Влажность воздуха
реклама
МИНСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РЕСПУБЛИКИ КАЗАХСТАН ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени ШАКАРИМА города СЕМЕЙ Документ СМК 3 УМКД УМКД 042-18-21.1.56/03уровня 2014 УМКД Редакция № ____ от Учебно –методические ____ материалы по дисциплине «Агрометеорология» УЧЕБНО – МЕТОДИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ДИСЦИПЛИНЫ «Агрометеорология» для специальности: 5В080100 «Агрономия» УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКИЕ МАТЕРИАЛЫ Семей – 2014 СОДЕРЖАНИЕ 1 Глоссарий 2 Лекции 3 Практические и лабораторные занятия 4 Курсовая работа (проект) 5 Самостоятельная работа обучающегося Лекция 1. Предмет, методы и задачи агрометеорологии Продукция сельскохозяйственного производства создается в природных условиях, неоднородных во времени и пространстве. Наиболее активны и изменчивы метеорологические условия, которые в значительной мере обусловливают величину, качество урожая и затраты на его производство. Поэтому агроном должен уметь оценивать фактические метеорологические условия и особенности микроклимата территории, прогнозировать их изменение на основании знаний физических основ явлений и процессов, происходящих в атмосфере и в ее приземном слое. Агрометеорология или сельскохозяйственная метеорология - это наука, которая изучает метеорологические условия в их взаимодействии с объектами и процессами сельскохозяйственного производства. Она сформировалась в конце Х1Х века как прикладная отрасль метеорологии науке об атмосфере - воздушной оболочке Земли. Метеорология изучает: состав, плотность, влажность воздуха, энергию Солнца, облачность, влажность, движение и преобразование воздушных масс, температуру, причины заморозков, ураганов, засух и других явлений, происходящих в атмосфере. Эти явления называют метеорологическими. Непрерывно изменяющееся состояние атмосферы называется погодой, которая характеризуется в конкретном пункте в данный момент совокупностью показателей, называемых метеорологическими элементами. Основными являются: атмосферное давление, температура и влажность воздуха, облачность, осадки, ветер, туманы, метели, грозы, видимость. Эти элементы получают в результате измерения и качественной оценки при метеорологических наблюдениях. Наблюдения регулярно проводятся на десятках тысяч метеорологических станций на всем Земном шаре. Значения метеорологических величин за определенный период характеризуют метеорологические условия или условия погоды. Многолетний режим погоды в определенном районе обусловлен его географическим положением и называется климатом. Климат, как одна из физико-географических харак-теристик, влияет на хозяйственную деятельность людей и изучается наукой климатологией, которая тесно связана с метеорологией. Агрометеорологическими факторами являются метеорологические и гидрологические величины, определяющие состояние и продуктивность сельскохозяйственных объектов. Таким образом, агрометеорология изучает погоду и климат применительно к практическим и теоретическим задачам сельского хозяйства. Основные задачи агрометеорологии. Задачи определяются требованием получения продукции сельского хозяйства с минимальными затратами. Основные задачи следующие: 1) исследование закономерностей формирования метеорологических условий в пространстве и во времени; 2) разработка методов количественной оценки влияния метеорологических факторов на развитие, состояние и продуктивность посевов, пастбищ, животных, распространение вре-дителей и болезней сельскохозяйственных культур; 3) разработка методов агрометеорологических прогнозов; 4) обоснование размещения новых сортов и гибридов культур и обоснование приемов более полного использования ресурсов климата; 5) разработка методов борьбы с неблагоприятными и опасными явлениями погоды и климата, изучение путей мелиорации микроклимата полей; 6) обоснование применения агротехнических приемов в соответствии с ожидаемыми погодными условиями. Методы исследований в агрометеорологии 1. Сопряженное наблюдение в полевых условиях за метеорологическими явлениями и растениями. Это позволяет устанавливать связь между погодой и ростом, развитием и урожайностью культур. Одновременно измеряются метеорологические показатели и проводятся наблюдения за растениями для оценки потребности растений в различные фазы вегетации в количестве тепла, влаги, света, выявляются критические температуры. 2. Учащенные сроки посевов. Изучаемый сорт растений высевают в разные сроки, через каждые 5-10 дней весной в конкретном месте и изучают их развитие и погодные условия. Условия погоды будут отличаться для одних и тех же периодов вегетации, что дает возможность определить оптимальные сроки сева сорта, определить влияние неблагоприятных явлений (заморозки, засуха и др.), изучить устойчивость растений. 3. Метод географических посевов. В разных климатических условиях высевают изучаемые сорта и оценивают по результатам полученных урожаев, какие районы оптимальны для каждого сорта. 4. Полевой эксперимент позволяет регулировать влажность и температуру почвы, высоту снежного покрова и находить наиболее благоприятные условия для возделывания культуры. 5. Дистанционные измерения с самолетов, спутников позволяют определять влажность почв, состояние посевов и другие характеристики на больших площадях в зависимости от при-родных условий. 6. Метод фитотронов дает возможность изучить влияние на растения различных параметров искусственного климата в лаборатории. 7. Математическое моделирование. Используются математические модели и статистический материал для описания процессов развития растений в зависимости от агрометеорологических условий. Лекция 2. Солнечная радиация Источник солнечной радиации - Солнце - раскаленный газовый шар объемом в 13 млн раз больше Земли и массой, составляющей 99,87% Солнечной системы. От Солнца до Земли доходит 1/2 миллиардная часть излучаемой энергии, т.е. на 1 км2 земной поверхности и атмосферы попадает 330 тыс. кВт. Для сравнения: Братская ГЭС дает 4 млн кВт в год, что равно поступлению солнечной радиации на 12 км2. Мощность потока солнечной радиации выражается в Международной системе единиц СИ в ваттах на 1 м2 (ранее - в калориях на 1 см2 за 1 мин = 698 Вт/м2). На верхнюю границу атмосферы, на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам, поступает количество радиации, равное примерно 1400 Вт/м2 (1,98 кал/см2 в 1 мин), что называют солнечной постоянной. На земной поверхности интенсивность прямой солнечной радиации ( I ) может быть от 1200 до 0 Вт/м2 в зависимости от широты и высоты места наблюдений, времени суток и года, величины поглощения радиации атмосферой. На горизонтальную поверхность приходит меньшее количество прямой радиации ( I1 ), в зависимости от высоты ( h ) Солнца над горизонтом: I1 = I sin h. В атмосфере наблюдается три вида потоков солнечной радиации: прямая, рассеянная и отраженная. Прямая – поступает от диска Солнца в виде пучка параллельных лучей. При прохождении через атмосферу, она частично рассеивается газами и аэрозольными примесями в воздухе (пыль водяной пар) и переходит в форму рассеянной радиации ( i ), которая составляет примерно 25% энергии общего потока солнечной радиации. Рассеиванием является частичное преобразование прямой радиации, имеющей направленное распространение, в радиацию, которая идет по всем направлениям. Значительная доля (более 70%) этой радиации также приходит к земной поверхности. Однако рассеянная радиация будет существенно отличаться от прямой, так как она идет не от солнечного диска, а от всего небесного свода. В связи с этим ее приток измеряют на горизонтальную поверхность. Рассеивание солнечной радиации в атмосфере дает рассеянный дневной свет, то есть вся атмосфера днем служит источником освещения и светло даже там, куда не попадают солнечные лучи или при сплошной облачности, закрывающей Солнце. Прямая солнечная радиация частично переходит в теплоту и идет на нагревание атмосферы. Прямая и рассеянная радиация действуют совместно и составляют суммарную радиацию ( Is ), которая достигает поверхности Земли, в большой степени поглощается ею и нагревает ее: Is = I sin h + i. Интенсивность суммарной радиации зависит от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и возрастает с увеличением высоты местности над уровнем моря и уменьшением географической широты. Облачность, не закрывающая солнечный диск, усиливает суммарную радиацию по сравнением с безоблачным небом. Облака нижнего яруса практически полностью не пропускают прямую радиацию и уменьшает суммарную. Рассеянной радиации поступает меньше, чем прямой. Количество ее в потоке суммарной радиации возрастает при загрязнении атмосферы, наличии снежного покрова и снижении Солнца над горизонтом. Отраженная ( Q ) - часть радиации, которая отражается облаками и поверхностью Земли, уходит в межпланетное пространство. Раздел метеорологии, изучающий потоки энергии Солнца, называется актинометрией. Для измерения солнечной радиации применяются актинометрические приборы: актинометр, пиранометр, альбедо-метр. Это термоэлектрические приборы, приемником радиации в которых служат термобатареи. В зависимости от интенсивности радиации между батареями создается разность температур и возникает электрический ток, измеряемый гальванометром. Актинометр служит для измерения прямой радиации, падающей на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам. Пиранометр служит для измерения суммарной и рассеянной радиации. Альбедометр - это пиранометр, по которому можно измерять и отраженную радиацию. Пиргеометрами измеряют величину длинноволнового излучения, балансомерами – алгебраическую сумму составляющих радиационного баланса. Люксметр – фотометрический прибор для измерения освещенности, фитактинометр и фитометры - для измерения ФАР. Спектральный состав солнечной радиации Солнечная радиация состоит из электромагнитных волн различной длины. В системе СИ длина волн измеряется в микрометрах (мкм) = 0,001 мм и нанометрах (нм) = 0,000001 мм. Спектр - это распределение солнечной энергии по длинам волн. Он делится на три части: ультрафиолетовую (менее 0,4 мкм), видимую (0,4 - 0,76 мкм) и инфракрасную (более 0,76 мкм). У верхней границы атмосферы видимая часть спектра составляет 46% всей радиации, инфракрасная - 47%, ультрафиолетовая - 7%. Видимая часть спектра создает освещенность. При прохождении света через призму, он разлагается на окрашенные лучи в порядке убывания длины волны: красного, оранжевого, желтого, зеленого, голубого, синего, фиолетового цвета. Инфракрасные лучи зрением не воспринимаются, производят тепловой эффект. При прохождении через атмосферу солнечная радиация ослабляется путем поглощения и рассеивания в атмосфере, изменяется ее спектральный состав. До поверхности Земли не доходит ультрафиолетовая радиация с длиной волны менее 0,29 мкм, которая поглощается озоном. Инфракрасную радиацию сильно поглощает углекислый газ, но его содержание в атмосфере незначительно, а основным поглотителем радиации является водяной пар. Также интенсивно поглощают радиацию аэрозоли. Всего в атмосфере поглощается до 20% солнечной радиации. Рассеивания существенно ослабляет видимые синие и фиолетовые лучи (в 16 раз сильнее, чем красные). В зависимости от высоты Солнца над горизонтом, солнечные лучи проходят через атмосферу разное расстояние. Чем меньше высота, тем больше путь лучей, тем больше поглощение и рассеивание радиации, тем больше изменяется ее спектраль-ный состав: понижается энергия наиболее коротковолновых лучей - синих и фиолетовых, преобладающими становятся желтые, красные. Поэтому, когда солнечный диск находится у горизонта, путь лучей велик и наблюдаются красные восходы и закаты Солнца. Влияние солнечной радиации на атмосферные процессы и биосферу Солнечная радиация - это основной источник энергии почти всех природных процессов в атмосфере и на поверхности Земли, один из главных климатообразующих факторов. Солнечная радиация неравномерно нагревает сушу и океаны, вызывает перемещение воздушных масс, перемешивание воздуха, что определяет постоянство газового состава атмосферы. Под действием нагревания испаряется огромное количество воды с поверхности водоемов, растений, почвы. Водяной пар, переносимый ветром с океанов и морей на сушу, является основным источником осадков, которые питают растения, формируют речную сеть. Энергия солнца является источником жизни на Земле. Растения превращают солнечную энергию в органическое вещество в процессе фотосинтеза. Живые организмы очень чувствительны к интенсивности радиации, спектральному составу, продолжительности освещенности. По реакции на интенсивность радиации все растения делятся на светолюбивые и теневыносливые. Недостаточная освещенность способствует полеганию зерновых культур, при густых посевах кукурузы и снижении поступления радиации уменьшается количество початков. С числом солнечных дней тесно связана сахаристость винограда, свеклы, яблок, чем больше радиации, тем больше масла в подсолнечнике. Продуктивность скота увеличивается с повышением ультрафиолетового излучения зимой. По реакции на продолжительность солнечного сияния растения условно подразделяются на: растения короткого дня, у которых цветение наступает при длине светового периода менее 12 ч. в сутки (капуста, конопля и др.); растения длинного дня, которым требуется более 12 ч. в сутки для цветения и дальнейшей вегетации (овес, пшеница, лук, морковь и др.); нейтральные к длине дня растения, которые развиваются при разной продолжительности освещенности (гречиха, виноград и др.). Для биологических процессов в растениях наибольшее влияние имеет радиация с длиной волны менее 4 мкм (ультрафиолетовая, фотосинтетически активная и ближняя инфра-красная). Ультрафиолетовая радиация способствует дифференциации клеток и тканей, замедляет их рост. На уровне моря и небольших высотах ее мало, в высокогорьях, выше 3-4 км, энергия фиолетовых лучей в 2-3 раза больше. При фотосинтезе используется не весь спектр радиации, а только его часть в интервале длин волн 0,38 - 0,71 мкм. Эту часть называют фотосинтетически активной радиацией (ФАР), которая является важнейшим фактором продуктивности растений. Для фотосинтеза необходима интенсивность солнечной радиации в пределах 20,9-34,9 Вт/м2. Эта величина называется компенсационной точкой. Ниже ее расход органического вещества на дыхание будет больше, чем его образование при фотосинтезе. До значений 209-279 Вт/м2 продук-тивность фотосинтеза возрастает, а далее - замедляется. Днем приход ФАР обычно превышает эти значения, но в густых посевах и насаждениях и в теплицах в пасмурные дни может быть недостаточной. Приход ФАР определяется по поступлению прямой и рассеянной радиации, определяемому приборами: R фар = 0,43 I1 + 0,57 i, где:I1 - прямая солнечная радиация (на горизонтальную поверхность); i рассеянная радиация. Радиационный баланс Солнечная радиация, которая приходит к земной поверхности, частично поглощается, частично отражается ею. Земля также сама излучает радиацию в атмосферу, а из атмосферы излучается инфракрасная радиация, главным образом (около 70%), в направлении к земной поверхности (встречное излучение атмосферы). Разность между приходящим и исходящим потоками энергии называется радиацонным балансом. Составляющими радиационного баланса являются следующие элементы коротковолновой и длинноволновой радиации. Суммарная радиация ( Is ), отраженная ( Q ), длинноволновое излучение Земли ( Ез ), длинноволновое излучение атмосферы или встречное излучение ( Еа ). Величина отраженной солнечной радиации от поверхности зависит от свойств этой поверхности. Отношение отраженной радиации ( Q ) ко всей приходящей называется отражательной способностью или альбедо ( А ) данной поверхности: А = Q : IS 100%. Альбедо зависит от цвета, шероховатости, влажности и других свойств поверхности. Для почв его значения колеблются в основном в пределах 10 30% (для влажного черно-зема – снижается до 5%, для сухого светлого песка может повыситься до 40%). Во всех случаях влажные почвы отражают радиацию меньше. Для растительного покрова харак-терны значения альбедо от 10 до 25%. Для свежего снега – до 95%, для загрязненного – ниже 50%. Для облаков – в среднем 50-60%, на верхней границе – до 80%. Земная поверхность излучает длинноволновую радиацию ( Ез ) в атмосферу непрерывно, а атмосфера отдает ( Еа ) ее. Разность этих двух потоков, которые характеризуют потерю тепла, называется эффективным излучением и выражается уравнением: Еэ = Ез - Еа, Эффективное излучение представляет собой потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью и именно оно измеряется пиргеометрами. С возрастанием облачности, увеличивается встречное излучение, а эффективное - убывает, то есть ночное охлаждение поверхности становится меньше. Днем эффективное излучение перекрывается поглощенной солнечной радиацией, поэтому и поверхность земли днем теплее. В средних широтах земная поверхность теряет при эффективном излучении примерно половину количества тепла, получаемого от поглощенной радиации. Эффективное излучение деятельного слоя зависит от температуры слоя, влажности и прозрачности воздуха, облачности. При повышении температуры поверхности Еэ увели-чивается, при возрастании влажности и температуры воздуха - уменьшается. Облака излучают почти также, как и деятельный слой земли и при сплошной плотной облачности Ез может быть примерно равно Еа и в этом случае Еэ = 0. Сильно ослабляет излучение земной поверхности атмосфера, поглощая его водяным паром и углекислым газом. При этом коротковолновое излучение атмосфера пропускает. Эта особенность атмосферы называется парниковым эффектом. Без атмосферы температура поверхности земли была бы на 38оС ниже. Уравнение радиационного баланса может быть представлено с учетом его составляющих в виде: R = Is - Q - Eз + Еа или R = IS - Q - Еэ, ночью: R =Еа – Ез= -Еэ, т.е. происходит охлаждение поверхности. Значение радиационного баланса изменяется от отрицательного ночью к положительному днем после восхода Солнца и высоте его над горизонтом 10 - 15о. От положительного к отрицательному он переходит перед заходом солнца при той же его высоте. При снежном покрове баланс становится положительным при высоте солнца около 20 –25о из-за боль-шого альбедо снега. Лекция 3. Температурный режим почв Солнечная радиация поглощается поверхностью Земли и преобразуется в тепло. Часть его расходуется на испарение воды и на нагревание приземного слоя воздуха при длинно-волновом излучении Земли, а остальное тепло переходит вглубь почв. Изменения температуры почв обусловлены неодинаковым количеством солнечной радиации, приходящей на поверхность в течение суток и года. Температура почвы оказывает большое влияние на развитие корневой системы, жизнедеятельность бактерий и микроорганизмов в почвах, на процессы поглощения растениями питательных веществ. Например, ранние яровые прорастают при 3-5 градусах, рис - при 12-15оС. Температура почвы влияет на развитие корней. Низкие температуры зимой на глубине узла кущения озимых могут вызвать их вымерзание. Для большинства сортов озимой пшеницы – это температура ниже –16оС, для ржи – ниже –22оС. Длительное нахождение озимых под снегом при температуре около 0 оС приводит к их выпреванию. При температуре около 10оС у овса, картофеля, редиса и других культур идет прирост биомассы, а у более теплолюбивых культур при такой температуре интенсивность фото-синтеза низкая. Высокая температура почвы приводит к вырождению клубней картофеля, у яровой пшеницы в период формирования цветков в таких условиях, при недостатке влаги, снижается урожай на 30%. Измерение температуры почвы проводят различными термометрами, конструкция которых зависит от цели наблюдений. Для измерения температуры поверхности почвы используют: 1) срочный напочвенный термометр (ртутный) для измерения в определенные сроки наблюдений. 2) максимальный, который показывает максимальную температуру почвы между наблюдениями (ртутный). 3) минимальный (спиртовой). Для измерения температуры пахотного слоя используется коленчатый термометр Савинова (ртутный). Измерение температуры на больших глубинах проводят почвенно-вытяжными термометрами (ртутные), а в последнее время - дистанционными электрическими. Тепловые свойства почв Температурный режим почвы в основном зависит прежде всего от ее теплоемкости и теплопроводности. Теплоемкость различают объемную и удельную (или весовую). Объемной теплоемкостью (Соб) называют количество тепла (в джоулях – Дж), необходимое для нагревания 1 м3 (градусы Кельвина). У 3 о большинства почв Соб = 2,05 - 2,51 Дж/(м К). Удельной теплоемкостью (Суд) называют количество тепла (Дж), Между ними есть зависимость: Соб = Суд d, где d - плотность почвы. Теплопроводность почвы - это способность почвы передавать тепло от слоя к слою. Мерой теплопроводности служит коэффициент теплопроводности, численно равный количеству тепла (Дж), проходящему за 1 сек через сечение в 1 м2 слоя толщиной 1 м при разности температур на границах слоя 1оС. Теплопроводность зависит от минералогического состава почвы, влажности, содержания воздуха в порах и органического вещества в почвах. Влажные почвы более теплопроводны, чем сухие. Светлые почвы меньше нагреваются, чем темные, так как больше отражают солнечной радиации. Средняя температура пахотного горизонта почв на глубине 0-5 см летом в дневные часы выше, чем температура воздуха на высоте 2 м. На глубине 20 см легкие почвы теплее воздуха, а тяжелые - холоднее на 1-2оС в течение всего лета. Осадки и полив увеличивают теплоемкость почв, ослабляют их нагревание и охлаждение. Суточный и годовой ход температуры почвы Суточным ходом называют изменения температуры в течение суток. Он обычно имеет один минимум и один максимум. В ясные дни на поверхности почвы минимальная температура наблюдается перед восходом солнца, максимальная - после 13 часов. Разность между ними называют амплитудой суточного хода. Летом она наибольшая, зимой – наименьшая. На амплитуду влияют: широта местности (чем меньше широта, тем больше амплитуда), экспозиция склона (на склонах, обращенных к югу и западу, амплитуда больше чем на склонах северной и восточной экспозиции), растительность, цвет почвы (у темных почв амплитуда больше, чем у светлых). Облачность существенно снижает амплитуду. Растительный покров уменьшает охлаждение почв ночью и препятствует нагреванию днем, поэтому суточная амплитуда под растительностью снижена и почва в общем холоднее, чем без растительности. Снежный покров защищает почву от охлаждения, так как излучение идет с поверхности снега и амплитуда температуры почвы под снегом незначительна. Под слоем снега в 50 см почва теплее обнаженной на 6-7оС и на 10о теплее, чем снег на верхней границе. Годовой ход температуры почвы определяется по средним месячным температурам поверхности или слоя почвы, характеризует изменения температуры в течение года, определяется по средним месячным значениям и зависит прежде всего от прихода солнечной радиации. На амплитуду в годовом ходе влияют те же факторы, что и в суточном. Распределение колебаний температуры вглубь почвы происходит в определенных закономерностях, которые выражаются законами Фурье. 1. Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают изменения температуры. Но, независимо от типа почв, период колебаний температуры с глубиной не изменяется. Это значит, что и на поверхности, и на глубинах суточный ход имеет интервал между двумя последовательными максимумами и минимумами 24 часа и годовой ход - 12 месяцев. 2. Амплитуда с глубиной уменьшается в геометрической прогрессии при увеличении глубины в прогрессии арифметической. Например, если на поверхности амплитуда составляет 30о, то на глубине 20 см – 5о, а на 40 см менее 1оС. Слой постоянной суточной температуры в средних широтах расположен на глубине 70-100 см. В годовом ходе колебания температуры убывают до 0: в полярных широтах - на глубине около 30 м, в средних широтах - на 15 - 20 м, в тропиках - на глубине 10 м. 3. Время наступления максимальных и минимальных температур и в суточном, и в годовом ходе запаздывает пропорционально увеличению глубины. Суточные экстремумы температур запаздывают на каждые 10 см глубины - на 2,5-3,5 часа, годовые - на каждый метр глубины - на 20-30 суток. Температуру почвы можно регулировать для целей сельского хозяйства. Например, рыхление почв снижает их температуру, задержание снега, мульчирование, орошение, создание лесных полос - увеличивает, защищает от промерзания. Температурный режим воздуха Распределение температуры воздуха и его непрерывные изменения называют тепловым или температурным режимом атмосферы. Эта важнейшая составляющая климата определяется главным образом теплообменом между воздухом и окружающей средой. Окружающей средой является космическое пространство, соприкасающиеся воздушные массы и слои воздуха, земная поверхность. В растениях и у животных физиологические процессы идут в определенных диапазонах температур. Существуют температурные пределы жизнедеятельности растений – биологический минимум и максимум, между ними - зона оптимальных температур. Эти значения зависят от биологических особенностей культур. Значительный прирост биомассы происходит при повышении температур от минимума к максимуму до определенного предела. Дальнейшее повышение приводит к угнетению и гибели растений. Температурные условия во многом определяют также состояние, поведение и продуктивность животных. Для них так же существуют оптимальные температурные пределы, при этом состояние комфорта, охлаждения или перегрева зависят и от влажности воздуха, ветра, облачности. Методы измерения температуры воздуха. Измерение температуры воздуха на метеорологических станциях проводят термометрами, которые устанавливаются в метеорологической (психрометрической) будке, защищающей их от солнечной радиации, теплового излучения Земли, осадков, ветра. Будка устанавливается на подставке высотой 175 см, чтобы термометры находились на уровне 2 м. Психрометрические термометры служат для измерений в срок наблюдений, укрепляются вертикально. Они ртутные с шарообразным резервуаром, цена деления шкалы 0,2 градуса, точность отсчета 0,1. Максимальный и минимальный - для определения экстремальных температур, спиртовые. Максимальный термометр укладывается с небольшим уклоном в сторону резервуара, минимальный - горизонтально. Для непрерывной записи температуры используют термограф, для дистанционных измерений электрические термометры сопротивления Процессы нагревания и охлаждения приземной атмосферы Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы, который определяется прежде всего теплообменом между воздухом атмосферы и окружающей средой. Окружающей средой при этом является космическое пространство, соседние массы и слои воздуха, земная поверхность. Теплообмен осуществляется тремя основными путями: 1) радиационным - то есть, при излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, поверхности земли и других атмосферных слоев; 2) путем теплопроводности - молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы; 3) обмен теплом между воздухом и землей может происходить при испарении и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара. Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с поверхностью земли и при турбулентном перемешивании воздуха. Перемешивание воздуха обеспечивает очень быструю передачу тепла от одних слоев атмосферы к другим и между подстилающей поверхностью и воздухом. Например, если идет охлаждение воздуха от земли, то из-за турбулентности происходит постоянная смена охладившегося воздуха на более теплый, поддерживается разность температур между воздухом и поверхностью земли, что обеспечивает непрерывность процесса передачи тепла. В результате этого охлаждение воздуха над поверхностью будет не так уж и велико, но будет распространяться на большие объемы и потеря тепла земной поверхностью окажется больше, чем при отсутствии турбулентности. Подобные изменения температуры в определенном объеме воздуха можно назвать индивидуальными. В конкретном месте на земной поверхности температура воздуха меняется не только в процессе теплообмена, но и вследствие притока воздуха из других территорий, где он имеет свою температуру. Такой приток воздуха называется адвекцией, а изменения температуры - адвективными. Если приходит более теплый воздух, то говорят об адвекции тепла, если более холодный - об адвекции холода. Изменения температуры в конкретной географической точке, которые измеряются на метеорологических станциях, называют локальными. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру, будет показывать индивидуальное изменение температуры в массе воздуха. В тропосфере, где мы обитаем, температура воздуха с высотой в среднем уменьшается на 0,5 градуса на каждые 100 м. Изменение температуры на 100 м высоты называют вертикальным градиентом температуры (ВГТ). Он изменяется от времени года, суток, высоты над уровнем моря, облачности, характера поверхности. ВГТ имеет положительное значение при уменьшении температуры с высотой, равен нулю - если температура не изменяется (изотермия), отрицательное - при повышении температуры с высотой (инверсия). Приземные инверсии температуры над поверхностью суши чаще всего возникают вследствие ночного радиационного охлаждения от земной поверхности и называются радиационными. Мощность инверсионного слоя зависит от продолжительности выхолаживания и интенсивности турбулентности. При сильной турбулентности охлажденный воздух быстро рассеивается, поэтому приземные инверсии образуются в ясные безветренные ночи (что характерно для антициклонов) и в переходные сезоны - весной, летом - могут привести к заморозкам. Дневное прогревание воздуха разрушает инверсию, но зимой она может сохраняться несколько суток, ослабевая днем и усиливаясь от ночи к ночи. Рельеф может усиливать инверсию. В понижениях воздух застаивается и сильнее охлаждается по сравнению с ровной поверхностью или с повышениями. Характеристика температурного режима территории. Суточный и годовой ход температуры воздуха В суточном ходе температура воздуха меняется в зависимости от температуры поверхности земли, от нее нагревается и охлаждается. Минимум температуры наблюдается перед восходом солнца, максимум - в 14-15 часов. Эта закономерность проявляется только в условиях устойчивой ясной погоды. Она существенно нарушается при вторжении теплых и холодных воздушных масс, изменении облачности. По этим причинам минимум может наблюдаться днем, а максимум - ночью. То есть, регулярный суточный ход изменяется или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, на севере Европы в январе вероятность того, что суточный максимум температуры будет после полу-ночи, составляет 24%, и только 13% - что он придется на 12 - 14 часов. Даже в тропиках, где подобные нарушения суточного хода наблюдаются реже, чем в умеренных широтах, максимум температуры бывает после полудня только в 50% случаев. В агрометеорологии и климатологии обычно рассматривают средние показатели за многолетний период наблюдений. Средние температуры это среднее арифметическое из температур во все сроки наблюдений. На метеорологических станциях температуру воздуха измеряют 8 раз в сутки, по результатам определяют среднюю суточную. Средняя месячная температура - это среднее арифметическое суточных темпера-тур за все дни месяца. Средняя годовая - среднее арифметическое из средних суточных или средних месячных температур за весь год. При расчете средних показателей суточного хода температур непериодические изменения погашаются и графическая кривая суточных температур имеет простой синусоидальный характер. Амплитуды суточных температур обусловлены степенью нагревания и охлаждения земной поверхности, что зависит прежде всего от облачности. В ясную погоду амплитуда значительно больше, чем в пасмурную. Суточная амплитуда температуры воздуха изменяется также по широте местности, сезонам, характера поверхности и рельефа. Зимой она меньше, чем летом, с увеличением широты - убывает, так как уменьшается высота солнца над горизонтом. На широте 20о средняя годовая амплитуда - около 12оС, на широте 70о - только 3оС. Наибольшие амплитуды температур возможны в тропических и субтропических пустынях - более 20 градусов в ясные дни, над океанами - до 3 градусов, над сушей в глубине континентов - до 22. На выпуклых формах рельефа (вершины и склоны гор, холмов) амплитуда меньше, чем на равнинах, в понижениях (долины, овраги) - больше. Причина в том, что с выпуклых форм воздух быстро сносится и заменяется новым, а в вогнутых масса воздуха застаивается, дольше соприкасаясь с земной поверхностью, нагревается и охлаждается от нее. В годовом ходе температура воздуха меняется, так как все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее. Средние многолетние температуры летних месяцев выше, чем зимних. Амплитуда годовых температур рассчитывается по разности средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяцев. Она растет прямо пропорционально географической широте в соответствии с величиной притока солнечной радиации на сушу. Над океанами вдали от берегов такие изменения амплитуды меньше. Эти закономерности нарушаются при переносе воздушных масс с моря на сушу и наоборот. При этом массы континентального происхождения обусловливают повышение амплитуды, а морские ее снижают. Естественно, что климат над морем, характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, называется морским, в отличие от континентального над сушей с большими годовыми амплитудами. С удалением от морей и океанов вглубь материков амплитуды растут, иначе говоря, растет континентальность климата. Амплитуда температур характеризует степень континентальности климата. Например, для морского климата Ирландии амплитуда годового хода 8 градусов, для континентального в Якутии - 67о. Экстремумы температур, суммы температур Экстремальные температуры - абсолютные максимумы и минимумы дают представление о возможных неблагоприятных условиях для растений и животных. По многолетним данным наблюдений рассчитывают средние максимальные и минимальные температуры. Суммы температур характеризуют в условных единицах количество тепла в данном месте за определенный период и показываю термические ресурсы. Для сельскохозяйственной оценки этих ресурсов используются суммы активных температур ( tакт ) – это суммы температур выше биологического минимума (нуля) для культуры. Они показывают обеспеченность теплом культур в период активной вегетации. Для озимых рассчитывают сумму температур выше 5оС, для яровых – чаще всего – выше 10о. При расчетах берутся месяцы со среднесуточной температурой ( tсут ) в течение месяца (сред-няя месячная температура) выше биологического минимума, эти значения температур умножаются на число дней в месяце и арифметически складываются. Для оценки потребности растений в тепле используются суммы эффективных температур ( tэфф ) – количество тепла, выраженное суммой средних суточных температур ( t.сут.), уменьшенное на величину биологического минимума для растений данного сорта или гибрида. Например, для озимых зерновых биологический минимум принимают равным 5оС. Тогда за количество дней месяца вегетации ( N ): tэфф = (t сут – 5о N. По этим данным составляются карты для выбора оптимальных термических условий выращивания культур (размещение, сроки начала и конца вегетации и др.). Тепловой баланс деятельного слоя Земли Нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются прежде всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями Земной поверхности. Поэтому колебания температуры воздуха в нижнем слое атмосферы определяются главным образом изменениями температуры поверхности и следуют за ними. Почва, вода, растительность, снег, лед и др. непрерывно, разными путями получают и отдают тепло: вверх, в атмосферу и - вниз, в нижние слои почвы, воды. На Земную поверхность поступают: суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, которые поглощаются, идут на нагревание поверхности сверху путем теплопроводности. Поверхность нагревается также при конденсации водяного пара из воздуха и выделении скрытого тепла. Теряется тепло при излучении, путем теплопроводности с поверхности и из более глубоких слоев, при испарении воды, когда тепло переходит в скрытое состояние. В любой промежуток времени от поверхности Земли уходит вверх или вниз такое же количество тепла, какое за это время поступает сверху и снизу, вследствие закона сохранения энергии. Таким образом, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла должна быть равна нулю, что и выражается уравнением теплового баланса. Тепловой баланс характеризует соотношение прихода и расхода энергии в слое. Для светлого времени суток в радиационном балансе ( В ) учитываются: турбулентный поток тепла от подстилающей поверхности к атмосфере ( Р ), поток тепла от поверхности к нижележащим горизонтам почв ( А ), поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды: испарение конденсация (FW, где: L - скрытая теплота паро-образования, L = 2520 кДж/кг, W- количество испарившейся воды за расчетный период). Уравнение теплового баланса: В = Р+ А + LW. Смысл уравнения заключается в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла. При влажной почве под посевами затраты тепла на испарение больше, чем на нагревание воздуха турбулентными потоками и почвы. При снижении влажности, испарение уменьшается, нагревание увеличивается. Измерение теплового баланса посевов позволяет более точно оценивать метеорологический режим полей. Лекция 4. Почвенная влага. Испарение Почвенная влага. Вода необходима для растений и получают они ее в основном из почвы. Поэтому агрометеорология изучает влажность почвы, закономерности ее формирования и изменения во времени и пространстве в различных зонах. Вода связывается почвой с разной степенью прочности, поэтому запасы влаги в разных почвах могут различаться при одинаковой их влажности. При снижении количества воды в почве до определенного предела, растение начинает завядать. Влажность почвы, при которой тургор растений не восстанавливается, называется влажностью устойчивого завядания. Эта величина практически не зависит от особенностей растений и определяется свойствами почв. Чем мельче частицы почвы, чем больше капиллярных пор и органического вещества, тем больше в почве прочносвязанной воды, недоступной для растений и выше значения влажности завядания. Например, устойчивое завядание наступает при влажности: песка - до 1,5%, суглинка до 12%, глины - до 20%, торфа - до 50%. Используемая растениями влага называется продуктивной (Wпрод) – это количество воды, содержащееся в почве сверх влажности устойчивого завядания (Wзавяд) Запасы продуктивной влаги выражаются высотой слоя воды в миллиметрах. Для расчета запасов ее используют формулу: Wпрод. = 0,1dH (Wфакт - Wзавяд), где: 0,1 - коэффициент для перевода количества воды в мм слоя; d - объемная масса почвы, г/см3; Н - толщина слоя почвы, для которого производится расчет, см, Wфакт – влажность почвы во время определения, % от массы почвы; Wзавяд - влажность устойчивого завядания, %. В агрометеорологии запасы воды на полях дают в мм слоя продуктивной влаги и определяют на постах для каждых 10 см профиля почв до глубины 1 м. Кроме влажности завядания определяют различную влагоемкость почв: полную, капиллярную и наименьшую. Полная влагоемкость определяется при заполнении водой всех пор в почве. Капиллярная - при заполнении только пор-капилляров, размером менее 1 мм, при подъеме грунтовых вод от уровня их залегания. Наименьшая влагоемкость - это такое количество воды, которое может удержать почва, исключая гравитационную воду (ранее называлась как предельная полевая влагоемкость). До этого состояния увлажняется почва при орошении. Основные методы определения влажности почв термостатно-весовой и различные дистанционные. Весовой наиболее точный, но и трудоемкий. Заключается он в следующем: отбирают образцы почв через каждые 10 см до нужной глубины почвенным буром, образец помещают в алюминиевые стаканы с крышками и взвешивают с точностью до 0,1 г, высушивают в стаканах в термостате при 105оС до постоянного веса (до 8 часов), рассчитывают влажность в % по разности веса: W = [(Р1 - Р2) : Р2 где: Р1 -вес до высушивания, г; Р2 -вес после высушивания, г. Дистанционные методы измерения влажности почв менее точные, используются на оросительных системах для автоматического включения их для полива. Водный баланс поля. Количество воды, получаемое растениями, определяется многими факторами, которые обусловливают ее расход, приход и перераспределение. Динамика запасов влаги в почве является элементом водного баланса суши в годовом кругообороте. Упрощенно - это разность между приходом и расходом воды на конкретной территории. Основным элементом прихода ( Wприх.), при отсутствии орошения или осушения, являются: осадки ( А ), приток в почву от грун-товых вод ( Мг ), приток поверхностных вод ( Мп ), внутри-почвенный приток ( Мвп ), конденсация водяного пара в почве из воздуха атмосферы ( Мк ). Расходуется вода (Wрасх.) на: испарение растениями (транспирацию) и - с поверхности почвы, которые часто учитываются как суммарное водопотребление ( Е ), отток за пределы корнеобитаемого слоя ( Ф ), поверхностный сток ( С ), внутрипочвенный сток ( Сп ). Эти элементы составляют водный баланс, который можно представить в виде уравнения: Wнач. - Wкон. = Wприх. - Wрасх. = = (А+ Мг + Мп + Мвп + Мк) - (Е + Ф + С + Сп), где: Wнач. - начальный запас влаги; Wкон. - запас в конце периода наблюдений. Чаще всего для упрощения расчетов используют основные элементы, преобладающие по величинам: Wприх. – Wрасх. = (А + Мг + Мвп) – Е. Испарение. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу в результате испарения с поверхностей воды, почвы и растений. Испарение воды растениями называется транспирацией, а испарение с почвы и растений - суммарным испарением. При испарении отдельные молекулы воды отрываются от водного зеркала или влажной почвы и переходят в воздух как молекулы водяного пара. В воздухе они распространяются во все стороны от источника испарения вследствие собственного движения молекул, осуществляя молекулярную диффузию, а также вместе с общим переносом воздуха. В горизонтальном направлении воздух переносится ветром, в вертикальном - турбулентными вихрями, возникающими из-за разности температур воздуха. Одновременно с испарением происходит обратный процесс перехода молекул водяного пара из воздуха в воду или в почву. Испарение прекращается при достижении подвижного равновесия, при котором количество отрывающихся молекул становится равным возвращающемуся из воздуха. Такое состояние называется насыщением, а воздух, содержащий такое количество водяного пара, - насыщенным. Чем выше температура воздуха, тем больше он может содержать водяного пара. На каждые 10оС повышения температуры воздуха, содержание пара в состоянии насыщения удваивается. Например, при t = 30о воздух может содержать водяного пара в 7 раз больше, чем при t = 0о. Капли жидкой воды в облаках и туманах часто находятся в переохлажденном состоянии (до –10о), поэтому в атмосфере вода и лед могут находиться одновременно (в смешанных облаках). Испарение зависит главным образом от температуры испаряющей поверхности, влажности воздуха, скорости ветра и атмосферного давления. Годовая сумма испарения с поверхности Мирового океана 450 тыс.м3, суши 70 тыс.м3. Количественно испарение характеризуется скоростью: это масса воды, которая испаряется в единицу времени с единицы площади. Скорость испарения с водной поверхности увеличивается с увеличением ее температуры, дефицита водяного пара над ней и скорости ветра. Меньше влияет атмосферное давление, прозрачность воды (обратно пропорционально), прямая солнечная радиация (прямо пропорционально). Скорость испарения с поверхности почвы прежде всего зависит от температуры почвы, влажности воздуха, скорости ветра, количества воды в почве, физических свойств почвы, состояния поверхности, растительности. Наибольшее испарение при прочих равных условиях будет с поверхности темных (сильнее нагреваемых, чем светлые) влажных почв с плохой структурой, лишенных растительности при низкой влажности воздуха и сильном ветре. Скорость испарения воды растениями (транспирация) определяется теми же факторами, что и с поверхности почв, но она меньше. Растения, благодаря собственным регулирующим системам, могут экономить воду, уменьшая транспирацию. Однако в целом общий расход воды может составлять более 800 кг на образование 1 кг зеленой массы. Испарение воды с поверхности почвы и растений, называемое суммарным испарением, обусловлено мощностью растительного покрова, биологическими особенностями растений, глубиной корневой системы и др. Рассматривая количество воды, которое испаряется в конкретном месте, различают фактическое испарение и возможное или испаряемость. Фактическое испарение может быть значительно меньше возможного по метеорологическим условиям (например, в пустыне испаряется очень мало влаги из-за ее отсутствия). Чтобы иметь представление о предельно возможном испарении в конкретных условиях, определяют испаряемость. Особенно это важно, например, для расчета оросительных мероприятий. Испаряемость это максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги. Эта величина может быть достигнута в естественных условиях при испарении с поверхности водоема или избыточно увлажненной почвы. Измеряют испарение испарителями или рассчитывают по уравнениям теплового или водного баланса. В качестве испарителей используют бассейны площадью 20 и 100 м2, 3000 см2, для почв - 500 см2. Почвенный испаритель состоит из двух металлических цилиндров, внешний установлен до глубины 53 см, внутренний, с почвенным монолитом с ненарушенной структурой и растительностью, - до 50 см. Дно внутреннего цилиндра имеет отверстия для слива избытка влаги. Каждые 5 суток внутренний цилиндр с почвой вынимают и взвешивают. Испарение (Е, мм) рассчитывают по формуле: Е q1 - q2) - W +A, где: 0,02 - коэффициент для перевода граммов в мм слоя воды; q1 - вес испарителя предыдущий, г; q2 - вес испарителя в настоящий момент, г; W количество воды под цилиндром, мм; А - количество выпавших осадков, мм (за период между определениями). Наибольшие колебания испарения в течение суток наблюдаются летом с максимумом в 14 часов и минимумом - перед восходом Солнца. В полярных областях, при низких температурах, испаряемость составляет менее 100 мм в год, в Центральной Европе - около 400 мм, в Москве - 420 мм. В Средней Азии, на фоне высоких летних температур и боль-шого дефицита влажности, испаряемость доходит до 1800 мм в год, а в Сахаре, в 500 км от атлантического побережья, - 3000 мм. Одна из важных задач агротехники – сокращение непроизводительного испарения воды из почв. Для этого применяют различные приемы, которые позволяют нарушить почвенную капиллярность, через которую идет испарение: раннюю вспашку и боронование (закрытие влаги), рыхление междурядий пропашных культур. Применение ранней вспашки предотвращает также поверхностный сток в 2 - 5 раз (чем южнее, тем больше). Эффективна осенняя безотвальная вспашка, после которой растительные остатки на поверхности действуют как мульчирующий слой. Лесные полосы защищают поля, снижая скорость ветра, что увеличивает влажность воздуха и снижает испарение. Лекция 5. Влажность воздуха. Облака. Осадки. Влажность воздуха. Влажность воздуха - это содержание водяного пара в воздухе. Оно в значительной степени зависит от того, сколько воды испаряется с земной поверхности в данных климатических условиях (температуры приземных слоев воздуха, скорости ветра, области формирования воздушных масс, господствующие воздушные течения). С водяным паром в атмосфере, с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое, связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Содержание водяного пара в воздухе существенно влияет на тепловые условия в приземном слое. Водяной пар сильно поглощает инфракрасную радиацию, излучаемую Землей, и сам ее излучает в обратном направлении. Это уменьшает ночное охлаждение нижних слоев воздуха. На испарение воды с поверхности затрачивается большое количество тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло выделяется в воздух. Облака, образующиеся в процессе конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию. Осадки, выпадающие из облаков, являются важным элементом погоды и климата. Влажность воздуха оказывает большое влияние на растения. Высокий дефицит насыщения пара вызывает резкое усиление испарения с поверхности почвы и транспирацию растений. Длительное действие на растения воздуха с относительной влажностью менее 30% вызывает усыхание листьев, что ведет к потерям урожая. Повышенная влажность воздуха вызывает развитие болезней сельскохозяйственных культур, например, фитофторы картофеля, томатов, белой гнили подсолнечника, ржавчины зерновых культур и др. Влажность воздуха характеризуется следующими величинами: Абсолютная влажность ( ) - количество граммов водяного пара в 1 м3 воздуха, выраженное в г/м3. Упругость водяного пара или парциальное давление ( е ) - давление, которое имел бы этот пар, если бы он один занимал объем, равный объему воздуха при данной температуре. Выражается в гектопаскалях (гПа). До 1980 г. - в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах (1 гПа = 1 мб = 0,75 мм). Чем теплее воздух, тем больше водяного пара он может содержать и тем больше в нем упругость водяного пара. У земной поверхности она изменяется от сотых долей мб при очень низких температурах (в Антарктиде, Якутии) до 35 мб (у экватора). Максимальная упругость водяного пара или упругость насыщения ( Е ) максимально возможная при данной температуре упругость водяного пара в мм или мб или, проще, максимальное количество воды в виде пара в граммах, которое может содержаться в воздухе при этой температуре. Величина Е существенно увеличивается с ростом температуры. Ее значение при разных температурах можно найти в Психрометрических таблицах (1963) или в таблице «Максимальная упру-гость водяного пара» (в разделе «Метеорологические приборы»). Относительная влажность ( r ) – отношение упругости водяного пара ( е ), которое содержится в воздухе, к максимальной упругости ( Е ) при определенной температуре воздуха, выражается в % : r = (е : E Величина относительной влажности применяется для оценки благоприятности условий произрастания культур. При одинаковом парциальном давлении пара, например 12 гПа, при температуре воздуха 10оС относительная влажность воздуха будет 98%, а при t = 30оС - только 28%. Наоборот, при уменьшении температуры относительная влажность увеличивается. Дефицит влажности или недостаток насыщения ( d ) - это разность между упругостью насыщения ( Е ) при данной температуре воздуха и фактической упругостью ( е ): d = Е – е, гПа (мм, мб). Дефицит насыщения комплексно характеризует условия температуры и влажности воздуха, так как Е зависит от температуры, а е – от содержания в воздухе водяного пара. Точка росы - такая температура, при которой воздух становится насыщенным или температура, до которой надо охладить воздух, чтобы он стал насыщенным водяным паром. Точку росы можно найти по специальной таблице “Максимальная упругость водяного пара”, зная упругость водяного пара. Так как в момент точки росы водяной пар достигает насыщения, е = Е, то по значению “e” можно найти соответствующую температуру, которая и будет точкой росы. Облака. Облака являются источником осадков, уменьшают солнечную радиацию, поэтому существенно влияют на растения и животных. Наблюдения за облаками позволяет прогнозировать изменения погоды и уточнять прогнозы для местных условий. Водяной пар конденсируется или сублимируется в атмосфере и образует облака, состоящие преимущественно из мельчайших капель воды, ледяных кристаллов и их смеси. Малый их размер определяет скорость падения, равную долям сантиметра в секунду, уравновешивается восходящими движениями воздуха и длительное время остаются взвешенными. Облака переносятся воздушными течениями, испаряются при уменьшении относительной влажности в воздухе. В определенных условиях капли облаков укрупняются, утяжеляются и начинают выпадать в виде осадков. Существование облаков может продолжаться до десятков минут. Это значит, что капли облака испарились. Облака не являются неизменными образованиями, состоящими из одних и тех же частиц, они постоянно находятся в состоянии формирования и исчезновения. Длительно существует процесс конденсации и испарения, а облако является видимой частью общей массы воды, участвующей в этом процессе. По своему строению облака могут быть водяные, смешанные и ледяные. Водяные (капельные) облака состоят только из капель, могут существовать при температурах ниже нуля (до –10оС), когда капли находятся в переохлажденном состоянии. Смешанные облака содержат смесь капель и ледяных кристаллов при умеренных отрицательных температурах. Ледяные (кристаллические) облака состоят только из ледяных кристаллов при низких температурах (ниже –30оС). Содержание воды в облаках невелико, несмотря на наличие сотен капель в кубическом сантиметре, так как размер их мал. В водяном облаке содержится от 0,2 до 5 г воды на м3 воздуха, а в кристаллическом - сотые и тысячные доли грамма. Облака имеют разнообразные формы, могут их менять под воздействием атмосферных процессов. В результате много-летних наблюдений на Земном шаре создана международная классификация облаков по их внешнему виду и высоте расположения. По этой классификации они делятся на 4 семейства и 10 родов (форм): 1. Облака верхнего яруса (в полярных широтах распространены на высоте от 3 до 8 км, в умеренных - от 5 до 13 км, в тропических - от 6 до 18 км): 1) перистые - Cirrus (сокращенное обозначение - Ci), 2) перисто-кучевые - Cirrocumulus (Cc), 3) перисто-слоистые - Cirrostratus (Cs). 2. Облака среднего яруса (в полярных широтах - от 2 до 4 км, в умеренных - от 2 до 7 км, в тропических - от 2 до 8 км): 4) высококучевые - Altokumulus (Ac), 5) высоко-слоистые - Altostratus (As). 3. Облака нижнего яруса (во всех широтах - до высоты 2 км): 6) слоистые - Stratus (St), 7) слоисто-кучевые - Stratocumulus (Sc), 8) слоисто-дождевые - Nimbostratus (Ns). 4. Облака вертикального развития. Высота от 0,5 до 6 и более км: 9) кучевые - Cumulus (Cu), 10) кучево-дождевые - Cumulonimbus (Cb). Формы облаков подразделяются на виды и разновидности по внешнему виду, условиям образования, окраске, характеру выпадения осадков, оптическим явлениям, плотности. Определяют их по Атласу облаков. Облака верхнего яруса расположены в тропосфере, состоят из ледяных кристаллов, белые, полупрозрачные, почти не затеняют солнечный свет. Перистые облака выглядят как отдельные нити, гряды или полосы волокнистой структуры. Перисто-кучевые представляют собой гряды или пласты с ясно выраженной структурой из мелких хлопьев, шариков, завитков, барашков, часто похожи на рябь на поверхности воды. Перистослоистые облака имеют вид прозрачной белесоватой вуали, закрывающей небо, иногда в них различается волокнистая структура. Эти облака часто дают оптические явления - “гало” - светлые круги вокруг дисков луны и солнца или светлые дуги. Такие явления создаются при преломлении света в ледяных кристаллах и отражении света от их граней. В среднем ярусе высококучевые облака белого, серого цвета, выглядят как пласты или гряды, состоящие из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами. Они тонкие, но солнце затеняют. Высокослоистые облака, находясь в среднем ярусе, могут проникать в верхний ярус, вертикальная их мощность достигает нескольких километров. Они закрывают небо целиком или частично молочно-серым покровом, сквозь который видны размытые диски светил. Это типичные смешанные облака, дающие зимой мелкий снег, а летом осадки испаряются, не достигая земли. Слоистые облака нижнего яруса самые низкие, на равнине могут быть всего в нескольких десятках метров над землей. Они однородного серого цвета, летом - капельного строения, дают морось, зимой при низких отрицательных температурах из них могут выпадать ледяные иглы, снежные зерна, мелкий снег. Слоисто-кучевые облака имеют вид серых, беловатых гряд или слоев из дисков, валов, с более темными участками. Чаще всего облака состоят из мелких однородных капель, переохлажденных при отрицательных температурах, не дают осадков. Слоисто-дождевые облака имеют общее происхождение с высокослоистыми, но имеют более мощный слой в несколько километров от нижнего в средний и даже - в верхний ярус. Внизу они содержат капли и снежинки, поэтому цвет их серый, выпадает обложной дождь или снег. Кучевые облака расположены в нижнем и среднем ярусах, плотные, с резко очерченными краями, в виде холмов, куполов, башен белого цвета на солнце. Основания их темные, часто горизонтальные. Они состоят только из капель, осадков не дают. Кучево-дождевые (грозовые, ливневые) облака являются следующей стадией развития кучевых. Это мощные массы, сильно развитые по вертикали от нижнего до верхнего яруса, в виде гор и башен с приплюснутыми вершинами (формы наковален). Облака вверху состоят из кристаллов льда, внизу - из кристаллов и капель, дают осадки ливневого характера летом, часто - с градом, грозовыми явлениями, а зимой - сильный густой снег, крупу. Под основанием кучево-дождевых облаков часто наблюдаются скопления разорванных слоистых или кучевых облаков. При наблюдениях на метеорологических станциях определяют форму облаков, высоту нижней границы, облачность - степень покрытия неба облаками в баллах от 0 до 10 (если покрыто облаками 75% неба - облачность составляет 7,5 балла). Осадки. Источником осадков является водяной пар атмосферы, который при конденсации образует облака. Выпадение осадков из облаков происходит при укрупнении капель воды или кристаллов льда до размеров, при которых они уже не могут оставаться во взвешенном состоянии и начинают падать. Рост капель происходит преимущественно за счет слияния крупных с мелкими при столкновении. В холодном климате, когда в облаках находятся и капли воды, и кристаллы льда, рост кристаллов происходит за счет испарения капель воды. Атмосферные осадки подразделяются по характеру выпадения на: обложные, ливневые и моросящие. Различают: жидкие, твердые и смешанные осадки. Обложной дождь выпадает в основном из слоисто-дождевых облаков длительное время непрерывно или с небольшими перерывами и охватывает большую территорию. Ливневой дождь выпадает из кучево-дождевых облаков за короткое время на небольшой территории и сопровождается часто сильным ветром. Интенсивность ливня ( а ) определяется высотой слоя осадков (h, мм), выпавших за промежуток времени (t, мин): а = h : t, мм/мин. Морось - осадки, состоящие из очень мелких капель, не образующих кругов при падении на водную поверхность, выпадают из плотных слоистых облаков. Смешанные осадки - это мокрый снег с дождем. Твердые осадки: снег, снежная крупа, снежные зерна, ледяной дождь, град. Обложной снег выпадает из слоисто-дождевых облаков, другие - из кучево-дождевых облаков. Снег, выпавший при отрицательных температурах, образует на земной поверхности снежный покров. Наличие его и продолжительность залегания зависят от широты местности. На Крайнем Севере снежный покров лежит до 10 месяцев, в Средней Азии устойчивого снежного покрова не бывает. Состояние снежного покрова характеризуется его высотой, плотностью и залеганием. Высота обусловлена количеством выпавшего снега и может быть более 2 м (Камчатка, Сахалин). В Центральных и Северных районах России, в Европе - 0,5...0,6 м. Плотность снежного покрова - это отношение массы снега к его объему. Свежевыпавший снег имеет плотность 0,01 г/см3, слежавшийся и тающий - до 0,6 г/см3. Залегание снежного покрова зависит от рельефа местности, вида поверхности, скорости ветра. Эти факторы определяют неравномерность залегания: высокие сугробы и оголенные поверхности. Снежный покров обладает большим альбедо (отражает до 95% солнечной радиации сразу после выпадения и до 35% - в загрязненном состоянии), малой теплопроводностью. Коэффициент теплопроводности увеличивается прямо пропорционально плотности и при средних ее значениях (0,2 г/см3) составляет 0,126 - 0,251 Вт/м на градус. Эта величина в 10 раз меньше, чем у почв. Снежный покров имеет большое значение для сельского хозяйства. Он является источником запасов воды в почве, необходимых для растений, защищает от вымерзания озимые и многолетние травы, корневую систему плодовых и ягодных культур. Например, при температуре воздуха -30 градусов и высоте снежного покрова 10 см температура почвы на глубине 3 см (где расположен узел кущения озимых) равна -16о, а при высоте снега 40 см - до -9оС. Для увеличения высоты снежного покрова используют приемы снегозадержания путем устройства кулис из высоко-стебельных растений, оставляемых на зиму (кукуруза, подсол-нечник), сохраняют стерню, создают лесные полосы, снежные валы и др. Эти приемы позволяют снизить скорость ветра и способствуют оседанию снега на поверхности почвы, а не сдуванию его. Лекция 7. Ветер. Общая циркуляция атмосферы Ветер - это движение воздуха относительно земной поверхности, в котором преобладает горизонтальная состаляющая. Когда рассматривается восходящее или нисходящее движение ветра, учитывается также и вертикальная составляющая. Ветер характеризуется направлением, скоростью и порывистостью. Причиной возникновения ветра является различие атмосферного давления в разных точках, определяемое горизонтальным барическим градиентом. Давление неодинаково прежде всего из-за разной степени нагревания и охлаждения воздуха и уменьшается с высотой. Для представ-ления о распределении давления на поверхности Земного шара, на географические карты наносят давление, измеренное в одно время в разных пунктах и приведенное к одинаковой высоте (например, к уровню моря). Пункты с одинаковым давлением соединяют линиями изобарами. Таким образом выявляются области повышенного (антициклоны) и пониженного (циклоны) давления, направления их передвижения для прогнозирования погоды. По изобарам можно определить величину изменения давления с расстоянием. В метеорологии принято понятие горизонтального барического градиента - это изменение давления на 100 км по горизонтальной линии, перпендикулярной изобарам от высокого давления к низкому. Это изменение составляет обычно 1-2 гПа/100 км. Движение воздуха происходит в направлении градиента, но не по прямой, а сложнее, что обусловлено взаимодействием сил, отклоняющих воздух за счет вращения земли и трения. Под влиянием вращения Земли движение воздуха отклоняется от барического градиента вправо в северном полушарии, влево - в южном. Наибольшая величина отклонения наблюдается на полюсах, а на экваторе - близка к нулю. Сила трения умень-шает и скорость ветра, и отклонение от градиента в результате соприкосновения с поверхностью, а также - внутри воздушной массы из-за разной скоростей в слоях атмосферы. Совместное влияние этих сил отклоняет ветер от градиента над сушей на 45-55о, над морем - на 70-80о. С увеличением высоты увеличивается скорость ветра и его отклонение до 90о на уровне около 1 км. Скорость ветра измеряется обычно в м/сек, реже - в км/час и баллах. За направление принимается то, откуда дует ветер, определяемое в румбах (их 16) или угловых градусах. Для наблюдений за ветром используется флюгер, который устанавливается на высоте 10-12 м. Ручной анемометр используют для кратковременных наблюдений за скоростью в полевых опытах. Анеморумбометр позволяет дистанционно измерять направление и скорость ветра, анеморумбограф непрерывно регистрирует эти показатели. Суточный ход скорости ветра над океанами почти не наблюдается и хорошо выражен над сушей: в конце ночи - минимум, после полудня максимум. Годовой ход определя-ется закономерностями общей циркуляции атмосферы и различается по районам Земного шара. Например, в Европе летом - минимальная скорость ветра, зимой - максимальная. В Восточной Сибири - наоборот. Направление ветра в конкретном месте меняется часто, но, если учитывать повторяемость ветров разных румбов, то можно определить, что некоторые бывают чаще. Для такого изучения направлений применяется график, называемый розой ветров. На каждой прямой всех румбов откладывают наблюдаемое число случаев ветра за нужный период и соединяют полученные значения на румбах линиями. Ветер способствует поддержанию постоянства газового состава атмосферы, перемешивая массы воздуха, переносит влажный морской воздух вглубь материков, обеспечивая их влагой. Неблагоприятное действие ветра для сельского хозяйства может проявляться в усилении испарения с поверхности почвы, вызывая засуху, возможна ветровая эрозия почв при больших скоростях ветра. Скорость и направление ветра необходимо учитывать при опылении полей ядохимикатами, при орошении дождевальными установками. Направление господствующих ветров надо знать при закладке лесных полос, снегозадержании. Местные ветры. Местными ветрами называют ветры, характерные только для определенных географических районов. Они имеют особое значение по своему влиянию на погодные условия, происхождение их различно. Бризы - ветры у береговой линии морей и больших озер, которые имеют резкую суточную смену направления. Днем морской бриз дует на берег с моря, а ночью - береговой бриз дует с суши на море (рис.2). Они ярко выражены при ясной погоде в теплое время года, когда общий перенос воздуха слабый. В других случаях, например при прохождении цикло-нов, бризы могут маскироваться более сильными течениями. Движение ветра при бризах наблюдается в нескольких сотнях метров (до 1- 2 км), со средней скоростью 3 - 5 м/сек, а в тропиках - и более, проникая на десятки километров вглубь суши или моря. Развитие бризов связано с суточным ходом температуры поверхности суши. Днем суша нагревается сильнее, чем поверхность воды, давление над ней становится ниже и формируется перенос воздуха с моря на сушу. Ночью суша охлаждается быстрее и сильнее, воздух переносится с суши на море. Дневной бриз понижает температуру и увеличивает относительную влажность, что особенно резко выражено в тропиках. Например, в Западной Африке при движении морского воздуха на сушу температура может снизиться на 10оС и более, а относительная влажность - повышается на 40%. Бризы наблюдаются также на побережьях больших озер: Ладожского, Онежского, Байкал, Севан и др., а также - на больших реках. Однако в этих районах бризы меньше по своему горизонтальному и вертикальному развитию. Горно-долинные ветры наблюдаются в горных системах главным образом летом и схожи с бризами по своей суточной периодичности. Днем они дуют вверх по долине и по склонам гор в результате нагревания солнцем, а ночью, при охлаждении, воздух стекает вниз по склонам. Ночное движение воздуха может вызвать заморозки, что особенно опасно весной в период цветения садов. Фён - теплый и сухой ветер, дующий с гор в долины. При этом значительно повышается температура воздуха и падает его влажность, иногда очень быстро. Они наблюдаются в Альпах, на Западном Кавказе, на Южном берегу Крыма, в горах Средней Азии, Якутии, на восточных склонах Скалистых гор и в других горных системах. Фён образуется при пересечении хребта воздушным течением . Так как с подветренной стороны создается разрежение, воздух засасывается вниз в виде нисходящего ветра. Опускающийся воздух нагревается по сухоадиабатическому закону: на 1оС на каждые 100 м спуска. Например, если на высоте 3000 м воздух имел температуру -8о и относительную влажность 100%, то, спустившись в долину, он нагреется до 22о, а влажность снизится до 17%. Если воздух поднимается по наветренному склону, то происходит кондесация водяного пара и образуются облака, выпадают осадки, а спускающийся воздух будет еще более сухим. Продолжительность фенов - от нескольких часов до нескольких суток. Фен может вызвать интенсивное таяние снегов и наводнения, иссушает почвы, растительность вплоть до их гибели. Бора - это сильный, холодный, порывистый ветер, который дует с низких горных хребтов в сторону более теплого моря. Наиболее известна бора в Новороссийской бухте Черного моря и на Адриатическом побережье в районе г.Триеста. Сходны с борой по происхождению и проявлению норд в районе г.Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции, нортсер в Мексиканском заливе. Бора возникает при прохождении холодных масс воздуха через прибрежный хребет. Воздух стекает вниз под силой тяжести, развивая скорость более 20 м/сек, при этом сильно понижается температура, иногда больше чем на 25оС. Бора затухает в нескольких километрах от берега, но иногда может захватывать значительную часть моря. В Новороссийске бора наблюдается около 45 дней в году, чаще с ноября по март, с продолжительностью до 3 суток, редко - до недели. Общая циркуляция атмосферы Общая циркуляция атмосферы - это сложная система крупных воздушных течений, которые переносят очень большие массы воздуха над Земным шаром. В атмосфере у земной поверхности в полярных и тропических широтах наблюдается восточный перенос, в умеренных широтах - западный. Движение воздушных масс осложняется в результате вращения Земли, а также рельефом и воздействием областей высокого и низкого давления. Отклонение ветров от господствующих направлений составляет до 70о. В процессе нагревания и охлаждения огромных масс воздуха над Земным шаром образуются области высокого и низкого давления, определяющие направление планетарных воздушных течений. По многолетним средним величинам давления на уровне моря выявлены следующие закономерности. По обе стороны от экватора располагается зона низкого давления (в январе между 15о северной широты и 25о южной широты, в июле - от 35о с.ш. до 5о ю.ш.). Эта зона, называемая экваториальной депрессией, распространяется больше на то полушарие, где в данном месяце лето. В направлении к северу и югу от нее давление растет и максимальных значений достигает в субтропических зонах повышенного давления (в январе - на 30 - 32о северной и южной широты, в июле - на 33-37о с.ш. и 26-30о ю.ш.). От субтропиков к умеренным зонам давление падает, особенно существенно - в южном полушарии. Минимум давления находится в двух субполярных зонах низкого давления (75-65о с.ш. и 60-65о ю.ш.). Дальше по направлению к полюсам давление вновь растет. В соответствии с изменениями давления располагается и меридиональный барический градиент. Он направлен от субтропиков с одной стороны - к экватору, с другой - к субполярным широтам, от полюсов субполярным широтам. С этим согласуется и зональное направление ветров. Над Атлантическим, Тихим и Индийским океанами очень часто дуют северо-восточные и юго-восточные ветры - пассаты. Западные ветры в южном полушарии, на широтах 40-60о, огибают весь океан. В северном полушарии в умеренных широтах западные ветры постоянно выражены только над океанами, а над материками направления сложнее, хотя западные также преобладают. Восточные ветры полярных широт отчетливо наблюдаются только по окраинам Антарктиды. На юге, востоке и севере Азии происходит резкое изменение направления ветров от января к июлю - это районы муссонов. Причины возникновения муссонов аналогичны причинам образования бризов. Летом материк Азии сильно нагревается и над ним распространяется область низкого давления, куда устремляются воздушные массы с океана. Образующийся летний муссон обуславливает выпадение больших количеств осадков, часто ливневого характера. Зимой над Азией устанавливается высокое давление из-за более интенсивного охлаждения суши, по сравнению с океаном и холодный воздух движется на океан, формируя зимний муссон с ясной сухой погодой. Муссоны проникают более чем на 1000 км в слое над сушей до 3-5 км. Воздушные массы и их классификация. Воздушная масса - это очень большое количество воздуха, которое занимает площадь в миллионы квадратных кило-метров. В процессе общей циркуляции атмосферы воздух расчленяется на отдельные воздушные массы, которые остаются длительное время над обширной территорией, приобретают определенные свойства и обусловливают различ-ные типы погоды. Перемещаясь в другие области Земли, эти массы приносят с собой свой режим погоды. Преобладание в конкретном районе воздушных масс определенного типа (типов) создает характерный климатический режим района. Основные различия воздушных масс: температура, влажность, характер облачности, запыленность. Например, летом над океанами воздух влажнее, холоднее, чище, чем над сушей на той же широте. Чем дольше воздух находится над одной территорией, тем сильнее он подвергается изменениям, поэтому воздушные массы классифицируются по географическим зонам, где они сформировались. Выделяют основные типы: 1) арктические (антарктические), которые перемещаются с полюсов, из зон высокого давления; 2) умеренных широт “полярные” - в север-ном и южном полушариях; 3) тропические - перемещаются из субтропиков и тропиков в умеренные широты; 4) экваториальные - формируются над экватором. В каждом типе выделяют морской и континентальный подтипы, различающиеся прежде всего по температуре и влажности в пределах типа. Воздух, находясь в постоянном движении, переходит из района формирования в соседние и постепенно меняет свойства под влиянием подстилающей поверхности, постепенно переходя в массу другого типа. Этот процесс называется трансформацией. Холодными воздушными массами называют такие, которые перемещаются на более теплую поверхность. Они вызывают похолодание в районах, куда приходят. Сами они при движении прогреваются от земной поверхности, поэтому внутри масс возникают большие вертикальные градиенты температуры и развивается конвекция с образованием кучевых и кучеводождевых облаков и выпадением ливневых осадков. Воздушные массы, движущиеся на более холодную поверхность, называются теплыми массами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу. Конвекция в них не развивается и преобладают слоистые облака. Соседние воздушные массы разделены между собой переходными зонами, которые сильно наклонены к поверхности Земли. Эти зоны называют фронтами. Лекция 8. Фронты в атмосфере. Циклоны, антициклоны. Прогноз погоды Фронт (фронтальная зона) - это полоса перехода между двумя воздушными массами с различными свойствами, шириной в несколько десятков километров и длиной в тысячи километров. От пересечения с земной поверхностью - линии фронта, эта полоса находится под очень малым углом (доли градуса) к земле и прослеживается на высоте в несколько километров. Теплая воздушная масса находится над холодной. Главные фронты разделяют основные типы масс воздуха в географических зонах. Это арктические, полярные и тропические фронты. Выделяются также фронты, которые разделяют массы, отличающиеся по температуре. Теплый фронт при движении теплого воздуха на холодный. Холодный фронт - более холодная масса воздуха клином продвигается под теплую. Теплая воздушная масса, надвигаясь на холодную, постепенно поднимается, водяной пар в ней начинает конденсироваться, образуя облака и осадки. В передней части фронта, в самой его верхней части формируются и двигаются перистые облака (Ci,), за ними - перисто-слоистые (Cs), высокослоистые (As) и, ниже всех, слоисто-дождевые (Ns) с обложными осадками малой интенсивности в полосе перед фронтом на протяжении нескольких сотен километров. Таким образом, по смене облаков возможно предсказание изменений погоды. Холодный воздух при холодном фронте активно вытесняет теплый вверх, быстро образуются облака вертикального развития - кучевые (Cu, Ac), кучево-дождевые (Cb), которые дают ливневые осадки, град при резком усилении ветра. Огромные волны в атмосфере возникают в воздушных массах по обе стороны от фронта и вызывают образование атмосферных вихрей с областями низкого давления - это циклоны (на синоптической карте центр их обозначается буквой Н) и с областями высокого давления - антициклоны ( В ). Циклон развивается на атмосферных фронтах, в него вовлекаются обе воздушные массы, разделяемые фронтом. Большинство циклонов возникает на полярных фронтах. Сначала на фронте возникают волны из-за различий в отклонениях направления движения масс на разных участках. Более теплая масса вторгается в холодную, образуя теплый фронт. За теплой массой наступает холодная, возникает холодный фронт. Волна развивается, в ней формируется вращательное движение воздуха вокруг центра с наименьшим давлением, которое направлено в северном полушарии против часовой стрелки. В центре преобладают восходящие потоки и давление продолжает понижаться. Размер хорошо развитого циклона в поперечнике достигает 3 тыс. км. Циклон перемещается по направлению распространения теплой воздушной массы со скоростью 400-800 км в сутки летом и до 1000 км/сут - зимой. Скорость второго, холодного, выше, между двумя фронтами в циклоне расстояние постепенно сокращается, через несколько дней он догоняет теплый фронт и образуется сложный фронт смыкания - окклюзии. На этом заканчивается развитие циклона, он начинает разрушаться. С момента образования циклона до его разрушения проходит обычно несколько суток. Погода в циклоне неоднородна и зависит от его части. Вообще, при прохождении циклона усиливается ветер и постепенно меняется его направление, увеличивается облачность и осадки. Если циклон проходит над каким-то районом южной частью, то ветер меняется с южного на юго-западный и северо-западный; если северной частью - то - с юго-восточного на восточный и северо-восточный, затем северный. В передней части циклона преобладают ветры южной составляющей, в тыловой - северной. С этим связаны колебания температуры воздуха (в юго-восточной части она повышается, в северо-западной наблюдается похолодание, облаков становится меньше). В передней части циклона осадки обложные, выпадающие из облаков теплого фронта, в тыловой – ливневые, характерные для кучево-дождевых облаков холодного фронта. Между циклонами возникают антициклоны. Их размеры и скорости сходны с характерными для циклонов. В заключительной стадии развития антициклоны становятся малоподвижными и сохраняются дольше, чем циклоны. Это особенно заметно зимой над материками умеренных широт, прежде всего - над Азией (сибирский антициклон). В субтропиках неподвижные антициклоны наблюдаются над океанами (азорский максимум). Подвижные антициклоны часто образуются в Арктике и спускаются в умеренные широты, обусловливая похолодания. В антициклоне фронтов нет, давление к центру увеличивается, воздух движется от центра по часовой стрелке в северном полушарии. В центре антициклона воздух опускается и нагревается, поэтому погода на территории им занимаемой сухая и ясная. Летом возможны атмосферные засухи, зимой глубокие приземные инверсии. Погода и её прогноз. Погода - это непрерывно меняющееся состояние атмосферы. В конкретный момент в данном месте погода характеризуется совокупностью значений метеорологических показателей и отличается большим разнообразием и изменчивостью. Различают периодические и непериодические изменения погоды. Периодические - это изменения, обусловленные суточным и годовым ходом метеорологических величин, то есть изменения, которые зависят от суточного вращения земли и годового обращения вокруг Солнца. Непериодические изменения погоды обусловлены переносом воздушных масс, которые нарушают закономерности суточного и годового хода метеорологических показателей. Например, при пере-ходе от весны к лету происходит постепенное потепление, которое может быть нарушено резким похолоданием в результате вторжения арктического воздуха и днем может быть холоднее, чем ночью. Этим нарушается суточный ход температур, а, если похолодание устойчивое, то нарушается и годовой ход. Таким образом, погода зависит от времени суток, времени года и от свойств воздушных масс над данным районом. Прогнозирование погоды основано на анализе физических процессов в атмосфере в конкретный период с учетом их направленности в пространстве и интенсивности во времени. Анализ проводится по синоптическим картам. Cиноптическая карта (от греческого sinoptikos – обозримый одновременно) дает представление о состоянии погоды в конкретный момент на большой территории. Синоптическая карта - это географическая карта, на которой нанесены условными обозначениями метеорологические станции с их номерами и данные наблюдений (давление, температура воздуха, осадки, направление и скорость ветра, облачность и др.). В каждой стране имеется государственная сеть метеорологических станций. Станции расположены по возможности равномерно в местах, характерных для районов. На всех станциях в определенные часы суток проводятся наблюдения за метеорологическими элементами, с использованием однотипных приборов и по единой методике. Таким образом создана единая метеорологическая сеть на Земном шаре, которая позволяет изучать географическое распределение метеорологических элементов и сравнивать состояние погоды и климата в различных районах. Данные, полученные на метеостанциях, наносят на карту 4 раза в сутки и более, и по ним устанавливается фактическое состояние атмосферы в момент наблюдений. Последовательное сопоставление карт позволяет определить направление и скорость перемещения воздушных масс (и их трансформацию), циклонов и антициклонов, фронтов и связанных с ними изменений погоды. На основании анализа карт и составляется прогноз погоды, называемый синоптическим. Краткосрочный (до 3 суток) прогноз составляется по картам текущих наблюдений. При этом предполагается, что в течение некоторого промежутка времени атмосферные процессы будут происходить с теми же скоростями, какие наблюдались ранее. Такая экстраполяция уточняется с учетом многолетнего анализа связей между атмосферными процессами. Поскольку количественно все взаимодействия учесть невозможно даже с использованием компьютерной техники, прогнозы не всегда оправдываются, возможны ошибки. Еще более сложной является задача долгосрочных прогнозов - на неделю, месяц, сезон. Они составляются по результатам многолетних наблюдений с учетом аналогов погодных процессов, наблюдаемых ранее, и их повторяемости. Долго-срочные прогнозы еще менее точны, так как даже небольшие различия в начале развития атмосферных процессов могут вызвать совершенно иное их течение, по сравнению со средними многолетними. С 40-х годов проводятся наблюдения на различных высотах (аэрологические) и составляются высотные карты, характеризующие состояние слоев свободной атмосферы, изменение воздушной массы с высотой. Используются данные спутниковой информации, которая особенно важна для областей над океанами, где нет метеостанций. Служба погоды в России существует почти 130 лет. Она была создана для предупреждения флота о штормах. В настоящее время Гидрометеорологический центр России составляет прогнозы погоды для страны и мира. Краткосрочные оправдываются примерно на 85%, долгосрочные - на 65%. Авиационные метеостанции ежесуточно дают более 17 тыс. прогнозов по маршрутам полетов. Создана Всемирная служба погоды для обмена информацией о погоде и прогнозах на Земном шаре. Все данные наблюдений передаются в мировые центры: Москву, Вашинг-тон, Мельбурн и – в 25 региональных центра. Лекция 8. Опасные для сельского хозяйства метеорологические явления и меры защиты от них Некоторые явления погоды могут быть опасными для растений и животных, причинять ущерб сельскому хозяйству. К ним относятся: заморозки, засухи и суховеи, пыльные бури, ливни, град и др. Их необходимо прогнозировать и принимать возможные меры для предотвращения неблагоприятных последствий. Заморозки - это понижение температуры воздуха в приземном слое до 0 С и ниже на фоне положительных средних суточных температур. Для некоторых культур опасными и повреждающими могут быть низкие положительные температуры, которые в дальнейшем мы также относим к заморозкам. о Сведения о заморозках используются для обоснования размещения растений, установления сроков сева и уборки, селекции на устойчивость к заморозкам, разработки мер защиты растений от заморозков. Опасны для сельскохозяйственных культур только поздние весенние и ранние осенние, которые совпадают с периодом вегетации культур, а для субтропических культур - зимние заморозки. Выделяют три типа заморозков по характеру процессов, их вызывающих и погодных условий, их сопровождающих: адвективные, радиационные и адвективно-радиационные. 1) адвективные заморозки возникают при вторжении холодного воздуха из Арктики и вызывают понижение температуры воздуха от поверхности земли до больших высот. Амплитуда суточных температур небольшая, различие их в приземном слое (2 м) незначительно. Заморозки могут длиться 3-4 суток, охватывая большие территории, и мало зависят от местных условий. 2) радиационные заморозки обусловлены интенсивным охлаждением поверхности в результате излучения в ясные безветренные ночи при невысоких средних суточных температурах. В приземном слое образуется инверсия температур: на высоте 2 м она выше на 2,5 - 4,5оС, чем у поверхности земли. Разница тем больше, чем выше континентальность климата. В лесу при этих заморозках температура на 2-3 градуса выше, чем на полях. Понижение температуры воздуха будет тем больше, чем меньше он насыщен водяным паром. При достижении точки росы начинается конденсация водяного пара с высвобождением скрытой теплоты парообразования и дальнейшее снижение температуры существенно замедляется. 3) адвективно-радиационные заморозки образуются при вторжении холодного воздуха и дальнейшего ночного охлаждения поверхности при ясном небе. Наблюдаются в конце весны - начале лета, ранней осенью, совпадая с периодом вегетации. Продолжительность их 3-4 часа в конце ночи и может увеличиваться в зависимости от рельефа. В низинах происходит застой и приток холодного воздуха, поэтому температура опускается ниже, чем на равнинах, и сохраняется дольше. Возможно развитие заморозков, которые обусловлены перечисленными причинами, но при общей положительной температуре воздуха. То есть они проявляются незаметно, снижение температуры до 0 и ниже наблюдается на поверхности растений и связано с дополнительным охлаждением при транспирации и длинноволновом излучении растениями. Все заморозки можно подразделить на: слабые - с температурой около 0 С, средние - до -3оС, сильные - ниже -3оС. Влияние рельефа наиболее заметно при втором и третьем типах заморозков. Холоднее в нижних частях склонов, в долинах, замкнутых котловинах, где температура ниже, чем на равнинах на 3-6 и более градусов, а период без заморозков короче. Заморозки наблюдаются и в тропиках, в горных районах. В Африке зона заморозков расположена севернее 12-14о северной широты и южнее 12-18о ю.ш. В о Южной Америке, в Бразилии - южнее 13о ю.ш. Во Вьетнаме, Лаосе, Бирме, Непале заморозки отмечаются раз в 10 лет. Степень повреждения растений заморозками зависит от степени их интенсивности и продолжительности, от вида и сорта растения, фазы развития, структуры посева. Выделяют 5 экологических групп сельскохозяйственных культур по устойчивости к низким температурам. 1. Наиболее устойчивые, переносящие короткие заморозки до -7-10оС в начале вегетации. Это ранние яровые и зернобобовые культуры. В период колошения повреждаются при t = -3-4оС, во время цветения - при -1-2оС. Зерно повреждается в фазе молочной спелости при -2-4оС. 2. Устойчивые, которые выдерживают заморозки в начале вегетации до -5-7 , при цветении - до -2оС. Это корнеплоды, лен, некоторые масличные. о 3. Среднеустойчивые выдерживают при всходах до -4о, при цветении до -2о. Это соя, редис. 4. Малоустойчивые не повреждаются до -2о, при цветении - около 0оС. К ним относятся картофель, кукуруза, сорго. 5. Неустойчивые теплолюбивые повреждаются при -0,5-1,5оС: гречиха, фасоль, рис, хлопчатник, бахчевые, арахис. Для плодовых и ягодных культур заморозки особенно опасны во время цветения, образования завязей. Критическими температурами для них являются -1-2оС. Вероятность заморозков и продолжительность безморозного периода зависит от широты местности и континентальности климата. В полярных широтах заморозки наблюдаются и летом. В умеренной зоне на севере заморозков нет в течение 85-90 дней, на юге - до 280 дней. В Восточной Сибири, Казахстане заморозки могут быть летом, в субтропиках - зимой. В горных районах окончание заморозков опаздывает с высотой на 2-4 дня на каждые 100 м. На берегах морей продолжительность периода без заморозков увеличивается на 25-35 дней. Заморозки предсказывают по вторжению арктического воздуха и его продвижению на основании анализа синоптических карт. Метеорологические центры дают предупреж-дения для больших территорий. Местные условия могут заметно отличаться (на 3-5оС), поэтому прогноз уточняется для конкретной территории. Для этого производят необхо-димые расчеты по формулам, например, по формуле Михалевского, графикам (В.И.Виткевич, 1966, стр.271-276). Защита от заморозков проводится с древних времен. Наиболее распространенный способ защиты растений от заморозков - дымление. Из-за температурной инверсии дым не уходит вверх, растекаясь над поверхностью. При этом обогревается воздух, дымовая завеса уменьшает излучение, конденсируется влага на частицах дыма с выделением тепла, защищает от прямых солнечных лучей и резкого нагревания растений. Если ткани растений замерзли, то под дымом оттаивание идет медленнее и степень повреждения снижается. Для дымления используют влажную траву, торф и др. Тепловой эффект при дымлении - до 2оС. Вентиляция подогретым воздухом мощными установками (типа авиационных двигателей) позволяет перемешивать холодные приземные слои с более теплыми и высокими, нарушая инверсию. Такие установки применяются для защиты ценных культур. Недостатком метода является небольшой радиус действия и значительная энергоемкость. Полив перед наступлением заморозков повышает температуру воздуха у земли за счет выделения скрытой теплоты парообразования при испарении поливной воды, повышает температуру точки росы, что задерживает заморозки и ослабляет их на 1,5-2оС. Используются поливы по бороздам, затоплением, дождеванием. Посадки высоких кустарниковых полос на склонах вокруг пониженных участков рельефа задерживает стекание холодного воздуха в котловины и низины в ночное время, что уменьшает падение температуры в них. Укрытие растений применяют в субтропиках для защиты ценных культур. Это прозрачные пленки, марля на весь зимний период. Засуха - комплекс явлений, который вызывает недостаток обеспечения растений влагой, нарушает оптимальный водный режим, что ведет к снижению или гибели урожая. Засуха наступает при длительном отсутствии осадков и высокой испаряемости. Почвенная засуха возникает при недостаточном насыщении водой почвы (мало снега, быстрое его таяние, мало осадков в сезон дождей). Недостаток влаги для растений будет даже при невысокой температуре и испаряемости. Засухи определяются: по количеству выпавших осадков; по запасам влаги в почвах; по значению гидротермического коэффициента (при ГТК менее 0,5 - засуха); по величине урожая (снижение его на 20% от средних значений свидетельствует о перенесенной засухе). Засухи могут быть: постоянные, сезонные, случайные, скрытые. Постоянные - в зонах пустынь, где земледелие невозможно без орошения (до 200 мм осадков в год). Сезонные - в полупустынях и сухих степях (до 450 мм осадков в год ) наступают в один и тот же период (летний). Дикие растения заканчивают к этому времени цикл развития, для возделывания культурных требуется орошение. Случайные засухи могут возникать в любое время года при общем недостаточном увлажнении территории и представляют большую опасность для земледелия. Скрытые - также бывают в любой сезон, даже при выпадении осадков, если они не восполняют испарение и транспирацию. По времени наступления засух выделяют три их типа: весеннюю, летнюю и осеннюю. Весенняя засуха возникает при невысоких температурах воздуха и низкой относительной влажности (до 12%), часто сопровождается сильными ветрами. Иссушение пахотного горизонта почв замедляет прорастание яровых культур, ослабляет их всходы, у озимых - уменьшает количество побегов в период кущения. Действие засухи на растения незначительно при достаточных запасах влаги в почве. Летняя засуха сопровождается высокими температурами воздуха и низкой его влажностью, иссушает почву, снижает прирост вегетативной массы. При продолжительности более 1-2 дней вызывает засыхание листьев, щуплость зерна и др. Осенняя засуха обуславливается низкими запасами влаги в почвах, опасна для озимых культур. Для определения засушливости климата существуют различные способы, в том числе, расчет коэффициентов, учитывающих количество осадков, температуру, запас влаги в почве (например, ГТК - гидротермический коэффициент). Надежно определяют засуху данные о влажности почвы. Запас продуктивной влаги менее 10 мм в слое 0-20 см - это засуха. Суховей. Ветер усиливает засуху, увеличивая испарение из почв и транспирацию растений, особенно при низкой относительной влажности воздуха (менее 30%), его высокой температуре (более 25оС). Такой ветер выделяется как метеорологическое явление и называется суховеем. По своему воздействию при определенных условиях суховеи подразделяют на: слабые (при испаряемости 3-5 мм/сут), средней интенсивности (5-6 мм/сут), интенсивные (6-8 мм/сут), очень интенсивные (более 8 мм/сут). Под действием суховея испарение растениями может усиливаться настолько, что растение не успевает восполнять потерю влаги через корневую систему, теряет тургор и увядает. То есть, растение может гибнуть и при достаточном увлажнении почвы. Засухи и суховеи возникают при вторжении арктических холодных и сухих воздушных масс и антициклональной погоде. Продолжительность их от нескольких часов, до нескольких суток. Наиболее часто засухи и суховеи наблюдаются на юге Европейской части России, Украины, Казахстана, Западной Сибири. Защита от засух и суховеев ведется по трем направлениям: - селекционно-генетическое - выведение засухоустойчивых сортов растений, подбор их для данных климатических условий. - агротехническое - проведение приемов для повышения обеспеченности почв влагой: задержание стока атмосферных осадков с поверхности почв и накопление их в почвах, защита почв от пересыхания (снегозадержание, создание чистых паров, культивация, вспашка). - мелиоративное - орошение, создание лесных полос. Пыльные бури наблюдаются при сильном ветре (более 10 м/с), отсутствии структуры пахотного горизонта почв (распыленность) и его иссушенности, отсутствии или слабой растительности на больших территориях. Зимой они могут быть при отсутствии снежного покрова и слабом промерзании почв. Пыльные бури характерны для степной и полупустынной зон и возникают чаще весной. Выдувание частиц (ветровая эрозия) почвы начинается при скорости ветра около 8 м/с, пылеватые переносятся на большие расстояния, более крупные падают на поверхность, выбивая новые частицы. Интенсивность выдувания резко возрастает с увеличением скорости ветра, например, при усилении ветра с 12 до 15 м/с эрозия будет в 2 раза больше. Для снижения вероятности возникновения пыльных бурь необходимы мероприятия, направленные на уменьшение скорости ветра у поверхности почв и улучшение структуры почв. Создают лесные полосы, оставляют стерню на полях, проводят безотвальную вспашку, чередуют посевы с полями многолетних трав. Град образуется в кучево-дождевых облаках при температуре вершины облака до -25оС и восходящих потоках воздуха более 10 м/с. Крупные капли поднимаются в верхнюю часть облака, замерзают и быстро растут, сливаясь с другими пере-охлажденными каплями. Чем дольше действуют восходящие потоки воздуха, тем крупнее градины, размер которых может достигать 7 см, масса - 500 г. Наиболее часты выпадения града в предгорных районах из-за неравномерности нагрева форм рельефа и быстрого поднятия воздушных масс по склонам гор. Предотвращение выпадения града возможно путем воздействия на градообразование в облаках с целью предупреждения образования градин. Это достигается при обстреле градовых облаков ракетами или снарядами, содержащими йодистое серебро или йодистый свинец. После разрыва снаряда в облаке рассеиваются ядра конденсации (до 1012 ядер), на которых конденсируется водяной пар из воздуха и с капель без образования града. Ливни выпадают из кучево-дождевых облаков. Это сильный дождь, который может дать за час более 30 мм осадков, вызывает полегание посевов. Потоки воды после ливней смывают плодородный слой почв, что называется водной эрозией. Меры защиты от водной эрозии сводятся к задержанию и уменьшению поверхностного стока осадков: размещение многолетних трав и зернобобовых культур на эрозионно-опасных склонах, обработка почв поперек склона, насаждение леса, кустарников на склонах, террасирование склонов. Лекция 9. Климат и его оценка Климатом называют определенную последовательность атмосферных процессов, которая создается в конкретной местности в результате взаимодействия солнечной радиации, атмосферной циркуляции и земной поверхности. Эти процессы закономерно распределяются по временам года, сезонам, периодам. Таким образом, климат - это многолетний режим наблюдаемой погоды, обусловленный географическим положением территории. Все разнообразие климатов на Земле изучает наука климатология. Климатообразующие факторы. Основные факторы климатообразования: солнечная радиация, общая циркуляция атмосферы, подстилающая поверхность (вода, суша с особенностями рельефа, раститель-ности и др.). Каждый из элементов климата является результатом взаимодействия всех климатообразующих факторов. Солнечная радиация - основной источник энергии для всех процессов, протекающих на Земле, распределяется по поверхности неодинаково: на экваторе - максимум, на полюсах - минимум. В соответствии с этим на земном шаре выделены тропический, два полярных и два умеренных широтных пояса. Неравномерное нагревание в этих областях, над сушей, морем определяет общую атмосферную циркуляцию. Переносимые ветром массы воздуха изменяют температуру и влажность воздуха, обусловливают выпадение осадков. Например, западный перенос, преобладающий в умеренном поясе северного полушария, определяет влажный теплый климат Западной Европы. В Центральной Азии климат резко континентальный, так как в эти районы не проникает влажный воздух с западных и восточных морей. Подстилающая атмосферу поверхность Земли определяет радиационный и водный баланс, направление ветров и воздушных течений, трансформирует состав и свойства масс воздуха. Надо льдами и снегом радиационный баланс отрицательный, поэтому в Антарктиде низкие температуры даже летом. Над океанами высокое испарение обусловливает влажный климат с низкими амплитудами суточного и годового хода температур воздуха, а над пустынями - наоборот. Существенное влияние на климат оказывает рельеф. В горных районах климат резко меняется на небольших расстояниях в зависимости от высоты (вертикальная зональность) и перераспределения осадков. Склоны южной экспозиции получают больше солнечной радиации и отличаются от северных составом растительности, уровнем расположения границ климатических зон. Таким образом, процессы формирования климата (изменения теплооборота, влагооборота и циркуляции атмосферы) обусловлены географической обстановкой. Это: географическая широта, высота над уровнем моря, распределение суши и водной поверхности на Земном шаре, рельеф суши, океанические течения, растительный, снежный (ледяной ) покров. Географическая широта определяет зональность в распре-делении элементов климата. Солнечная радиация поступает в четкой зависимости от широты местности из-за высоты стояния солнца и продолжительности солнечного сияния по временам года. По этой же причине наблюдается зональное распределение температуры воздуха, хотя оно нарушается в результате циркуляции атмосферы. Зональность температуры воздуха влечет за собой зональные изменения других элементов климата. С высотой над уровнем моря уменьшается атмосферное давление, усиливается солнечная радиация и эффективное излучение, температура и влажность воздуха уменьшаются. Поэтому в горах формируется высотная (вертикальная) климатическая зональность, которая напоминает смену климатических зон в горизонтальном (широтном) направлении. Но, если смена зон по широте местности происходит на расстоянии тысяч километров, то в горах зоны меняются по высоте нескольких километров. При достаточной влажности и температуре в горных системах сначала растут лиственные леса, выше - хвойные и кустарники, над ними располагаются альпийские луга, а за снеговой линией - зона постоянного снега и льда. Верхняя граница леса на экваторе достигает 3800 м, в сухих субтропиках 4500 м и резко снижается от умеренных широт к полярным с уменьшением летних температур ниже +10оС. Земледелие в горах возможно в пределах лесной зоны. Положение суши и моря весьма существенно влияет на формирование климата и определяет подразделение климатов на морской и континентальный. С увеличением континентальности климата, изменяется суточный и годовой ход температуры, облачности, осадков. Рельеф местности изменяет климат не только при изменении высоты над уровнем моря. Большое влияние на климатообразование оказывает наличие горных областей, направление и высота горных хребтов в них, экспозиция и крутизна склонов, ширина долин. Воздушные течения задерживаются и отклоняются хребтами, фронты деформируются, увеличивается скорость ветра в узких долинах, возникают местные ветры. При перетекании воздуха через хребты, на наветренных склонах увеличивается облачность и количество осадков, на подветренных склонах, наоборот, облачность и влажность воздуха уменьшается, температура растет. Эти особенности распространяются на значительные территории. Океанические течения создают резкие различия температуры воды и воздуха над ней и сильно влияют на циркуляцию атмосферы. Постоянные течения планетарного масштаба оказывают на атмосферу климатическое значение. Теплое течение Гольфстрима повышает среднегодовые температуры воздуха над Атлантическим океаном и западной Европой. Над холодными океаническими течениями резко уменьшается облачность, особенно в зоне пассатов, что является определяющим фактором существования прибрежных пустынь. Микроклимат. Климат, характерный для данной зоны, подвержен изменениям в зависимости от рельефа, растительности, экспозиции склона и других свойств подстилающей поверхности. В результате формируются местные особенности климата, которые существенно меняются на небольших расстояниях и называются микроклиматом местности. В одной зоне будут различные микроклиматы для леса, долины реки, полей и т.д. Особенности их проявляются прежде всего в приземном слое воздуха и на высоте нескольких метров (или десятков метров) сглаживаются при перемешивании воздуха ветром. Прежде всего, для микроклимата характерна своя амплитуда температур в течение суток. Неровности рельефа с изменениями высот в пределах десятков метров действуют прежде всего на распределение солнечной радиации. Склоны южной экспозиции нагреваются больше, поэтому в ясные дни без ветра температура склона южной экспозиции может быть на 10оС выше, чем северного. Колебания температур в понижениях больше, чем на возвышенностях. Ночью темпера-тура опускается ниже за счет стекания в понижения холодного воздуха, что может вызвать заморозки, которых не будет на высокой ровной поверхности. Рельеф также влияет на распределение снежного покрова (с холмов снег сдувается в низины) и скорость его таяния. В результате, почвы на вершинах и склонах южной экспозиции будут иметь меньший запас влаги, по сравнению с северными склонами и понижениями. Таким образом, микроклимат может влиять на сроки сева (раньше на южных склонах), условия произрастания растений. Фитоклимат это микроклимат, формирующийся среди растительности, которая и определяет его особенности. В лесу, например, зимой теплее, чем на поле, освещенность всегда меньше. Летом в посевах развитых высокостебельных культур (кукуруза, подсолнечник, хлопчатник) температура почвы на 15-20оС ниже, чем на открытых участках. Микроклимат и фитоклимат изучают путем сравнения наблюдений за метеорологическими элементами на станции и в различных точках территории по формам рельефа и под разной растительностью. Измеряют температуру воздуха и поверхности почвы, влажность воздуха, направление и скорость ветра, интенсивность и баланс солнечной радиации над посевами и в них. Для этого используются переносные метео-рологические приборы. По результатам наблюдений составляются карты микроклимата для хозяйств, что позволяет рационально использовать климатические ресурсы в сельскохозяйственном производстве. Путем улучшения микроклимата сельскохозяйственных угодий можно повысить урожайность культур. Для северных холодных и избыточно увлажненных районов основным приемом является удаление избытка влаги в почве и выбор наиболее прогреваемых участков рельефа. Для южных областей наиболее важно создание запасов воды в почвах путем снегозадержания и орошения, а также - снижение интенсивности испарения почвой и растениями, для чего создаются лесные полосы. Лесные полосы сильно уменьшает скорость воздушного потока и его турбулентность в припочвенном слое на расстоянии 15-20 высот деревьев. Поэтому наиболее эффективны лесные полосы высотой около 20 метров с чередованием через каждые 500 м. Классификация климатов Земного шара. Разнообразие климатов на Земле определяется различным сочетанием факторов климатообразования. В связи с очень большим количеством таких сочетаний и параметров, характеризующих климат, предложено много классификаций климатов (Л.С.Берга, В.Каппена, Б.П.Алисова, Е.Е.Федорова и др.). Л.С.Берг выделил типы климатов в соответствии с географическими ландшафтами. 1. Климат вечного мороза. Для районов с отрицательной средней годовой температурой (в горах - выше снеговой линии). 2. Климат тундр. Зима холодная, продолжительная, лето холодное (0 12 С в самый теплый месяц) короткое. Два подтипа: а) континентальный, с о большой амплитудой годового хода температуры, б) океанический, с малой амплитудой годового хода температуры. 3. Климат тайги. Умеренный, с холодной зимой. Подтипы: а) западный, с облачной зимой и повышенным количеством осадков, б) восточносибирский, с очень холодной мало-снежной зимой. 4. Климат лиственных лесов умеренной зоны. Более высокие температуры зимой и летом, чем в зоне тайги. 5. Муссонный климат. Зима сухая теплая, лето дождливое. 6. Климат степей. Осадки выпадают преимущественно летом. Подтипы: а) зима холодная или умеренная, лето теплое, б) зима теплая, лето жаркое. 7. Средиземноморский климат субтропиков. Лето жаркое сухое, зима теплая, влажная. 8. Климат зоны субтропических лесов. Зима теплая (более 2оС в самый холодный месяц), лето жаркое, дождливое. 9. Климат внутриматериковых пустынь умеренного пояса. Зима прохладная, лето жаркое без осадков. 10. Климат тропических пустынь. Лето очень жаркое, зима теплая. Осадков очень мало. 11. Климат саванн (тропические лесостепи). Среднегодовая температура воздуха выше 18оС. Выражен сухой сезон зимой и весной, влажный с большим количеством осадков - летом. В некоторых районах наблюдаются муссоны. 12. Климат влажных тропических лесов. Среднегодовая температура выше 18оС, сухой период короткий или отсутствует, осадков очень много. Во многих типах климатов распространены горные ландшафты со сменой климата в зависимости от высоты над уровнем моря. Агроклиматическое районирование. Агроклиматическое районирование – это деление территории по признаку соответствия агроклиматических ресурсов потребностям культурных растений. Оно заключается в выделении на определенной территории районов с различными агроклиматическими условиями. Это требуется для размещения культур и выбора приемов их возделывания в зависимости от особенностей климатических факторов. Существуют общее и частное районирование.