана: від 125-200 м до 600 м

Безпосередньо на відкладах верхнього силуру залягають товщі нижнього девону, представлені строкатоколірними породами типу «Old Red Stone». У нижній частині розрізу залягають зеленуваті глини, вище ? пісковики, піскуваті мергелі, забарвлені в червоний або бурий колір. Верхню частину розрізу нижнього девону складають червоні та бурувато-сірі масивні пісковики з проверстками сланців. Часом у пісковиках добре виявлені хвилеприбійні знаки, тріщини висихання тощо. Органічні рештки в породах нижнього девону зустрічаються рідко. Виявлені вони лише скам'янілими рештками панцирних риб.

Загальна потужність верств нижнього девону досягає 450-500 м. Нижній девон дещо дислокований. Верстви його перегнуті у складки, видовжені у північно-західному напрямі.

Відклади середнього девону в основному представлені вапняковими і доломітними сірими, темно-сірими та майже чорними бітумінозними й тріщинуватими.

Вапняки доломітизовані, сірі, жовтувато-сірі, з порверстками пісковиків незначної товщини. Узгоджено залягають на нижньому девоні. Потужність пластів середнього девону до 30 м.

Верхній відділ девонської системи представлений кристалічними, іноді піскуватими доломітами, здебільшого сірого кольору. Вони перешаровуються з вапняком верствами глинистих сланців і пісковиків. Верхню частину розрізу складають потужні товщі сірих або темно-сірих вапняків.

Загальна потужність верхнього відділу девону від 30-50 м до 200 м .

Кам'яновугільні відклади в межах району не зустрічаються. Уламки порід цього віку зрідка трапляються в складі конгломератів мезозою.

Відклади мезозойського віку мають велике поширення за винятком тріасу. Про верстви тріасової системи на платформенній частині західних областей України в доступних джерелах достовірні відомості відсутні.

Юрська система в межах району представлена сарито-кристалічними проверстками зеленувато-сірих мергелів. Загальна площа юрських відкладів не перевищує 50 м.

Крейдова система в межах району представлена своїм верхнім відділом і, зокрема, сеноманським, туронським, сенонським, емшерським, сантонським, кампанським ярусами.

У нижній частині сеноманського ярусу залягають глауконітові пісковики і піски зеленувато-сірі і сірі, різного гранулометричного складу ? від дрібнозернистих до крупнозернистих. На них нашаровуються вапняковисті пісковики, піскуваті вапняки, переважно світлого забарвлення і міцні. У верхній частині розрізу піскуваті мергелі. Потужність товщ сеноману від 2 до 36 м.

Утворення туронського ярусу залягають на сеноманських. Склад їх досить одноманітний. Переважають верстви крейдових мергелів, біла глиниста крейда зі стяжіннями чорного кременю та проверстками щільного і черепашкового вапняку. Потужність туронських відкладів від 5 до 60 м .

Відклади сенону потужністю 20-30 м представлені мергелями і сірими вапняками, іноді піскуватими.

За окремими фондовими матеріалами між сеноном і синтоном виділяється так званий емшерський ярус, представлений голубувато-сірими або зеленуватими м'якими мергелями та білими глинистими вапняками, загальною товщею 18-20 м.

Синтонський ярус представлений світло-сірими і жовтувато-сірими мергелями і м'якими вапняками з нечіткою верствуватістю, загальна товща яких становить 20-30 м.

Товщі кампану складають сірі або темно-сірі плитчасті мергелі, що перекриваються, так званими, косоверствуватими пісковиками, на яких знову залягають піскуваті мергелі сіро-зеленого кольору.

Відклади третинної системи виражені породами тортонського ярусу, що залягають на сильно розмитій поверхні верхньої крейди. Для них характерне порівняно невитримане залягання по потужності і поширенні.

У нижній частині розрізу вони представлені серією зеленувато-сірих глин або світло-сірих кварцевих чи кварцево-гладкомітових пісковиків на вапняковому цементі. Місцями пісковики дуже розсипчасті і перетворені в сірі вапнякові піски. Іноді серед пісковиків зустрічаються лінзи туфових порід і бентонітової глини жовтого кольору.

На вапнякових пісковиках залягають товщі літотамнієвих вапняків, що утворюють так звані нараївські верстви нижнього тортону. В низах ця товща представлена міцними дрібнозернистими вапняками світло-сірого, місцями сірого кольору. Загальна потужність літотамнієвих вапняків досягає 25 м.

Відділи верхнього тортону мають широкий розвиток і представлені так званими надгіпсовими горизонтами. Сама гіпсово-ангідритова товща верхнього тортону сильно розмита ерозійними процесами і зустрічається у вигляді окремих своєрідних «острівків» лише на вододілах.

Надгіпсові горизонти представлені жовтувато-сірими і сірими слабодоломітизованими кавернозними вапняками і зеленими глинами.

Зелені глини, що входять до складу надгіпсових горизонтів, характеризуються значним поширенням. Їм притаманні різні відтінки: коричневий, сірий, бурий та ін. Місцями глини сланцюваті. Вони пластичні, в'язкі, безкарбонатні. Зрідка серед глин трапляються уламки вапняків.

У верхній товщі зелені глини відзначаються однорідністю і чистотою. Донизу вони перешаровуються з глинисто-піскуватою карбонатно-туфітовою породою і вулканічним туфом. Зрідка серед туфітів зустрічаються прошарки бентонітової глини жовтого кольору.

Загальна потужність товщі зелених глин досягає 12 м.

Відклади четвертинної системи мають значне поширення і покровом різної потужності, походження та складу вкривають майже всю територію району.

Нижньочетвертинні відклади представлені сірими та сіро-бурими глинами, збереглися місцями лише на сучасних вододілах в дочетвертинних зниженнях рельєфу.

Середньочетвертинні відклади представлені лесами і делювіальними лесовими суглинками. Лесовидні суглинки в основному поширені на схилах горбів і утворюють своєрідні площі біля їх підніжжя.

Голоценові відклади зустрічаються переважно в долинах річок та їх приток і представлені складним комплексом піщано-глинистих наносів, пов'язаних з сучасною діяльністю текучих вод.

Потужність четвертинних відкладів на водоймах досягає 10-15 м, а в долинах рік вона значно менша.

У залежності від геологічної будови перебувають і мінеральні ресурси та їх поширення на території району.

Майже всюди зустрічаються різні види глин, які значними товщами залягають близько від поверхні, а місцями виходять на поверхню. Вони придатні для виробництва цегли, дренажних труб, гончарної черепиці та кахлю [2].

1.3 Клімат

Клімат Бережанського району, як і будь-якої території, формується під впливом сонячної радіації, циркуляції атмосфери та інших географічних факторів.

Сумарна сонячна радіація в межах району становить 100 ккал / см? у рік. Альбедо в теплий період року становить 29%, в холодний ? близько 45%. Поглинута радіація за рік ? 78 ккал/см?. Радіаційний баланс за рік ? близько 40 ккал/см?. Найвищі додатні суми радіаційного балансу припадають на червень-липень, а найбільш від'ємні ? на січень.

Тривалість сонячного сяяння за рік складає 1800 годин.

Середня тривалість вегетаційного періоду становить 202 дні (з 8-10 квітня по 27-29 жовтня).

Температура повітря протягом року йде паралельно ходові сонячної радіації. Найвищі середні добові температури спостерігаються в липні, а найнижчі ? в січні.

На основі багаторічних даних Бережанської метеостанції середня багаторічна температура липня становить +18,5°С, максимальна температура до + 36,6°С буває в період першої декади серпня. Середня температура січня становить ? 5,4°С, мінімальна ? 27,3°С.

Річна амплітуда температур становить 23,9°С, найбільша амплітуда сягає 63,9°С.

Безморозний період триває 150-160 днів. Перехід середньодобових температур через 0° весною відбувається у другій декаді березня, восени ? в третій декаді листопада.

Сума позитивних температур повітря вище +10°С складає за рік 2400-2500°С.

Останні весняні приморозки закінчуються в середньому у першій декаді травня, перші приморозки восени бувають у першій декаді жовтня. Звичайно, в окремі роки бувають відхилення від багаторічних показників.

Циркуляція атмосфери над територією району підлягає загальним закономірностям атмосферної циркуляції над усією Подільською височиною і прилеглими територіями. Тут часто проходять циклони, антициклони і пов'язані з ними атмосферні фронти, чим і обумовлюється частота і різка зміна погоди. За рік тут проходить понад 45 циклонів і 35 антициклонів.

Циклони приходять з північного заходу, заходу, південного заходу і рідше з півдня.

У теплі сектори циклонів восени і взимку проникають морські повітряні маси помірних тропічних широт з Атлантичного океану. Навесні і влітку в теплих секторах циклонів можуть бути континентальні повітряні маси помірних і тропічних широт.

Арктичні повітряні маси вторгаються протягом року у вигляді ядер високого тиску, що часто проникають у тил циклонів і зумовлюють взимку і перехідні періоди різкі похолодання, а влітку сприяють збільшенню тривалості посушливої погоди.

Влітку маси повітря тропічних широт проникають з відрогів Азорського максимуму і зумовлюють тривалу жарку погоду, а взимку ? різкі потепління з відлигами до +10…+15°С та інтенсивне танення снігу.

Континентальне повітря помірних широт з відрогів Азіатського максимуму приносить взимку малохмарну морську погоду, а влітку тривалу суху і жарку погоду.

На території району переважають північно-західні, західні і південно-західні вітри, на долю яких в середньому за рік припадає більше 54% повторюваності. 34% припадає на вітри східного і південно-східного напрямків. Решта 10-12% ? на вітри північного і південного напрямків.

Коливання середньомісячних швидкостей вітру невеликі ? в межах 2-3 м/с. Але в окремі роки бувають бурі, коли швидкість вітру досягає 15-20 м/с, що завдає значної шкоди будівлям та лісовому господарству.

17 серпня 1952 року під час бурі швидкість вітру досягала 17-18 м/с, що привело на території Бережанського лісгоспзагу вітровал на площі 800 га загальним об'ємом 3200 м3 деревини. Подібні наслідки мали місце 14 травня 1962 року, коли швидкість вітру досягала 18-25 м/с.

Бували різної сили бурі в 70-80 роках. В останні роки були сильні бурі 14 липня 1993 року , 11 серпня 1994 року та 10 липня 2004 року, коли сила вітру досягала 27-30 м/с [2].

Основними характеристиками режиму зволоження є середні місячні та річні суми атмосферних опадів, а також їхні суми за теплий і холодний періоди. В районі в середньому за рік випадає 600-660 мм. опадів. Їх розподіл по району характеризується значною строкатістю, що зумовлено впливом висоти та форм та форм рельєфу. Для річного ходу характерна перевага опадів за теплий період, коли випадає близько 72-75% річної норми. Особливо дощовими є три літніх місяці.

В окремі роки місячні суми опадів можуть досягати 200 мм, або знижуватись до 12-15 мм [6].

Абсолютні добові максимуми можуть іноді перевищувати 100 і навіть 200 мм. Так, 13 червня 1957 року за одну добу в м. Бережани випало понад 250 мм опадів. У серпні 2006 року протягом 2 днів випало 107 мм опадів при середній місячній нормі 72 мм [7].

Сніговий покрив спостерігається в межах 40-75 днів. В середньому він настає в третій декаді листопада-першій декаді грудня і сходить у третій декаді березня. Взагалі сніговий покрив нестійкий. Внаслідок частих відлиг він іноді сходить по кілька разів за зиму.

Середня багаторічна товщина снігового шару 14-18 см.

На території району досить чітко виражені всі пори року.

За початок весняного сезону вважається дата стійкого переходу середньої добової температури повітря через 0°, що спостерігається в основному у другій декаді березня.

Весняний сезон триває в середньому 2,5 місяці.

Характерною рисою весни є наростаюче підвищення температури. Середня температура повітря вже у квітні о 13-ій годині досягає +10°С, а максимальна +27...+29°С. Проте весною часом бувають і приморозки.

За початок літнього періоду прийнята дата переходу середньої добової температури через +15°С. Це буває в основному у третій декаді травня. Закінчується літній період у першій декаді вересня з переходом середньодобової температури повітря через +15°С до нижчих температур.

Середня температура повітря о 13-ій годині досягає: у травні 17-18°С, у червні 20-21°С, в липні та серпні 22-23°С. Максимальна температура в липні та серпні досягає 36-38°С.

Між кінцем літа і початком осіннього сезону спостерігається перехідний теплий період, коли середня добова температура повітря буває вище 10°С, але нижча 15°С. Цей період триває близько місяця.

Початком осені вважається дата переходу середньої добової температури повітря через 10°С до нижчих температур, що буває у першій декаді жовтня.

Закінченням осіннього сезону вважається дата переходу середньої добової температури повітря через 0°С , що буває в третій декаді листопада.

Зима починається у третій декаді листопада і триває до другої-третьої декади березня.

Зимовий режим погоди встановлюється не зразу. Частіше початок зими характеризується нестійкою погодою з частою зміною морозних днів на дні з відлигою.

На протязі зими переважає хмарна погода з частими, але переважно невеликими опадами. Число днів з опадами: у грудні ? 19, в січні ? 18, в лютому ? 16.

Тривалість залягання снігового покриву в різні роки неоднакова. В окремі роки стійкого снігового покриву взагалі не буває.

Отже, територія Бережанського району має помірно континентальний клімат із нежарким літом, мякою зимою і достатнью кількістю опадів [2].

1.4 Грунтово-рослинний покрив

Ґрунти району формувались з лесу і лесовидних суглинків, що утворились наприкінці третинного і на початку четвертинного періодів і характеризуються високою родючістю.

Інші ґрунтотворні породи - вапняки, крейда дотретинного і третинного періодів мають незначне поширення.

Ґрунти перейшли складний шлях свого розвитку. Вони формувались в повній залежності від клімату, поверхні місцевості, а також материнських порід, на яких вони утворилися [2].

Місцевість відноситься до лісостепової грунтово-рослинної зони. Різне співвідношення ґрунтових факторів і визначає неоднорідність ґрунтів. Сучасні ґрунти району являються результатом тривалого процесу взаємодії природних факторів ґрунтоутворення і господарської діяльності людини.

В минулому територія району була покрита широколистими лісами. Вологий клімат, велика розчленованість території і наявність лісової рослинності сприяли утворенню сірих лісових ґрунтів. Але у зв'язку з тим, що велика кількість ділянок земель давно звільнилась від лісової рослинності, то утворення різних ґрунтів треба розглядати в процесі їх окультурення.

Сірі лісові ґрунти займають основну площу територію району. Окремими ділянками залягають опідзолені чорноземи та лучні ґрунти.

Сірі опідзолені ґрунти мають декілька видозмін. Світло-сірі ґрунти покривають найбільш підвищені ділянки і вони переважно знаходяться під лісовими масивами.

На вододільних плато розташовані сірі ґрунти, вони зустрічаються і по верхніх річкових терасах. Більшість їх вже звільнені з-під лісової рослинності і перетворені в орні землі.

Темно-сірі ґрунти займають більше понижені ділянки плато. Вони давно піддались сільськогосподарському обробітку.

Світло-сірі, сірі і темно-сірі опідзолені ґрунти, залежно від часу перебування їх під лісовою рослинністю, мають різні фізико-хімічні властивості, а в зв'язку з цим і різну природну родючість.

Найбільшим вмістом гумусу (до 4,1 %) і кращою структурою серед них виділяються темно-сірі ґрунти. Комплекс сірих і світло-сірих опідзолених ґрунтів має слабо виражену грудкувату структуру, значну кислотність, малий вміст гумусу (1,8-2,2 %).

Сірі і світло-сірі опідзолені ґрунти в зв'язку з малим вмістом гумусу, великою кількістю опадів - від 600 до 700 мм (що являється надмірним) -значно швидше і в більшій мірі піддаються ерозії, ніж темно-сірі опідзолені з більшим вмістом гумусу.

Темно-сірі ґрунти мають добре розвинений ілювіальний горизонт. Для обробітку вони значно кращі від сірих і світло-сірих опідзолених ґрунтів, які характеризуються високою кислотністю.

Для окультурення сірих і світло-сірих опідзолених ґрунтів та підвищення врожайності сільськогосподарських культур потрібно впроваджувати правильні сівозміни, вносити мінеральні добрива, проводити вапнування.

У місцевих сірих ґрунтів невисокими смугами розташовані опідзолені горизонти і лучні ґрунти.

Ґрунти району піддаються розвитку ерозійних форм рельєфу, утворенню ярів, балок, промоїн, ритвин [7].

Територія Бережанського району розміщена в лісостеповому природно-територіальному комплексі. Значне поширення на території району мають дубові, букові ліси з домішкою граба, осики та інших порід.

Чагарниковий підлісок представлений ліщиною, кленом, шипшиною, а трав'яний покрив - осокою, барвінком, звіробоєм та ін. Слід зазначити, що ліси району повинні відігравати природоохоронну функцію, оскільки вони переважно вкривають схили горбів, ярів та балок. Їх знищення може привести до масової ерозії, деградації ґрунтів [2].

2. Методичні підходи до вимірювання атмосферних опадів

2.1 Поняття про атмосферні опади

Атмосферними опадами називають воду в рідкому (дощ, мряка) або твердому (град, сніг, снігова крупа, льодяна крупа, льодяний дощ) стані, що випадає з хмар. Опади формують лише ті хмари, елементи яких (краплі води й кристали льоду) зростають до таких розмірів, що не можуть утримуватися у завислому стані і під дією сили тяжіння падають на земну поверхню, долаючи сили опору повітря та висхідні потоки. Зростання елементів хмар може відбуватися шляхом конденсації, сублімації і коагуляції крапель води. Вирішальну роль відіграє коагуляція [13].

За фізичним станом розрізняють наступні види опадів:

Тверді опади:

· Сніг - це опади у вигляді кристаликів льоду, що випадають з хмар. Він утворюється при низьких температурах. Сніг може випадати як окремими, так і скупченими сніжинками. Останній випадок характерний для випадання снігу при температурах близьких до 0оС, що сприяє склеюванню сніжинок. При цьому зберігається їх кристалічна основа.

· Снігова крупа - непрозорі сферичні снігоподібні крупинки білого або матово-білого кольору діаметром від 2 до 5 мм.

· Сніжні зерна - непрозорі білі частинки або крупинки діаметром менше 1 мм.

· Крижана крупа - льодяні прозорі крупинки, в центрі яких знаходиться непрозоре ядро. Діаметр крупинок до 3 мм.

· Крижаний дощ - тверді прозорі льодяні кульки розміром від 1 до 3 мм.

· Град - шматочки льоду різних форм і розмірів, що складаються з непрозорого ядра, оточеного декількома прозорими і непрозорими крижаними оболонками. Розміри градин коливаються в широких межах. Найчастіше їх діаметр становить 1-3 см, але в окремих випадках може перевищувати 10 см і більше. Вони формуються в теплу погоду при потужних висхідних потоках повітря. Кристал льоду утворюється високо в небі і при падінні збільшується.

Рідкі опади:

· Дощ - краплі діаметром від 0,5 до 7,0 мм. Саме дощ є переважаючою формою опадів, які випадають з шарувато-дощових і купчасто-дощових хмар.

· Мряка - краплі діаметром 0,05-0,5 мм, що знаходяться як в підвішеному стані, так що падіння їх майже непомітно. Випадають переважно з шаруватих хмар або густого туману. Кількість опадів при моросі незначна.

Змішати опади:

· Мокрій сніг - сніг, що тане або суміш снігу з дощем.

Крім опадів з повітря осідають гідрометеори: роса, паморозь, іній, рідкий наліт.

За фізичними умовами утворення та характером випадання розрізняють обложні, зливові та опади що мрячать.

Обложні опади випадають зазвичай з фронтального шарувато-дощових і високошаруватих хмар, а іноді й із шарувато-купчастих хмар. Вони характеризуються помірною, маломінливою інтенсивністю, охоплюють одночасно більші площі і можуть безперервно або з короткими перервами тривати протягом декількох годин і навіть десятків годин.

Зливові опади випадають із купчасто-дощових хмар. Вони відрізняються раптовим початком та кінцем випадання, різкими коливаннями інтенсивності і порівняно малою тривалістю. Зазвичай зливи охоплюють невелику площу. Влітку випадає дощ, іноді разом з градом. Літні зливові опади часто супроводжуються грозою, а взимку представлені рясними снігопадами, що складаються з великих пластівців снігу. У перехідний час року зливові опади можуть випадати у вигляді сніжної або крижаної крупи одночасно зі снігом або дощем. Зливові опади часто відрізняються великою інтенсивністю, але можуть бути і менш інтенсивніші, наприклад, складатися з невеликої кількості великих крапель, що випадають з окремої купчасто-дощової хмари.

Опади, що мрячать випадають із шаруватих та зрідка із шарувато-купчастих хмар у вигляді мряки, найдрібніших сніжинок або сніжних зерен. Інтенсивність моросячих опадів дуже мала [18].

За синоптичним умовами утворення розрізняють внутрішні таі фронтальні опади.

Внутрішні опади утворюються всередині однорідної повітряної маси. Для стійкої теплової повітряної маси характері опади у вигляді мряки, які випадають з шаруватих хмар, або у вигляді слабкого дощу з шарувато-купчастої хмари. З нестійкої холодної повітряної маси випадають зливові опади.

Фронтальні опади пов'язані з проходженням фронтів. Для теплого фронту характерні обложні опади, для холодного фронту - зливові, але при проходженні холодного фронту першого типу опади, що мають спочатку зливовий характер, переходять у обложні [5].

Опади випадають з різною інтенсивністю. Інтенсивність - кількість води, що випала протягом 1 хвилини на горизонтальну поверхню за умови відсутності просочування та випаровування і вимірюється в мм/хв. За інтенсивністю опади діляться на слабкі, помірні і сильні [19].

Найменшою інтенсивністю володіють моросящі опади, найбільшою - зливові. Опади, інтенсивність яких перевищує 1 мм/хв, прийнято називати зливами. Досить часто спостерігаються зливи інтенсивністю 1-2 мм/хв. У окремих випадках їх інтенсивність досягає більше 20 мм/хв [5].

Розподіл опадів на поверхні земної кулі відбувається дуже нерівномірно й має чітко виражений зональний характер. Їх кількість зменшується від екватора до полюсів, що обумовлене головним чином температурою повітря й циркуляцією атмосфери. Крім того, в розподілі опадів важливу роль відіграють рельєф і морські течії. Теплі й вологі повітряні маси при зустрічі з горами піднімаються по їх схилах, охолоджуються й дають опади в передгірних районах. Саме на навітряних схилах гір знаходяться найвологіші області Землі [4].

На всій планеті за рік випадає 520000 км3 опадів. З них 79% - над океанами і 21% - над сушею. Максимальна кількість опадів випадає в селі Чарапунджі (передгі'я Гімалаїв в Індії) та на Гавайських островах [11].

2.2 Методи та технічні засоби для визначення якісних та кількісних характеристик атмосферних

У більшості країн світу кількість опадів визначають об'ємним методом за допомогою опадомірів та дощомірів.

Опадомір Третякова ? це металеве відро циліндричної форми з площею поперечного перерізу 200 см2, висотою 40 см, яке встановлюється на стовпі на висоті 2 м. Його захист складається з 16 окремих пластин (рис. 2.1). Зібрані за 6 годин опади зливають у вимірювальний стакан з поділками. Взимку у відрі опадоміра скупчується сніг і вимірювання опадів проводять після того, як сніг розтане.

Рис. 2.1 Опадомір Третякова[13]

Дощомір - пристрій для збору і виміру кількості опадів, що випали з хмар. Конструктивно складається з відра дощоміра, що встановлюється на дерев'яному стовпі усередині спеціального конусоподібного захисту (захист Ніфера, планковий захист), і стакана дощоміра для виміру зібраної кількості опадів. Взимку у відрі дощоміра скупчується сніг і вимірювання опадів проводять після того, як сніг розтане. Кількість опадів виражають в міліметрах шару води, який утворився б від випадання опадів, якби вони не випаровувалися, не просочувалися в грунт і не стікали б.

Інтенсивність рідких опадів визначають за результатами запису зміни рівня води на діаграмному бланку плювіографа, де реєструється кількість опадів, що надходить у поплавкову камеру самопису під час дощу або під час щохвилинного реєстрування кількості опадів автоматичним опадоміром.

Принцип дії плювіографа моделі П-2 - використання залежності переміщень поплавків від рівня зібраних рідких опадів у поплавковій камері. Приймачем слугує циліндрична ємкість площею 500 см?. Вертикальні рухи поплавка реєструються на розлінованому міліметровому папері (закріпленому на барабані) чорнильним пером. Барабан рухається завдяки годинниковому механізму. Вертикальні лінії на папері відповідають часові, а горизонтальні -- кількості опадів, що випали. Запис починається від нижньої межі (від нуля); при заповненні камери до 10 мм перо досягає верхньої межі діаграми, після автоматичного зливу води у приймальне відро запис знову починається від нуля (рис. 2.2) [16].

Рис. 2.2 Плювіограф

Спостереження за сніговим покривом складається зі щоденних спостережень за станом снігового покриву та періодичних зйомок стану снігового покриву (снігозйомок) з метою визначення кількості снігу й запасів води у природному ландшафті (поле, ліс, балки, яри тощо). Для цього використовують дерев'яні стаціонарні й переносні снігомірні рейки, льодомірні рейки, ваговий снігомір тощо [13].

Снігомірна рейка використовується для вимірбїювання снігового покриву. Вона виготовляється з дерева. Висота 190 см, ширина 7 см, товщина 3--4 см. ЇЇ фарбують у темний колір з трьох сторін, а лицеву сторону -- у білий і наносять поділки через кожний сантиметр (рис. 2.3).

Рис. 2.3 Снігомірна рейка

Сучасні метеорологічні прилади для вимірювання опадів - це автоматичні або напівавтоматичні вимірювальні системи, які складаються безпосередньо з вимірювального пристрою або датчика для обробки, зберігання та передачі отриманих даних. Зі збільшенням кількісних і якісних характеристик опадів, яке спостерігається останніми роками, усе більше вимог висувається до вимірювальних приладів, зокрема, до їх діапазонів вимірювання та експлуатації.

Сьогодні більше ніж в 90 країнах по всьому світу фірми та представництва пропонують ефективні рішення в метеорології та моніторингу навколишнього середовища. Сучасні прилади, які роблять вимірювання кількості опадів більш точними і, водночас, простішими, розробили компанії: DeltaOhm, Vaisala, Seba Hydrometrie, KNTR та інші [20].

Оптичний опадомір

Розробка виявилася найбільш вдалою конструкцією повністю автоматизованого опадоміра. В приладі реалізований оптичний принцип з обробкою зображень крапель і сніжинок в певному вимірювальному обсязі (рис.2.4).

Рис.2.4 Оптичний опадомір

Принцип роботи дуже простий. Краплі або сніжинки пролітають в центрі і буквально відкидають тіні на приймач оптичного випромінювання від джерела. Вимірювання йдуть у взаємно-ортогональних областях, що знижує ефект перекриття. Прилад (патент РФ № 119898) показав дивовижні характеристики. Гранична чутливість за кількістю вимірюваних опадів становить 2*10-5 мм. В приладі усунуто вплив вітрового недообліку, властиве відру Третьякова. Вимірювач може працювати в автономному режимі з видачею інформації на віддалений сервер. Цікавою особливістю пристрою є можливість вимірювання сили опадів, поривів, швидкостей крапель і види опадів. Прилад здатний розрізняти дощ, сніг і град [8].

Опадомір Vaisala QMR101 являє собою економічний і точний дощовий опадомір, виготовлений із пластику, морозостійкий і відрізняється високою стійкістю до впливу ультрафіолетового випромінювання. QMR101 обладнаний саморозвантажувальною перекидною ложечкою ємністю 0,2 мм. Завдяки невеликому розміру, малій вазі і міцній конструкції він особливо зручний для переносних вимірювань і тимчасової установки.

QMR101 встановлюється на траверсу датчика і має готовий кабель з штекером (рис. 2.5).

Рис. 2.5 Опадомір Vaisala QMR101

Дощовий опадомір Vaisala RG13 і Vaisala РГ13. У цьому інструменті застосовується механізм перекидаючої посудини для замикання контакту кожного разу при отриманні заздалегідь заданого невеликого обсягу дощової води (0,2 мм). Корпус і лійка датчика виготовлені з алюмінієвого сплаву. Точно оброблене мембранне кільце у верхній частині формує отвір близько 400 см2. Механізм перекидаючої посудини встановлений у середині корпусу на литій основі з сплаву алюмінію, обладнаної фіксуючими прорізами, трьома регулювальними гвинтами і спиртовим рівнем. Механізм складається з розділеного посудини, що перекидається в центрі. Дощова вода збирається у верхній половині. Коли ця частина наповнюється, механізм перекидається і зливає зібрану воду, дозволяючи наповнюватися другій половині посудини. Сифон (зігнута трубка з колінами різної довжини) встановлений в підставі лійки для управління швидкістю потоку в посудині. При забезпеченні постійної швидкості потоку у перекидачої посудини калібрування спрощується, а точність поліпшується. Поперемінне наповнення і скидання тривають на всьому протязі дощу, при кожному перекиданні магніт миттєво замикає контакти вимикача. В дощовому опадоміру типу RG13H в корпусі передбачений нагрівальний елемент для розтоплення снігу. Обігрів включається при температурі нижче +4°C (рис. 2.6) [20].

Рис. 2.6 Дощовий опадомір Vaisala RG13 і Vaisala РГ13

Датчик атмосферних опадів OTT Pluvio2. Вимірювання проводяться за принципом зважування.

Незалежно від того, що це: дрібний дощ, злива, град або сніг, новий автономний опадомір OTT Pluvio2 робить надійні і точні вимірювання як кількості, так і інтенсивності рідких, твердих і змішаних опадів.

Вимірювання проводиться за принципом зважування. На відміну від опадомірів інших виробників Pluvio2 вимірює вагу опадів у "ємності". Більшість з існуючих опадомірів інших виробників працюють по іншому принципу: накопичують воду або сніг і при досягненні деякого ваги перекидають чашку, тобто рахують кількість перекидань. На думку розробників, Pluvio2 вимірює вагу „ємності” незалежно від кількості води в ній, є основною його перевагою перед конкуруючими зразками. Крім того, він враховує такі фактори як температура і швидкість вітру, які можуть вплинути на результати вимірювань.

Для передачі даних використовуються послідовні інтерфейси SDI-12 або RS-485.

Як і всяка техніка, що володіє високою точністю, опадомір Pluvio2 потребує надійного захисту від впливів агресивного зовнішнього середовища. Тому прилад має аеродинамічний захисний корпус, виконаний з нержавіючої сталі (NIRO V2A) з можливістю блокування. Його несучі та захисні конструкції також відрізняються особливою міцністю (рис. 2.7).

Рис. 2.7 Датчик атмосферних опадів OTT Pluvio2

Датчик атмосферних опадів OTT Parsivel розроблений на основі оптичної системи (принцип дії якої грунтується на роботі лазера). Parsivel призначений для повного і надійного вимірювання всіх видів опадів. Прилад розпізнає і класифікує такі види опадів як дрібний дощ, дощ, дрібний град, град, сніг та змішані види опадів.

Вимірювання опадів проводиться сенсорною головкою, розробленої спеціально для цих цілей. Зазвичай, сенсорна головка розміщується на висоті близько 1 метра над поверхнею землі. Отримані в ході вимірів дані обробляються і зберігаються сучасним сигнальним процесором.

Спочатку надходять дані про розмір і швидкості кожної окремої частинки опадів, а потім на основі отриманих даних прилад вираховує:

- розмір опадів, що випали;

- кількість опадів, що випали;

- коефіцієнт розсіювання лазерного променя в потоці опадів (оцінка відбувається на основі обчислення загасання лазерного променя при відображенні його від спеціального рефлектора) ? умови видимості;

- кінетичну енергію;

- вид опадів.

Результати вимірювань можуть передаватися на контролер або ПК з послідовним інтерфейсом (рис. 2.8) [14].

Рис. 2.8 Датчик атмосферних опадів OTT Parsivel

Лазерний датчик опадів. Оптичний лазерний вимірювач гарантує точні вимірювання всіх типів опадів Визначається кількість, інтенсивність, а також D50 частинок і швидкість випадання. Головна перевага ? визначення частинок менше 0,16 мм в діаметрі.

Принцип вимірювання: лазер 785 нм, макс. 0,5 мВ оптичної потужності, клас 1M. Точність: ±0,5% (рис. 2.9).

Рис. 2.9 Лазерний датчик опадів

Ультразвуковий датчик висоти снігу. Міцна конструкція і добре забезпечений захист датчика роблять його відмінним рішенням для використання в суворих умовах. Прилад популярний і широко використовується в Європі, як на рівнині, так і в гірських районах. Ультразвуковий передавач розрахований на тривалий термін служби.

Вбудований температурний сенсор дозволяє проводити точні вимірювання в широкому діапазоні температур. Датчик точний і в умовах пухкого або свіжого снігу (рис. 2.10).

Рис. 2.10 Ультразвуковий датчик висоти снігу

Снігові ваги SSG. Система точно вимірює водний еквівалент снігу, зручно встановлюється на спеціальному каркасі. Ваги складаються з декількох алюмінієвих плат, під якими встановлені тензодатчики. Спеціальна конструкція плат і оптимальний підбір відстані між ними дозволяє мінімізувати ефект „крижаних перемичок” і залежність точності вимірів від температури. Ваги можна підключити до метеостанції або інших систем обробки сигналу (рис. 2.11) [11].



Рис. 2.11 Снігові ваги SSG

Сучасні прилади використовують багато розвинутих країн світу, оскільки в них висока точність, надійність поєднуються із простотою у використанні. Ці прилади дозволяють виконати точні вимірювання всіх типів атмосферних опадів, їх кількість, інтенсивність, а також швидкість випадання навіть у суворих умовах. Завдяки компактним розмірам, малій вазі та міцній конструкції вони особливо зручні для переносних вимірювань і тимчасової установки.

2.3 Спосіб різницевої інтигральної кривої для оцінки циклічних коливань явищ природи

Спосіб різницевої інтегральної кривої прямий для оцінки циклічних коливань багатьох явищ природи вперше був запропонований В.Г. Глушковим. В.Г. Андреянов вперше почав виробляти порівняльний аналіз різнорідного матеріалу на основі нормування різницевих інтегральних кривих модульних коефіцієнтів.

Спосіб обчислення різницевої інтегральної кривої полягає в тому, що спочатку для даного ряду спостережень виконується обчислення модульних коефіцієнтів



де M i - значення даного ряду, M сер - середнє значення ряду.

Потім визначають їх відхилення від середини К - 1 і нарешті, проводиться побудова інтегральної кривої шляхом послідовного підсумовування цих відхилень за виразом:

Таким чином різницева інтегральна крива являє собою наростаючу суму відхилень модульних коефіцієнтів від середньобагаторічного значення ряду на кінець кожного M i року.

Позитивні значення відхилень модульних коефіцієнтів при підсумовуванні за інтервал часу дають нахил різницевої інтегральної кривої вгору відносно горизонтальної лінії, а негативні їх значення - нахил кривої вниз.

Оцінюючи циклічні коливання досліджуваних елементів на основі різницевої інтегральної кривої, слід зазначити, що в ній не враховується циклічнийпроцес у нашому розумінні. Найбільш характерні відрізки кривої в такому процесі відповідають областям западин і вершин або найменшим і найбільшим їх значень. На різницевої ж інтегральної кривої ці положення в циклах, за рахунок підсумовування ординат в підвищених і знижених фазах, зміщуються. З цієї причини зміщуються і природні межі, які в повних циклах приймаються за найменшим значенням западин. Величина зсуву кордонів залежить від характеру структури циклічної мінливості досліджуваного елемента.

Оскільки циклічний процес принципово різний для різних взаємопов'язаних природних елементів (навіть для таких як атмосферні опади та річковий стік), внаслідок впливу підстилаючої поверхні, то величина зсуву фаз за результатами різницевої інтегральної кривої в цьому процесі виходить непорівнянної. Більш того, в умовах вікового ходу природного процесу різницева інтегральна крива призводить до неточності у визначенні підвищених і знижених фаз внутрівікових циклів, занижує або завищує їх значення, або зовсім їх не враховує. Так як середнє значення вікового циклу того чи іншого досліджуваного елемента відрізняється по знаку від середніх значень внутрівікового його циклів, то наприклад, на висхідній гілки цього циклу, на початку її розвитку, підвищені фази внутрівіковий циклів будуть або менш потужні, або зовсім втрачені, ніж у кінці її, і назад, для знижених фаз цих циклів. Очевидно, що на низхідній гілці вікового циклу підвищені та знижені фази циклів будуть мати зворотну послідовність.

У разі ходу зазначені неточності будуть посилюватися в залежності величини мінливість елементу. Таким чином, обчислення ординат від середини і будує за ними різницевої інтегральної кривої не відображає дійсних умов повного циклічного процесу [1].

3. Аналіз режиму випадання атмосферних опадів на території Бережанського району протягом 1980-2012 років

3.1 Характеристика метеорологічної мережі Бережанського району

Клімат Бережанського району, як і будь-якої території, формується під впливом сонячної радіації, циркуляції атмосфери та інших географічних факторів.

Істотний вплив на кліматичні умови Бережанщини має рельєф. Бережанщина входить до географічної зони Опілля. В основному територія рівнинна з широкими долинами і високими пагорбами, деякі сягають 450 м над рівнем моря. Відносно рівнинна поверхня Бережанського району сприяє вільному переміщенню повітряних мас по всій її території. Повітряні маси переносять хмари, що визначають умови зволоження. Пагорби мають специфічний режим опадів в залежності від експозиції, орієнтації схилів і висоти хребтів.

Циркуляція атмосфери на даній території району, так і на всій західній частині України, характеризується частим вторгненням повітряних мас з Атлантики і частим проходженням циклонів. Також відмічається вплив континентального і навіть арктичного повітря, а також антициклонів, особливо східноєвропейських.

Метеорологічна мережа в Бережанському району представлена метеорологічною станцією у місті Бережани, метеорологічним постом колективного господарства «Потутори» (с. Потутори, Бережанський район) і метеорологічним постом колективного господарства ім. В. Чапаєва (с. Урмань, Бережанський район) (рис. 3.1).



Рис.3.1 Картосхема метеорологічної мережі Бережанського району

Метеостанція Бережани була споруджена у 1930 році за польської влади, на відстані 3 км від міста в південно-східному напрямку. В 1940 році станція була перенесена на територію міста. Внаслідок вибуху порохового складу у роки Другої Світової війни станція та всі прилади були зруйновані. Лише у 1944 році роботу метеостанції було знову відновлено (рис. 3.2).

Метеостанція відноситься до 3-го розряду, тобто вона проводить спостереження за скороченою программою.

Кількість опадів на метеостанції вимірюють протягом року, 4 рази на добу, в такі строки спостережень: 03:00 год., 09:00 год., 15:00 год., 21:00 год. київського літнього часу за умов, якщо спостерігаються опади. Для вимірювання кількості опадів використовують опадомір Третякова.

Метеорологічний пост колективного господарства «Потутори» (с. Потутори, Бережанський район) - пункт, де провадять спостереження за температурою й тиском повітря, напрямком і силою вітру, опадами та іншими чинниками, що визначають зміну погоди. Пост давав можливість для даної місцевості, встановити оптимальні умови для вегетації сільськогосподарських культур. Метеопост виконував свою роботу з 1949 по 1992 роки.

Метеорологічний пост колективного господарства ім. В. Чапаєва (с. Урмань, Бережанський район) -створений 1952 році. Спостереження за опадами проводилося за допомогою дощомірів, пізніше - опадоміра Третякова. У 2000 році, у звязку із переходу колгоспу у приватну власність, пост перестав існувати.

Бережанському районі в середньому за рік випадає 600-660 мм. опадів, що є нормою. Їх розподіл по району характеризується значною строкатістю, що зумовлено впливом висоти та форм рельєфу. Для річного ходу характерне переважання опадів за теплий період, коли випадає близько 74-75% річної норми. Особливо дощовими є три літніх місяці.

В окремі роки кількість місячних опадів може досягати 200 мм або навіть знижуватись до 12-15 мм.

Тривалість снігового покриву на даній території 40-75 днів. В середньому він випадає в третій декаді листопада - першій декаді грудня і сходить у третій декаді березня. Взагалі сніговий покрив нестійкий. Внаслідок частих відлиг він іноді сходить по кілька разів за зиму. Середня багаторічна товщина снігового шару 14-18 см.

3.2 Аналіз середньої місячної кількості атмосерних опадів

Беручи до уваги дані про середньомісячні значення атмосферних опадів з усіх метеорологічних постів, які знаходяться у Бережанському районі протягом 1980-2012 років видно, що основна кількість опадів (75-85 % річної суми) на даній території випадає протягом теплого періоду (з квітня до жовтня). Найбільші середньомісячні значення опадів спостерігалась у літні місяці (рис.3.3), (додаток Д).

Рис. 3.2 Середня місячна кількість атмосферних опадів у Бережанському районі протягом 1980-2012 років

У кожному із літніх місяців розподіл кількості опадів за останні 32 роки мав свої особливості. Найбільше атмосферних опадів серед літніх місяців спостерігалося у червні, і становить 35 % їх загальної кількості, у липні 35% і у серпні також 30%. Найбільші місячні суми атмосферних опадів перевищують середньомісячні їх показники (78 мм ) вдвічі або втричі.

Для даного району дослідження простежуються і нетипові роки, у яких найбільші середньомісячні дані припадають не на літні місяці: осінь 1981 року, весна 1990 року, осінь 1992 року, весна 1994 року, весна 1995 року, осінь 2002 року, осінь 2003 року.

Найменші суми атмосферних опадів спостерігаються в січні і лютому. Середньомісячна їх кількість за період дослідження становить 32,6 мм. Однак в окремі роки мінімальні суми опадів можуть спостерігатися в інші місяці: вересень, жовтень, листопад 1982 року; вересень, жовтень, листопад 1986 року; серпень, вересень, жовтень, листопад 2000 року; жовтень, листопад 2010 року.

3.3 Аналіз середньорічної та багаторічної кількості атмосферних опадів

Для виявлення змін у режимі зволоження за останні роки ХХ ст та перші ХХІ (1980-2012 рр) , проведено порівняння річної кількості опадів за цей період з кліматологічною стандартною нормою у 600-660 мм (додаток Б).

В результаті порівняльного аналізу виявлено, що кількість атмосферних опадів, які перевищують норму приблизно на 200 мм, характерна для наступних років 1980 і 2010 роки, на 100 мм - 1981, 1985, 1992, 1994, 1998, 2001, 2008 рр. Кількість атмосферних опадів, які відхилилися від норми у бік зменшення приблизно на 100 мм - 1982, 1990, 2000, 2002, 2003, 2004, 2005, 2011 роки.

За проаналізований період спостережень найбільша річна кількість атмосферних опадів становить 983,5 мм і припадає на 1980 рік відповідно. Власне така річна кількість атмосферних опадів характерна для гірських районів України. Найменша кількість атмосферних опадів (400-450 мм) спостерігалась у 2002, 2003 і 2011 роках, що характерно для Азово-Чорноморського узбережжя України, а не для даного регіону (рис.3.3).



Рис. 3.3 Гістограма багаторічного розподілу атмосферних опадів у м. Бережани з 1980 по 2012 роки

Згідно даних із трьох метеорологічних постів у Бережанському районі, було побудовано різницево-інтегральні криві модульних коефіцієнтів середньої річної кількості атмосферних опадів. Візуально різницеві інтигральні криві по даних, з усіх метеорологічних постів збігаються, тому можна виявити хід сум атмосферних опадів (рис.3.4).

Рис.3.4 Різницева інтегральна крива модульних коефіцієнтів середньої річної кількості опадів у Бережанському районі (1980-2012 рр.)

Виходячи із побудованого графіка (рис.3.5) можна визначити періоди багаторічного коливання середньої річної кількості атмосферних опадів, які характерні для Бережанського району. У діапазоні спостереження чітко простежується період, який починається з 1980 року і закінчується 2002 роком. 22-річневий період характерезується багаторічними сумами опадів, які на

12 % перевищували багаторічну норму. Також спостерігається тенденція щодо збільшення сум опадів, починаючи з 1983 року, і захопила 2001 рік. Аналіз різницевої інтегральної кривої ходу атмосферних опадів показав, що період з 1980 по 2003 року був неоднорідним, спостерігалися неоднакова річна кількість опадів

Окремо може бути виділений період 2003-2012 років, протягом якого багаторічні суми опадів були менші за норму. Можна вважати, що початок цього періоду був посушлий, оскільки кількість атмосферних опадів не досягала норми приблизно на 22 % (2003-2006 рр.).

Таким чином середньорічна кількість атмосферних опадів за період з 1980 по 2012 рік становить приблизно 631,6 мм, що знаходиться у межах норми для даної території. Річний хід також стабільний, тобто найбільша кількість атмосферних опадів припадає на літо, коли спостерігаються інтенсивні грози і зливи, найменші- взимку.