авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 8 |

«С. А. САПОЖНИКОВА доктор географических наук 5515G ...»

-- [ Страница 4 ] --

Д л я х а р а к т е р и с т и к и г о д о в о г о хода т е м п е р а т у р ы в т о р ф я н о й п о ч в е на рис. 4 5 п р е д с т а в л е н х о д т е м п е р а т у р ы п о ч в ы минеральной и т о р ф я н о й,, о с у ш е н н о й и н е о с у ш е н н о й. П р е ж д е всего о т м е ч а е т с я тот ф а к т, что с глу б и н о ю р а з л и ч и е т е р м и ч е с к о г о р е ж и м а т о р ф я н о й почвы и м и н е р а л ь н о й в о з р а с т а е т к а к летом, т а к и з и м о й. Э т о с в и д е т е л ь с т в у е т о т о м, что р а з л и ч и е в т е р м и ч е с к о м р е ж и м е о п р е д е л я е т с я свойствами самой почвы, а не другими в н е п о ч в е н н ы м и ф а к т о р а м и ( н а п р и м е р, к о л и ч е с т в о м п о г л о щ е н н о й р а д и а ц и и или р а с х о д а м и т е п л а на и с п а р е н и я ), т а к к а к в п о с л е д нем случае р а з л и ч и я с глубиною с г л а ж и в а л и с ь б ы. Г л у б и н а п р о м е р з а н и я 103, на о о л о т а х м е н ь ш е, чем на минеральных п о ч в а х, но о т т а и в а н и е з а м е р з ших п о ч в на б о л о т а х, о с о б е н н о осушенных, п р о и с х о д и т значительно мед леннее. В р е з у л ь т а т е д а ж е под Л е н и н г р а д о м в т о р ф я н о м грунте были с л у ч а и н а х о ж д е н и я мерзлоты на глубине 3 0 — 7 5 см д о в т о р о й половины и ю л я. Н а о с у ш е н н ы х б о л о т а х Кольского п о л у о с т р о в а б ы л а о б н а р у ж е н а д а ж е вечная мерзлота, причем о б р а з о в а н и ю последней, п о в и д и м о м у, с п о с о б с т в о в а л а именно о с у ш к а б о л о т, б л а г о д а р я к о т о р о й т е п л о п р о в о д н о с т ь грунта уменьшена к а к р а з в летний, б о л е е сухой п е р и о д, т. е. в период п о с т у п л е н и я тепла в почву.

Ч т о с о х р а н е н и ю м е р з л о т ы с п о с о б с т в у е т именно сухость почвы, п о д т в е р ж д а ю т д а н н ы е С. Г. П а р х о м е н к о, у к а з ы в а ю щ и е на исчезновение п е р е л е т к о в м е р з л о т ы после д о ж д л и в о г о л е т а.

С у т о ч н ы й х о д т е м п е р а т у р ы в т о р ф я н о й почве сглаживается на глу б и н е 2 0 см, но на п о в е р х н о с т и сухой т о р ф я н о й почвы он очень велик, б о л ь ш е, чем на минеральной п о ч в е.

С н я т и е верхнего, е щ е не р а з л о ж и в ш е г о с я слоя мха (очеса) с п о с о б ствует у м е н ь ш е н и ю с у т о ч н о й амплитуды т е м п е р а т у р ы поверхностных слоев почвы.

Т а б л и ц а Температура почвы и припочвенного слоя воздуха на торфянике. Мурманск (совхоз Роста), 22/VI 1934 г.

см) Почва (глубина, Воздух Торф (высота 2 см) 15 2 - 3 часа С очесом 8,0 9, 6,5 8, Без очеса 6,6 8,2 10,5 10, 1 2 - 1 3 часов 12,9 25, С очесом 6,3 24, 6, Без очеса 10,1 22, 24, К а к видно из данных т а б л. 5 5 (по материалам А г р о г и д р о м е т и н с т и т у т а ), изменение т е м п е р а т у р ы о т 2 — 3 к 1 2 — 1 3 часам на поверхности т о р ф а с очесом д о с т и г а л о 17°, а на т о р ф е без очеса — всего 1 4 °. Э т о р а з л и ч и е с о х р а н я е т с я и в приземном слое в о з д у х а.

П о наблюдениям на Р а м е н с к о м б о л о т е за п е р и о д 1 9 1 4 — 1 9 1 7 гг., т е м п е р а т у р а п о в е р х н о с т и почвы в июне к о л е б а л а с ь от — 1 0 ° (абсолют ный минимум) д о - j - 5 1 ° ( а б с о л ю т н ы й максимум), в июле с о о т в е т с т в е н н о —7 и +60°.

А. Д. Дубах показал, что даже в районе М о с к в а — К а л и н и н — Н о в г о р о д, не г о в о р я о более северных р а й о н а х, на с л а б о о с у ш е н н ы х б о л о т а х, з а н и м а ю щ и х д е с я т к и тысяч г е к т а р о в, з а м о р о з к и на п о в е р х н о с т и почвы б ы в а ю т в о все л е т н и е месяцы, причем не в виде отдельных случаев, а с п о л н о й о б е с п е ч е н н о с т ь ю за к а ж д ы й месяц.

. Г л а в а МИКРОКЛИМАТ СКЛОНОВ Д а ж е в равнинных условиях Европейской территории СССР различно ориентированные склоны составляют значительный процент от о б щ е й площади, и потому характеристика микроклимата склонов представляет большой практический интерес.

Большое влияние на климатические границы растений имеет микро климат как северных, так и южных склонов. Благодаря особенностям микроклимата склонов, растения, в том числе и культурные, могут зна чительно выходить за пределы их сплошного распространения.

Ориентировка и крутизна склона определяют местные о с о б е н н о с т и притока солнечной радиации (см. стр. 2 1 — 2 2 ). Н о этим не ограничи ваются особенности склонов. Обычно они лучше дренируются, чем ровные места. Снег на южных склонах стаивает раньше, благодаря повышенному притоку солнечной радиации. Последнее обстоятельство способствует быстрому испарению задержавшейся в почве влаги, в результате чего травостой на южных склонах изреживается. Снижение влажности почвы о с о б е н н о резко сказывается на южных склонах, где сток воды больше благодаря их слабой задерненности. Южные склоны в преобладающем большинстве случаев покрыты скелетной почвой, не удерживающей в о д у.

В конечном итоге микроклимат склонов определяется не столько различием в приходе солнечной радиации, сколько вторичными факто рами: влажностью почвы, мощностью травостоя.

Большое влияние на микроклимат склонов оказывает ветер, усиливая отдачу тепла из почвы в воздух.

Сложный комплекс факторов, определяющих микроклимат склонов, затрудняет изучение закономерностей его формирования.

В качестве примера резкого влияния экспозиции склона на темпера туру почвы как элемент микроклимата можно привести результаты наблюдений студентов кафедры климатологии Ленинградского государ ственного университета. Наблюдения производились при ясной тихой погоде в окрестностях Ленинграда на холме крутизною порядка 2 0 — 2 2 °.(табл. 56). Северный склон был покрыт густым травостоем с сомкнутой дерновиной, почва влажная. На южном склоне травостой не сомкнут, •верхние горизонты скелетной почвы сухие.

Т а б л и ц а Разности температуры почвы южного и северного склонов на глубине 10 см (южный склон теплее северного). Саблино, 17/VII 1938 г.

Часы Почва 10 11 13 14 15 8,4 15,6 15, Оголенная.... 9,8 11,8 14,0 16, 6, 3,2 4,3 6,2 7, Покрытая травой.. 3,4 5, Почва была оголена 14/VII.

105, Бол1шое различие в температуре оголенной почвы определяется не только различием в приходе солнечной радиации, но и интенсивным испарением с влажной почвы северного склона.

При меньшей крутизне ( 1 0 — 1 5 ° ), при отсутствии существенных раз личий в самой почве и ее покрове и особенно при южном ветре тем пература почвы северных и южных склонов практически не различается.

В качестве примера можно привести результаты наблюдений Агрогидро метеорологического института также в окрестностях Ленингра а (табл. 5 7 ).

Т а б л и ц а Температура почвы на южном и северном склонах при ясной погоде. Овцино, 13/V1I 1936 г.

Северный склон Южный склон Характер Глубина, см поверх ности 5 15 5 11 ч, —12 ч. 30 м.

Пар... 19,8 25,4 20, 24, Луг... 21,4 18,6 19,2 17, 2 ч. 33 м,—4 ч. 25 м.

Пар... 15,9 17,8 15,7 18, Луг... 17,4 17,7 15,8 16, Относительному снижению температуры оголенного южного склона (пар) по сравнению с северным способствовало то, что он в период наблюдений был н;

ветренным. Почва, несколько защищенная от ветра луговой растительностью, на фоне более низкой, чем на пару, темпе ратуры была на южном склоне все же теплее по сравнению с се верным.

Пример влияния экспозиции склона на температуру воздуха пред ставлен в табл. 58.

И з табл. 58 видно, что экспозиция склона существенно сказывается лишь на температуре самого приземного слоя воздуха. Как и следовало ожидать, в пасмурную погоду разности температуры сглаживаются.

Разности минимальных температур объясняются не экспозицией склона, а тем, что южный склон был обращен к теплому в ночные часы морю, северный ж е выходил в балку, защищенную от теплого влияния моря.

При прочих равных условиях минимальная температура на Южном.

склоне того ж е порядка, что и на северном.

В табл. 5 9 приводится суточный х о д температуры воздуха на высоте 2 5 и 150 см над оголенной почвой южного и северного склонов:

(см. текст к табл. 5 6 ). В то время как днем на высоте 2 5 см разности д о х о д и л и д о 5°, в 4 часа и 2 0 часов они составляли 0, 6 — 0, 7 °. На высоте 1 5 0 см разности невелики как днем, так и вечером.

. Н о при однородности минимальных температур склоны различаются', по своей м о р о з о о п а с н о с т и. Наиболее морозобойными склонами считаются?

восточные и юго-восточные по причине резкого подъема температурь® Т а б л и ц а Средняя температура воздуха за 9 дней иа южном и северном оголенных склонах (крутизна склонов около 20°). Батуми (Ботанический сад), IX—X 1935 г.

см Высота, Склон 10 0 13 часов, ясно 25,2 | 23, 28, Южный. 22,6 22, 21, 22,6 ;

22, Северный 23,8 22, 0, 2,6 I 1, Разность 4,2 0, 13 часов, пасмурно 24,4 21, 23,0 21, Южный 22, 22,1 21, Северный.... 22, 23,4 21, -0, 0,6 0, Разность.... -од 1, Перед восходом солнца, ясно 18, 17,7 19,3 !• 19,6 19, Южный 16,8 18,0 18,9 19,1 19, Северный....

0, 0,9 0,8 0,4 1 0, Разность....

Перед восходом солнца, пасмурно 20,7 20,9 21, 20,1 20, Южный 20,0 20,3 20,4 20, Северный.... 19, 0,4 0, 0,4 0,4 0, Разность....

П р и м е ч а н и е. Днем преобладал западный ветер, ночью — восточный.

Т а б л и ц а Температура воздуха на южном и северном склонах. Саблино, 16/VII 1938 г.

Ч.сы 8 10 12 14 16 На высоте 25 см 32, 14,9 19,7 28,4 32,6 35,8 32,6 26, Южный 31, 21,8 27,8 31,2 30,8 28,6 25, 14, Северный....

0,6 5,0 4,0 1, 0,6 -2,1 0,6 1, Разность....

см На высоте 30,4 25, Южный 19,3 26,7 30,4 30,9 30, 14, 27, 14,6 20,7 29,9 30,5 30,6 29,6 24, Северный....

Разность.... -0,4 0,5 -0,1 0,3 0, 0,3 -1,4 1, в утренние часы и связанного с ним быстрого размерзания растительных:

тканей, вызывающего их повреждения.

107, На рис. 4 6 представлены изоплеты температуры воздуха на восточ н о м и западном склонах по наблюдениям В. А. Смирнова. В утренние •часы 23/И 1 9 3 5 г. в районе Сухуми на восточном склоне у ж е в 8 ч. 2 0 м.

^наблюдается инсоляционяый тип распределения температуры по верти жали: у земной поверхности 9 °, а на высоте 1, 5 м 6 °, на западном же -склоне в э т о время имеет место еще инверсия температуры, и у почвы температура равна 3°. К 9 ч. 2 0 м. на восточном склоне температура _у земли достигает 12°, а на западном — лишь 5°. Этот пример х о р о ш о ^иллюстрирует быстрый рост температуры утром на восточном склоне то сравнению с западным.

Рис. 46. Изоплеты температуры в приземных слоях воздуха на различно ориентированных склонах Абхазии. Совхоз „Ильич", 1935 г.

А — восточный склон;

Б — западный склон.

Оказывая непосредственное воздействие на термический режим воз д у х а и почвы, экспозиция склонов тем самым регулирует и влажность воздуха.

Т а б л и ц а Как видно из табл. 6 0, суще Относительная влажность (в %).

ственные разности влажности также Батуми (Ботанический сад), сентябрь—октябрь 1935 г. приурочиваются лишь к самым при 13 час., ясно земным слоям воздуха.

Влияние экспозиции склонов на Высота, см микроклимат является хорошим при Склон мером взаимодействия физико-гео 25 50 100 графических факторов. Особенности микроклимата склонов определяют их 54 63 64 69 Южный. '.. почвенный и растительный покровы, 70 71 72 72 Северный.. последние, в свою очередь, у с у г у б Разность... —16 —8 —8 —3 — ляют различия микроклимата. Отсюда можно сделать вывод, что преиму щ е с т в а и недостатки микроклимата склонов можно усиливать и ослаб лять, изменяя растительность и почву.

Для повышения термического преимущества южных склонов в север н ы х условиях необходимо выбирать участки со слабыми скоростями «ветра или искусственно защищать их от ветра.

. Вывод о преимущественном влиянии экспозиции склонов на м и к р о климат самых приземных слоев воздуха и почвы не противоречит тому, что экспозиция склонов (например, в Средней Азии) оказывает р е ш а ю щее влияние на древесную растительность. Нормальное развитие орехо вых и кленовых лесов на северных склонах Гиссарского хребта, при полном их отсутствии на южных, определяется обеспеченностью влагой, которая аккумулируется в мощном почвенном слое (до 2 м ) за счет осадков холодного периода, в то время как скелетная почва южных склонов не способна сохранить эту влагу.

Следовательно, наличие леса на северных склонах в данном случае?

определяется климатом почвы и прилегающих к ней слоев воздуха..

Глава СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ И ЕГО МИКРОКЛИМАТ Характер залегания снежного покрова находится в непосредственной;

зависимости от местных условий. На него оказывает влияние не только древесная растительность, холмы и овраги, но и остатки травянистой растительности, гребни и борозды на пашне. Снег легко сдувается^ с участков, подверженных большим скоростям ветра, и, наоборот, нака пливается в местах затишья, причем решающую роль оказывает скорость, ветра непосредственно у самой снежной поверхности. Последнее обстоя тельство имеет большое практическое значение, так как позволяет пр№ искусственной регулировке снежного покрова ограничиваться изменением., скорости ветра в самых нижних слоях воздуха.

Рассмотрим распределение снежного покрова на некоторых элемен тарных формах рельефа при условии преобладания определенного напра вления ветра. На рис. 4 7 представлены схемы распределения снегонако пления у отвесной стенки (обрыва), во рву с отлогими склонами, у узкой;

гряды с крутыми и пологими склонами, у отдельно стоящей небольшой, возвышенности (по Г. Д. Рихтеру).

У основания наветренной отвесной стенки вследствие завихрения?

образуется жолоб выдувания. Снег из жолоба выбрасывается навстречу^ ветру, образуя сугроб. Над краем обрыва мощность уменьшается благодаря сдуванию (рис. 4 7, А). У края подветренного обрыва;

(рис. 47, Б) образуется клювовидный снежный козырек, иногда и з о гнутый книзу. У основания обрыва образуется тоже сугроб, наметенный;

, вихрями.

Ров с пологими склонами (железнодорожная выемка, долина ручья, речки) на подветренном склоне имеет сугроб с козырьком-завитком, на ветренный склон лишен снега. Нарастание сугроба на подветренном.) склоне может привести ров к полному его заносу (рис. 4 7, В). Но г л у бокие выемки могут считаться практически незаносимыми, так как воз никающие в глубоких выемках завихрения выбрасывают из них:

снег. Для различных районов глубина таких незаносимых выемок;

различна.

С пологого наветренного склона узкой гряды (рис. 47, Г ) снег с д у вается, у вершины подветренного крутого склона образуется карниз*, основание крутого склона заносится снегом.

109, Небольшая отдельная возвышенность (холм, бугор, стог сена) с под «етренной стороны имеет ж о л о б выдувания, а за ним плоский языкооб разный сугроб. С наветренной стороны также обычно имеется ж о л о б 'выдувания (рис. 4 7, Д).

Снежный покров по преимуществу сглаживает неровности рельефа, «в том числе террасообразные уступы на склоках долин, мелкие западины т т. п.

Для количественной характеристики мощности снежного покрова в различных формах рельефа можно привести результаты наблюдений В. П. Мосолова на трех склонах в Камско-Устьинском районе Татарской А С С Р в 1 9 4 0 г. (табл. 61).

Верхняя часть склона имеет наименьший снежный покров. В нижней •части склона и в долине мощность его больше.

Щ В климатологических справочниках при характеристике залегания «снежного покрова приняты термины „защищенный" и „открытый" участок.

„Защищенным" считается закры Т а б л и д а 61 тый от ветра участок в саду, в на селенном пункте, на поляне. „От Высота снежного покрова на крытым" называется участок, до 3 склонах (в см) ступный влиянию ветра. В табл. 6 Склон-ы в качестве примера приводится Местоположенйе мощность снежного покрова на двух 1 з •2 таких пунктах, расположенных в непосредственной близости друг от друга и отличающихся, следова 31 ^Водораздел... тельно, лишь местными условиями.

Верхняя часть.. 24 •Средняя „.. 22 30 На защищенном участке мощность •Нижняя „.. 31 33 18 снежного покрова в среднем почти 60 94 28 в 2 раза больше, чем на от крытом.

Излишнее накопление снега, снежные заносы играют отрицательную роль, особенно для транспорта. Борьба со снежными заносами построена ® основном на принципе задержания снега в стороне от дороги различ аю ными преградами (заборами, щитами, живыми изгородями). Н а и б о л е е распространены сквозные щиты, состоящие из деревянных планок с просветами. Они устойчивы и собирают большие сугробы снега по Т а б л и ц а Высота снежного покрова на 15-е число каждого месяца (в см) 11 III XI XII IV Участок I 4 Защищенный.... 16 31 50 3 10 Открытый.... 16 о б е стороны от себя. С наветренной стороны щита накапливается широ кий плоский сугроб. В непосредственной близости от щита снегонако пления не происходит (рис. 4 7 а ).

На подветренной стороне щита происходит наибольшее снего накопление, причем сугроб имеет обычно клювовидный гребень. Когда гребень на под ветренной стороне достигает 3 / или полной высоты щита, на- Рис. 47а. Схема снегонакопления у сквоз чинается заполнение выемки ного щита.

щита, и снег б у д е т переходить через препятствие. В о избежание этого, при больших накоплениях снега щиты переставляют на вершину с у г р о б а.

Действие живых изгородей аналогично кулисам, а также лесным полосам. Накапливая в с е б е снег, они тем самым предохраняют от снежных заносов железные, шоссейные и прочие дороги.

Влияние леса и полезащитных полос на мощность снежного покрова рассматривается в соответствующих главах. В главе 17 мы рассмотрим метеорологическую эффективность специальных мероприятий по снего задержанию. Сейчас же обратим наше внимание на климатообразующую роль снежного покрова, его влияние на термический и радиационный режим приземных слоев в о з д у х а и о с о б е н н о почвы.

Большая отражательная способность снежного покрова освещена в главе 1. Эта особенность снега играет большую роль в его тепловом режиме и препятствует его прогреванию и таянию. Именно этим обстоя тельством можно объяснить тот факт, что в процессе таяния снега адвективное тепло может конкурировать с радиационным.

Увеличение рассеянной радиации за счет отражения от снежного покрова приводит к увеличению радиационного баланса соседних поверх ностей, не покрытых снегом, и тем еще больше увеличивает контраст в их нагревании. Таяние снега идет интенсивнее у ствола дерева, у стеблей травостоя, при этом в снежном покрове образуются своеобраз ные „воронки таяния".

111, Снежный покров не только отражает, но и пропускает сквозь себя солнечную радиацию. Прозрачность снега меняется в зависимости о т его структуры, воздушных вкраплений, их формы и размеров, степени заполнения водою. Имеются основания предполагать, что на прозрачность н е к о т о р о е влияние оказывает также температура снега, так как с тем пературой связано содержание водяного пара в воздушных полостях.

Коэфициент прозрачности снега Р определяется П. П. Кузьминым по формуле / г = / 0 Р г, где / 0 — напряжение радиации, вошедшей в снеж ный покров через его верхнюю границу;

1 г — радиация, пропущенная снегом ниже уровня z. По данным Н. Н. Калитина, для с у х о г о снега коэфициент прозрачности порядка 0, 9 0, для мокрого снега 0, 6 5.

Таблица 6 3 характеризует послойное поглощение суммарной солнеч ной радиации при разных значениях коэфициента прозрачности (по П. П. Кузьмину). В первом 5-сантиметровом слое снега в зависимости от коэфициента прозрачности поглощается от 3 4 до 8 8 ° / 0 солнечной энергии, вошедшей в снег. Десятисантиметровый слой поглощает от 5 д о 9 8 %. При самых неблагоприятных условиях радиация проникает не глубже 2 0 см. При наиболее благоприятных условиях радиация погло щается в слое д о 6 0 см, и, следовательно, при большей мощности снежного покрова все ниже расположенные слои снега и поверхность почвы можно считать почти полностью изолированными от влияния солнечных лучей. ~ Т а б л и ц а Послойное поглощение суммарной солнечной радиации, при различных значениях Р, в процентах от радиации, вошедшей в снег Д 5—10 1 0 - 1 5 15—20 2 0 - 3 0 30—40 40—50 5 0 - 6 0 6 0 см 0- Р 0,92 22, 34,4 14,9 9,7 10,7 4,6 2,0 0,9 0, 0,90 41,0 24,2 14,2 7, 8,5 2,8 1,0 0,3 ОД 0,88 47,2 24,9 13,2 6,9 5,6 0, 1,6 ОД 0, 0,86 53,0 24,9 11,7 5,5 3,8 0,9 0,2 — 0,84 58,0 24,3 10,2 4,2 2,6 0,4 0, 0,80 67,2 22,0 7,3 2,3 0, 1, 0,75 18, 76,3 4,3 1,0 0, од 0,70 83,2 14,0 2,3 0, 0,65 88,4 10,3 1,2 0,1 — — Значительно большей прозрачностью отличается лед. Его коэфициент прозрачности 0, 9 6 — 0, 9 8. Так, лед, толщиною в 7 см, пропускает сквозь себя более 7О°/ 0 солнечной радиации. Так как лед даже в тонких пла стинах совершенно не прозрачен для длинноволновых лучей, то о б р а зование ледяной корки на поверхности снега или земли при наличии солнечной радиации создает условия, способствующие оттаиванию снега и почвы и ее прогреванию.

На озимых полях такие ледяные корки, особенно если они лежат непосредственно на травостое и сверху не прикрыты снегом, содействуют преждевременному п р о б у ж д е н и ю жизнедеятельности озимых культур, что может привести к их повреждению.

. Н а д снежным покровом наблюдается преимущественно инверсия т е м пературы, которая возрастает в ясную тихую погоду (температура воз д у х а над снежным покровом вкратце освещена в главе б). При темпе ратуре в о з д у х а свыше 0 °, которая над снежным покровом наблюдается при адвекции теплого воздуха, инверсия температуры тем больше, чем выше температура воздуха. На рис. 4 8 представлено изменение инверсии температуры в слое 2 0 — 1 5 0 см в зависимости от температуры на высоте 1 5 0 см. Эта инверсия называется снежной, так как она непосредственно связана с наличием с н е ж н о ю по крова, температура которого не может быть свыше 0 °.

Снежный покров является своего рода термоизолятором, причем веду щ у ю роль в этом отношении, кроме его мощности, играет плотность.

Плотностью снега называют отноше -1, ние объема воды, полученной из снега, к взятому о б ъ е м у снега. Плот ность свежевыпавшего снега зависит Рис. 48. Влияние температуры воз духа 150 на величину инверсии от температуры воздуха при снего ^20—150' Цифры У т о ч е к — число слу паде (табл. 6 4, по В. Н. Оболен чаев.

скому). Чем выше температура, тем плотнее снег.

П о Б. П. Вейнбергу, плотность снежного покрова увеличивается в течение месяца в среднем на 1О°/ 0. В табл. 6 5 приводится плотность снега на 15-е число каждого месяца по наблюдениям Б. П. Вейнберга в нескольких точках СССР.

Т а б л и ц а Т а б л и ц а Средняя плотность снежного Плотность свежевыпавшего снега покрова в зависимости от температуры Плотность свеже Сыктыв- Боровое Температура выпавшего снега Дата лесниче- Саратов воздуха сред- макси- мини- кар ство при снегопаде маль- маль няя ная ная 0, 0,20 0, 0,01 15/XII 0, ниже —10° 0, 0, 0,22 0, 0,01 15/ 0,09 0, от —10 до — 0, 0,25 0, 0, 0,11 15/ 0,. —5. 0, 0,26 0, 0,07 15/III 0, 0, » 0 „ + 0, 0,16 15/1V свыше -f-2 0,20 0, По Абельсу, коэфициент теплопроводности снега X пропорционален квадрату его плотности d, а именно:

X = 0,0067 д? кал\см2 сек град. (20) Таким образом, при плотности снега 0,20 теплопроводность его 0,0003 кал\см2 сек град, при плотности 0,30—0,0006 кал/см2 сек град.

8 С. А. Сапожникова Для сравнения напомним, что теплопроводность минеральной почвы порядка 0,002—0,005 кал\см* сек град, т. е. в 10 раз больше, и лишь совершенно сухие, рыхлые почвы приближаются по своей теплопровод ности к снегу.

Покрытие почвы снегом и, следовательно, перенос деятельной поверхности на ббльшую высоту само по себе ослабляет колебания температуры почвы. Малая же теплопроводность снега усиливает этот эффект.

В табл. 66 приводятся средние месячные температуры почвы, покры той снегом и оголенной, типичные для западной части лесной зоны {по Г. А. Любославскому).

Т а б л и ц а Температура почвы под снегом (I) и оголенной (II) (в среднем за IS лет) Высота Глубина, м снежного Месяцы покрова, 0,0 0, 0,2 0,8 1, 0,1 см 0,1 2,8 4, Ноябрь I 1,3 6,0 8, 1, —1,6 —0,6 0,6 2,0 3, II 6, Д 1,9 0, 0, 1,3 0, 1, 0,4 2, Декабрь I -0,2 1,3 4, -1,8 21, —5,6 —3,9 —1, II -6,5 0,9 3, Д 4,7 5,4 4,3 3,2 2,0 0, 0, -0,4 0, Январь I 3,4 37, -1,5 2Д II -8,0 —7,3 —6,1 —4,2 —1,2 2, Д 6,9 5, 6,5 3, 6,1 1, -1,0 —0, Февраль I 0,2 3, -1,6 55, 1, -8,0 —6, II -8,8 —5,2 —2,3 1, Д 7,2 6, 7,0 5,4 3,9 1, Март I —0,9 -0, -1,2 0,1 1,2 2,6 60, -4, II -3,7 -2,9 -1, -4,5 0, Д 3,6 3, 3,5 2, 3,1 1, Апрель I 1,8 0,9 0, 0,8 1,4 2,3 36, 3,8 3,0 2, II 0,2 0, 1, Д -2,0 -1, —2,1 0,1 1,2 1, Наличие снежного покрова, как следует из табл. 66, повысило тем пературу верхних слоев почвы в январе и феврале более чем на 6°.

Под снежным покровом промерзание почвы не достигает глубины 0,4 м, в то время как оголенная почва промерзает более чем на 0,8 м. Но весною снежный покров задерживает прогревание почвы, и в апреле верхние слои оголенной почвы оказываются более теплыми.

Таблица 67 характеризует зависимость глубины промерзания почвы в декабре за отдельные годы от средней месячной температуры воздуха и средней высоты снежного покрова для западной части лесной зоны (по И. А. Гольцберг).

. Следует указать, что попытки увязать промерзание почвы с темпе ратурой воздуха и высотой снежного покрова в другие зимние месяцы дали неопределенные результаты, что можно объяснить влиянием других факторов, в том числе почвенной влаги и ее миграции как в жидком, так и парообразном виде, а также различной плотностью снега.

Т а б л и ц а Глубина промерзания почвы (в см) в декабре в зависимости от средней месячной температуры воздуха и средней высоты снежного покрова Средняя Средняя месячная температура воздуха высота снежного покрова, J — —2 -3 —7 -9 -10 -11 — -1 —4 - — см 10 10 10 15 15 20 25 35 45 10—20 не 1рО- 5 5 5 10 15 20 40 мер зает 10 мерза ет 5 20 н 5 5 е про Интересные исследования термического режима самого снежного покро ва были проведены А. П. Тольским на полярной станции в Боровом лесничестве. Рисунок 49, на котором даны изоплеты температуры снеж ного покрова и почвы по средним пентадным данным, хорошо иллюстри рует уменьшение колебаний температуры почвы по мере роста снежного покрова.

В верхней части снежного покрова колебания температуры довольно значительны. А. П. Тольский дает характеристику суточного хода темпе ратуры в снежном покрове. На рис. 50 даны изоплеты суточного хода температуры в снежном покрове (мощность 67 см) по наблюдениям в Боровом лесничестве в ясную морозную погоду. Плотность верхнего 10-сантиметрового слоя была 0,18, остального же слоя 0,25—0,33.

Наблюдения производились с помощью специально изготовленных спирто вых термометров. На глубине 40 см от поверхности снега суточный ход сглаживается. Некоторое изменение положения изоплеты —10°, синхронное с ходом температуры на поверхности, повидимому связано с ошибками термометров, выступающие части которых могли нагреваться солнцем.

На поверхности снега суточная амплитуда температуры равняется 30° (36,8°—7,0°). В 5 см от поверхности снега амплитуда уменьшается до 16°, в 9 см — до 11,3°, а на глубине 24 см — до 2,7°.

С помощью этих данных можно по формуле (7) определить коэфициент температуропроводности снежного покрова. Для верхнего слоя, плотностью см2)сек, 0,18, коэфициент температуропроводности получаем 0, а для слоя 9—24 см параллельно с ростом плотности до 0,26 увели чивается и температуропроводность до 0,004 см2/сек. Последняя цифра совпадает с температуропроводностью почв среднего увлажнения. Сле дует учесть, что в данном случае мы имеем дело с эффективной темпе ратуропроводностью, объединяющей передачу тепла молекулярным и радиа 8* дионным путем (за счет проникновения солнечной радиации в глубину снежного покрова). Эффективная температуропроводность нам нужна при х а р а к т е р и с т и к е весеннего прогревания и таяния снега. Волны холода распространяются в глубину снега с помощью одной лишь молекуляр 4HMC3HQ С 9 НО Ц ? о d» о и ной температуропроводности, которая должна быть меньше вышеприве денных величин.

О б р а щ а е т на себя внимание резкое возрастание температуропровод ности снежного покрова при увеличении его плотности. Это обстоятель ство может быть одной из причин тех трудностей, которые встречаются. при сопоставлении разностей температуры воздуха и почвы под снегом с мощностью снежного покрова. Дополнительный учет плотности облегчит решение задачи.

Особый производственный интерес представляет влияние снежного п о к р о в а на температуру почвы на глубине 3 см. Эта глубина соответ ствует узлу кущения озимых хлебов. Снижение т е м п е р а т у р ы ниже опре деленного уровня именно на этой глубине может оказаться губительным д л я озимых культур.

А. М. Шульгин дает сводку зимних температур почвы на глубине 3 см для УССР. Эги данные показывают, что 5 — 6 см снежного покрова д о с т а т о ч н о для того, чтобы поддерживать в течение ряда морозных дней р а з н о с т ь порядка 10° между температурой воздуха и почвы на глубине 3 см.

Термоизоляционные свойства снежного покрова имеют громадное п р а к т и ч е с к о е значение, так к а к они оказывают влияние не только на перезимовку озимых культур, но и на х а р а к т е р весеннего стока. П р е д о х р а н я я почву от промерзания, снежный покров способствует просачи ванию талой воды в почву и тем самым уменьшает вредный во всех отношениях поверхностный сток. В связи с этим искусственное увеличе ние снежного покрова путем снегозадержания является могучим сред ством мелиорации климата почвы (см. главу 17).

Р а з д е л IV МЕСТНЫЙ КЛИМАТ В отличие от микроклимата, местный климат, как это упоминалось ранее, определяется факторами более крупного масштаба: мезорельефом, лесными растительными массивами, близостью водоемов, застройкой тер ритории. Особенности местного климата х о р о ш о заметны на высоте 2 м и выше, и потому они могут изучаться приборами и методами, приня тыми на сети метеорологических станций 1.

Местный климат необходимо учитывать при планировке населенных пунктов, особенно курортов, санаторий, при выборе участков под сельско хозяйственные культуры вблизи климатической границы их распростра нения. Наконец, местный климат интересует нас со стороны возможного его изменения.

Особенности местного климата, мы рассмотрим по отдельным веду щим элементам, за исключением климата леса и города, которые целе сообразнее охарактеризовать комплексно.

1Г л a B&[12J ВЛИЯНИЕ ОСОБЕННОСТЕЙ МЕСТОПОЛОЖЕНИЯ НА ВЕТЕР В условиях пересеченной местности воздушный поток деформируется.

Д е ф о р м а ц и я особенно резко выражена у поверхности земли и затухает по мере подъема, что нарушает нормальное изменение ветра с высотою.

Последнее, в частности, выражается в нарушении логарифмической зако номерности изменения ветра с высотою при равновесном состоянии атмосферы.

На рис. 51 представлено в полулогарифмических координатах изме нение с высотою умеренного А и сильного Б ветра на равнине Я и на холме X. В первом случае, как и следовало ожидать, мы имеем прямую линию, во втором — кривую. Последняя и указывает на отсутствие лога рифмической закономерности.

Рассмотрим раздельно влияние формы рельефа в чистом виде и воз действия защищенности места растительностью и зданиями.

Обычно различают два вида деформаций воздушного потока: дина мическую и термодинамическую.

В первом случае мы имеем дело с деформацией в узком смысле этого слова. Воздушный поток, встречая препятствия, обтекает их, проис ходит схождение и расхождение линий тока и, кроме того, о б р а з у ю т с я области завихрения. П р и этом скорость ветра, т. е. скорость направ ленного воздушного потока, параллельного земной поверхности, местами. возрастает за счет сужения поперечного сечения потока, местами же, наоборот, ослабевает (аэродинамическая тень, расход кинетической энер гии на трение и вихреобразование). Завихрения как с горизонтальной, так и с вертикальной осью являются отличительной особенностью ветра в пересеченных условиях.

Характеристика структуры воздушного потока в пересеченной мест ности представляет большие трудности, так как непосредственных изме рений вертикальной составляющей ветра очень мало.

Косвенную характеристику обтекания ветром препятствий можно полу чить по отложениям снега, поскольку последний легко переносится ветром.

На приведенном ранее рис. 47 представлены схемы снегонакопления и обусловливающие их возможные структуры воздушных потоков на некоторых элементарных формах рельефа.

Наблюдаемый у основания об рыва, обращенного к ветру, жолоб выдувания свидетельствует о за вихрении потока по схеме, изоб раженной на рис. 47, А. Клюво видный снежный козырек у верх него края заветренного обрыва, сугроб у его основания, отделен ный жолобом выдувания от вто рого сугроба, наметенного ветром с обрыва, также указывает на наличие вихря с горизонтальной осью (рис. 47, Б). Аналогичные завихрения образуются и во рву с относительно пологими стенками Рис. 51. Деформация вертикального про филя ветра над холмом ( п о А. И. Ба и на крутых склонах возвышен- ранову).

ностей (холмов, дюн), вытянутых X — холм;

Р|—равнина;

А — слабый вегер;

Б— перпендикулярно ветру (рис. 47, сильный ветер.

в, Г, Д).

Образование вихрей у крутых наветренных и подветренных склонов подтверждается инструментальными наблюдениями Б. А. Айзенштадта над вертикальной составляющей ветра, причем, согласно его наблюдениям, максимум восходящих течений на наветренном склоне приурочен к границе между склоном и вершиной. На подветренных склонах образуется аэро динамическая тень, характеризующаяся незначительными скоростями ветра, которые мало зависят от скорости ветра на наветренном склоне.

Для выяснения характера аэродинамической тени Б. А. Айзенштадтом были вычислены коэфициенты корреляции г между скоростями на кру тых наветренных и подветренных склонах возвышенностей^ для трех высот: 1,5;

4 и 8 м. Результаты оказались следующими:

г 1 Ь = 0,45 ± 0, 1 1 г 4 = 0,59 ± 0, 0 9 и г 8 = 0,78 ± 0, 0 6.

Низкие значения ксэфициентов корреляции на первых двух высотах указывают, что здесь господствует неупорядоченный турбулентный режим ветров. Более высокий коэфициент корреляции для высоты 8 м свиде тельствует, что зона повышенной завихренности лежит ниже этой высоты.

119, Пологие холмы обтекаемой формы при крутизне склонов порядка 6° не дают сколько-нибудь заметных завихрений, что, в частности, под тверждается более высокими коэфициентами корреляции между скоростью ветра на наветренных и подветренных склонах — порядка 0,8—0,9 (послед нее не мешает относительному уменьшению скоростей на подветренном склоне).

Интенсивное вихреобразование происходит чаще всего на подветрен ном склоне. Обычно эти вихри на известной стадии развития отрыва ются и уносятся воздушным потоком, а на их месте возникают новые.

Но в некоторых случаях возникают стационарные вихри, которые дер жатся около возвышенности длительное время.

По Б. А. Айзенштадту, развитию стационарных вихрей на подветрен ном склоне способствует наличие сверхадиабатических градиентов на наветренном склоне при более низких температурах и особенно инвер сии на подветренном склоне.

Последнее явление лежит на грани между динамическими и термо динамическими деформациями воздушного потока.

К числу динамической деформации следует отнести и наименее изу ченную фильтрацию воздушного потока через продуваемые препятствия (древесную растительность, группы строений). В этих случаях воздуш ный поток разбивается на мелкие струи, которые в отдельных местах могут давать даже повышенные скорости, но суммарная направленная скорость потока значительно ослабевает не только за счет образования вихрей, но и за счет расходов кинетической энергии на трение. О вели чине этих вихрей можно косвенно судить по раскачиванию деревьев и повреждению строений, вызываемых сильным ветром.

Деформация воздушного потока в пересеченных условиях зависит от термической стратификации приземных слоев воздуха.

При сверхадиабатических градиентах завихрения образуются и на сравнительно не крутых склонах. При инверсии температуры, особенно в зимнее время, когда, благодаря снежному покрову, деятельная поверх ность сглаживается и динамическая турбулентность ослабевает, завихре ния не образуется даже на склонах крутизною 15—20°. Воздушный поток ламинарно обтекает препятствия, не изменяя своей вертикальной стратификации, причем отдельно стоящие возвышенности обтекаются преимущественно по горизонтали (с боков, а не по верху).

При инверсии температуры как зимой, так и летом пониженные участки могут попасть в зону полного штиля (если там не возникнет самостоятельной циркуляции). Подобное явление неоднократно наблю далось в Государственном Крымском заповеднике, в верховьях долины р. Альмы. Тем же следует объяснить отмеченные К. П. Курской-Пах невич ночные перерывы суховеев (штиль, резкое падение температуры и повышение относительной влажности) в глубоких долинах предгорий Западного Закавказья при круглосуточном суховее на рядом располо женных открытых участках. Более легкий теплый и сухой воздух скользит над долиной, проникновению в которую препятствует наполняющий ее тяжелый и холодный воздух.

Подобные застои воздуха могут наблюдаться и на полянах в лесу.

/Высота неподвижного воздуха в таких случаях определяется высотою окружающих возвышенностей и растительности, но вместе с тем зависит и. от погодных условий, от высоты инверсионного слоя. Усиление ветра уменьшает его высоту, а иногда полностью его уничтожает, ослабление ветра приводит к его увеличению.

Переходим к количественной характеристике скорости ветра в пере сеченных условиях рельефа.

Количественное соотношение скоростей ветра на высоте 2 м над разными формами рельефа, типичными для равнинной местности, были получены по наблюдениям экспедиции Главной геофизической обсерва тории в районе Саратова. В осредненном виде они представлены в табл 68, Рис. 52. Изменение скорости ветра в слое от 1 до 5 м, выраженное в отноше ниях к соответствующим скоростям на ровном месте, в ночные часы при с к о р о с т и в е т р а 2 — 4 м/сек на в ы с о т е 2 м.

А — холм;

Б — лощина с оврагом.

Высота холма 20—30 м, крутизна склонов 6—10°;

глубина лощины 20—30 м ;

крутизна склонов ~ 6 ° ;

глубина оврага 5 м.

На рис. 52 представлены скорости ветра в слое 1—5 м на холме и в лощине, выраженные в отношениях к скорости ветра на открытом ровном месте. Чем ближе к земной поверхности, тем больше сказы вается влияние рельефа.

Материалы этой же экспедиции позволили установить, что в первом приближении влияние формы рельефа является логарифмической функцией высоты, т. е. что Wt — W 2 _ _ l g Z ) — Ig gg /21ч W-2 — ®3 lgz 2 — lgz s ' 121, г д е w Y, ге»2 и w a — о т н о ш е н и я с к о р о с т и в е т р а в д а н н ы х у с л о в и я х р е л ь е ф а на высотах zv z2 и zs к с к о р о с т и на о т к р ы т о м р о в н о м месте на т е х ж е высотах. Иначе говоря, влияние рельефа убывает пропорционально л о г а р и ф м у высот.

Т а б л и ц а Скорость ветра на высоте 2 и 10 м в зависимости от формы рельефа, выраженная в отношениях к скорости на открытом ровном 1 месте ( w — _ Л ), при скорости на ровном месте более 2 М/сёк V V0 / щ Щ Характеристика склонов Форма рельефа 1,3-1,4 Крутизна склонов 7—12° Вершина крутой возвышен- 1,4-1, ности 1Д Крутизна склонов 4—6". Раз Вершина пологого холма 1,1-1, ность высот 10—50 mj j 1,2-1,4 Верхняя часть склонов ниже 1 верх 1,3-1, Наветренные и па-| вершины на 5—10 ж раллельные ветру.» середина 1, 1 - 1, 2 1,1 Возрастающее падение скло склоны холма I нов крутизною 6—12° 1,0 1, ! низ Средняя часть склонов ниже f верх 1,2 1, вершины на 10—20 м Подветренные Равномерное падение склонов середина 0,9 0, А склоны холма j ^ крутизною 8—10 ч Нижняя часть склонов | низ 0,6 0, 0, Лощина Убывающее падение склонов 0, крутизною 3—6° 0,6-0, 0,5-0,6 Склоны лощины крутизною Овраг 3-4° Е с л и и з в е с т н о о т н о ш е н и е с к о р о с т и ветра в данных у с л о в и я х р е л ь е ф а на высоте 2 м к с к о р о с т и на о т к р ы т о м р о в н о м месте, т о с о о т в е т с т в у ю щ и е о т н о ш е н и я с к о р о с т е й на высотах 1, 5 и 10 м (wv чюъ, w10) м о ж н о п о л у ч и т ь по с л е д у ю щ и м ф о р м у л а м :

w ^ 1,2И2 — 0, 2, (22) а 5 = 0,8и/2 + 0, 2, (23) ® 1 0 = 0,7да 2 + 0,3. (24) П о последней ф о р м у л е и п о л у ч е н ы отношения с к о р о с т е й в е т р а на в ы с о т е 10 м, п р и в е д е н н ы е в т а б л. 6 8.

Под ровным местом понимается территория с уклоном менее 2° на пло щади радиусом в 100 м при расстоянии до ближайшей неровности рельефа (холм, обрыв) не менее 20-кратной ее высоты.

Количественная характеристика рельефа дана на основе учета особенно стей рельефа в месте исследования и назначение ее сводится в основном к уточнению пределов возможной интерполяции ветровых характеристик.

. Количественную характеристику влияния особенностей местоположе ния на скорость ветра можно получить и по данным метеорологических станций. Первая попытка в этом отношении была произведена в 1933 г.

М. С. Подтягиным. Но М. С. Подтягин в своих „классах" давал ^'сум марную оценку особенностей местности и не пытался разделить влияние отдельных ее особенностей: рельефа, растительности, характера застройки и др. Критерием для отнесения того или иного типа местоположения в определенный класс служила ему сама скорость ветра.

Основной недостаток подобной суммарной оценки заключается в труд ности физической интерпретации рассматриваемого явления.

По данным метеорологических станций, помимо рельефа, большое влияние на скорость ветра оказывает защищенность места разной высоты деревьями, зданиями.

По степени защищенности можно все станции разделить на два типа::

1) окружающие препятствия ниже флюгера, 2) выше его.

В зависимости от количества препятствий эти две группы делятся на типы.

В табл. 69 приводится типизация местности по степени защищенности..

.: Т а б л и ц а L Характеристика местоположения станций по степени защищенности окружающих Флюгер выше 1. О т к р ы т о е место, отдельные предметов строения и деревья 2. Среди селения, сада, лесных насаждений окружающих Флюгер ниже 3. Деревья, и строения превы предметов шают флюгер 4. Флюгер кругом з а к р ы т зда ниями или деревьями П р и м е ч а н и е. О к р у ж а ю щ и е предметы принимаются во в н и м а н и е в т е х случаях, если расстояние до них менее 20-кратной их высоты.

В табл. 70 приводится средние годовые скорости ветра как в среднем, за сутки, так и по срокам, годовые амплитуды (отношение максималь ной средней месячной скорости к минимальной) и максимальные суточ ные амплитуды (отношение скорости в 13 часов к скорости в 21 час) для первых трех типов станций, для средних широт Европейской терри тории СССР. Годовые и суточные амплитуды даются не в разностях, а в отношениях, исходя из того, что при теоретических и практиче ских расчетах скорость ветра берется обычно как множитель, а не как слагаемое, и нам, следовательно, важно знать не абсолютные, а отно сительные ее изменения.

Как следует из табл. 70, скорость ветра на станциях второго типа.

составляет в среднем 75°/0 от скорости его в открытом местоположе нии. Для третьего типа станций это отношение равно в среднем 66°/0_ 123, О с о б о г о внимания з а с л у ж и в а е т о д н о р о д н о с т ь г о д о в о г о и с у т о ч н о г о •хода с к о р о с т е й в е т р а вне зависимости от типа станций. Э т о д а е т о с н о вание у т в е р ж д а т ь, что степень у с т о й ч и в о с т и а т м о с ф е р ы не о к а з ы в а е т -существенного воздействия на влияние з а щ и щ е н н о с т и м е с т о п о л о ж е н и я, Т а б л и ц а Влияние защищенности местоположения на скорость ветра (в м/бек) на ровном месте (приведено к высоте 10 м) Годовая амплитуда Макс, Средняя годовая Число станций суточ н макс скорость ная "мин Защищенность ам 1 Средняя J пли местоположения суточная Средняя суточная туда 13 ч.

13 ч.

21 ч.

ЕГ с V V « s с С-- " 1 Открытое местоположе ние;

отдельные де ревья и строения (щ) 4,4 5, 4,2 1,5 1,6 1, 3,7 2, 2,1 Среди селения, сада, лесных насаждений ниже 10 м (и2)... 3,3 1, 3,0 4,2 2,8 1,5 1,5 2, 2,1 0,75 0,71 0,79 0, " Среди селения, сада, : лесных насаждений отдельные деревья и строения, превышаю щие 10 м (щ).... 2,9 3,5 2,6 1,7 1,3 2,0 1,8 2,6 1, Щ 0,66 0,62 0,66 0, « т а к к а к именно различия в у с т о й ч и в о с т и а т м о с ф е р ы ф о р м и р у ю т суточ sHbift, а вместе с ним и д е ф о р м и р у ю т годовой ход с к о р о с т и в е т р а.

В табл. 71 приводятся данные станций, расположенных в разных у с л о в и я х р е л ь е ф а при о д н о р о д н о й степени з а щ и щ е н н о с т и.

С р е д н и е с у т о ч н ы е и 7 - ч а с о в ы е с о о т н о ш е н и я с к о р о с т е й по с т а ц и о н а р ным ( т а б л. 7 1 ) наблюдениям д о с т а т о ч н о х о р о ш о с о в п а д а ю т с э к с п е д и ц и о н н ы м и (табл. 6 8 ) данными. Д л я 13 часов с о о т н о ш е н и я, приведенные в т а б л. 7 1, м е н ь ш е о т л и ч а ю т с я о т единицы, чем э т о с л е д у е т по о с р е д « е н н ы м э к с п е д и ц и о н н ы м данным;

в 2 1 час, н а о б о р о т, р а з л и ч и я в ы р а ж е н ы значительно р е з ч е. Э т и о с о б е н н о с т и с о о т н о ш е н и й с к о р о с т е й в е т р а в р а з н о е время суток не случайны. У нас е с т ь все основания с ч и т а т ь, ч т о они я в л я ю т с я следствием с у т о ч н о г о х о д а т е р м и ч е с к о й с т р а т и ф и к а ц и и и о б у с л о в л е н н о г о ею т у р б у л е н т н о г о о б м е н а. Х о р о ш и й т у р б у л е н т « ы й обмен в дневную часть с у т о к п р и в о д и т к т о м у, что схождения и р а с х о ж д е н и я линий т о к а о т н о с и т е л ь н о б ы с т р о в ы р а в н и в а ю т с я по м е р е у д а л е н и я от земной п о в е р х н о с т и, и в р е з у л ь т а т е на в ы с о т е 10 м мы наблюдаем соотношения, свойственные относительно большим высотам.

Н а о б о р о т, у с т о й ч и в о с т ь а т м о с ф е р ы ночью и с в я з а н н о е с ней о с л а б л е н и е т у р б у л е н т н о с т и п р и в о д я т к т о м у, что д е ф о р м и р о в а н н ы й п о т о к в ы р а в. н и в а е т с я с б о л ь ш и м т р у д о м, и на в ы с о т е т е х ж е 10 м мы имеем»

о т к л о н е н и я, свойственные при р а в н о в е с н о м с о с т о я н и и а т м о с ф е р ы в ы соте 5 м.

Т а б л и ц а Влияние рельефа на скорость ветра (в м/сек) по наблюдениям станций, расположенных среди селений, садов и лесных насаждений, в отношениях к скорости ветра на равнине ( и р ) (приведено к высоте 10 м) Годовая амплитуда Макс, Средняя годовая а кс Число станций суточ скорость ная "мин ампли Форма рельефа Средняя] Средняя суточная туда суточная а- V « 13 ч.

13 ч.

V в CI N « с N г 3,7 4, Пологая вершина м в. 4,0 3,6 1, 1,4 1,3 1,4 1, 1,14 1,15 1,12 1, «в = «р Долина с пологими скло 1,9 3 3,0 4, нами и д 3,2 2,5 2, 1,6 1,6 3, 0,92 0,94 0,98 0, м д : «р 2,7 1, Глубокая долина и г д.. 2,2 2,4 3,1 1, 2,1 1, 1, 0,63 0,66 0,63 0, " о • Ир • С и н т е з и р у я т а б л. 6 8, 7 0 и 7 1, получаем и т о г о в у ю т а б л и ц у ( т а б л. 72),.

х а р а к т е р и з у ю щ у ю изменения с р е д н е й годовой с к о р о с т и в е т р а в з а в и с и мости о т р е л ь е ф а и с т е п е н и з а щ и щ е н н о с т и м е с т о п о л о ж е н и я, к р о м е т о г о в ней п р и в о д и т с я х а р а к т е р и с т и к а с у т о ч н о г о х о д а с к о р о с т и в е т р а. Т а б лица 7 2, составленная по данным средней части Е в р о п е й с к о й т е р р и т о р и и С С С Р, т р е б у е т, е с т е с т в е н н о, д о п о л н и т е л ь н о й п р о в е р к и при исполь з о в а н и и ее для д р у г и х т е р р и т о р и й.

И з всего в ы ш е и з л о ж е н н о г о с л е д у е т, что п р и п о л ь з о в а н и и д а н н ы м »

по с к о р о с т и ' в е т р а к л и м а т о л о г и ч е с к и х с п р а в о ч н и к о в н е о б х о д и м о р у к о в о д с т в о в а т ь с я не б л и з о с т ь ю м е т е о р о л о г и ч е с к о й станции к и н т е р е с у ю щ е м у нас п у н к т у, а о д н о р о д н о с т ь ю у с л о в и й м е с т о п о л о ж е н и я.

Н е с к о л ь к о с л о в н е о б х о д и м о с к а з а т ь о б изменении н а п р а в л е н и я ветра;

в пересеченных у с л о в и я х. И з м е н е н и е н а п р а в л е н и я ветра на один р у м б ( 2 2, 5 ° ) — о б ы ч н о е явление в пересеченных у с л о в и я х р е л ь е ф а, причем* з и м о й при тех ж е у с л о в и я х р е л ь е ф а о т к л о н е н и я н а б л ю д а ю т с я б о л ь ш и е — д о двух р у м б о в ( 4 5 ° ). В р е з у л ь т а т е в д о л и н е у в е л и ч и в а е т с я ч и с л о вет р о в вдоль по д о л и н е, в б л и з и ж е строений, р а с т и т е л ь н ы х массивов и о т д е л ь н ы х в о з в ы ш е н н о с т е й у м е н ь ш а е т с я п о в т о р я е м о с т ь в е т р о в со сто р о н ы п р е п я т с т в и й, при этом о б ы ч н о у в е л и ч и в а е т с я п о в т о р я е м о с т ь вет р о в смежных р у м б о в.

В к а ч е с т в е п р и м е р а на р и с. 5 3 приводятся р о з ы в е т р о в двух р я д о м р а с п о л о ж е н н ы х станций ( № 5 и 6) в В е л и к о а н а д о л ь с к о м лесничестве.

125, Одна из них расположена на северной опушке леса, а другая — в от крытой степи. В то время как в открытой степи преобладал северный ветер, на северной опушке леса наблюдался преимущественно южный ветер.

Переходим к краткому рассмотрению самостоятельных местных воз душных течений термодинамического происхождения. Эти ветры, обусло вленные различными температурами воздуха склона—долины, суши— водоема, леса—поля, иногда полно стью перекрывают основной ветер, определяемый общей циркуляцией.


Местные ветры в пересеченной местности с разностью высот менее 200 м, типичной для Европейской территории СССР, почти совершенно не исследованы. Некоторое предста вление о местных ветрах можно по лучить путем сопоставления роз ветров близких друг к другу станций.

В качестве примера на рис. 54 при Р и с. 53. Розы ветров. Великоана водятся данные трех станций При дольское лесничество, март 1893 г.

1 — у северной опушки леса;

/ / — в степи. волжской возвышенности. В дневные часы розы ветров сравниваемых станций сходны между собой, в ночные же часы наблюдается резкое расхождение.

Отмечаемое при малой разности высот отсутствие местных ветров в дневные часы—явление не случайное. Различие в дневном и ночном поведении воздушного потока непосредственно связано с соответствую щим различием турбулентности.

Таблица Скорость ветра (в м/сек) в зависимости от рельефа и степени защищенности местоположения (на высоте 10 м) Средняя годовая скорость ветра Максимальная Флюгер ниже флюгер выше окружа- суточная окружающих ющих предметов предметов амплитуда " Форма рельефа открытое среди селе- среди го- « место, ния, сада, рода, сада, (не зависит отдельные лесных на- лесных на- от степени строения саждений саждений защищенности) и деревья Отрицатель-, 3,3 2,5 2, крутая.. 3, 2, ная пологая. 3, 4,0 3, 4,4 3,3 2, Р о в н о е место 2, 1, Положи- пологая. 4,8 3,6 3, тельная ' крутая.. 3, 5,5 4,. Большой турбулентный обмен в дневные часы быстро сглаживает небольшие (по сравнению с горным ландшафтом) термические различия в пересеченной местности и тем самым ликвидирует источники местных ветров. Ослабленный же ночной обмен не в силах провести этого вы равнивания, что подтверждается общеизвестным фактом—-во много раз большей изменчивостью под влиянием местных условий ночных темпе ратур по сравнению с дневными.

58% 10X Масштаб Р и с. 54. Р о з ы ветров. Июнь—август.

Л —Шиханы (1943 г.);

Б — Привольская (1941—1942 гг.);

В — Си нодское (1941—1942 гг.). Количество штилей дано в процентах.

Ночью воздух, охладившийся у поверхности почвы и потому более тяжелый, стекает вниз. Местные ночные ветры свойственны долинам, лощинам, склонам возвышенностей во всех тех.случаях, когда уклон местности больше 3°. Ночной ветер начинается не с верхней части склона, а на некотором расстоянии от него, так как для того, чтобы возник местный воздушный поток, необходима соответствующая пло щадь воздухосбора и, следовательно, относительно крупные по протя женности и разности высот формы рельефа. Высота местного ветра является некоторой, пока еще неизвестной, функцией разности высот местности и может колебаться в значительных пределах. При малой разности высот рельефа мощность воздушного потока может быть очень невелика. Так, на склоне той же Приволжской возвышенности в пункте, 127, р а с п о л о ж е н н о м на 4 0 м ниже в е р ш и н ы, у ж е на высоте 1 5 — 2 0 м отме ч а л а с ь смена м е с т н о г о в о з д у ш н о ю п о т о к а "основным ветром.

В п е р е х о д н о м с л о е м о ж е т н а б л ю д а т ь с я своего р о д а инверсия ветра, т. е. у м е н ь ш е н и е его с к о р о с т и с в ы с о т о ю.

Н е о б х о д и м ы м у с л о в и е м для о б р а з о в а н и я м е с т н о г о ночного в е т р а я в л я е т с я т и х а я ясная п с г о д а, о б е с п е ч и в а ю щ а я р а д и а ц и о н н о е выстывание воздуха.

В горных странах н а б л ю д а ю т с я не т о л ь к о н о ч н ы е г о р н ы е, но и днев ные д о л и н н ы е в е т р ы. Г о р н о - д о л и н н а я ц и р к у л я ц и я, по А. X. Х р г и а н у, слагается из склон ных в е т р о в и „ г о р н о г о б р и з а ", о б у с л о в л е н н о г о р а з н и ц е й т е п л о в о г о ба ланса в в е р х н е й и н и ж н е й частях д о л и н ы.

С у щ е с т в е н н ы м моментом в в о з н и к н о в е н и и в е т р а " с к л о н о в в д н е в н ы е часы я в л я е т с я б о л ь ш е е н а г р е в а н и е в о з д у х а над склонами по с р а в н е н и ю со с в о б о д н о й а т м о с ф е р о й на т о й ж е в ы с о т е. В р е з у л ь т а т е создается р е з е р в у а р т е п л о г о в о з д у х а по с к л о н а м, в то время к а к в с в о б о д н о й а т м о с ф е р е имеется и с т о ч н и к х о л о д н о г о в о з д у х а. В с л е д с т в и е э т о г о и з о б а р и ч е с к и е п о в е р х н о с т и в направлении с к л о н о в п р и п о д н и м а ю т с я, и в в е р х у п о л у ч а е т с я градиент давления, н а п р а в л е н н ы й к д о л и н е.

В с в я з и с в о з н и к а ю щ и м о т т о к о м воздуха н а в е р х у о т в е р ш и н ы к до л и н е, в н и з у с о з д а е т с я градиент д а в л е н и я в о б р а т н о м н а п р а в л е н и и, что и о б у с л о в л и в а е т ветер в д о л ь с к л о н а в в е р х. П р и о с о б о сильном р а з витии в п о л у д е н н ы е часы с к л о н н ы е в е т р ы д а ю т н а ч а л о кучевым о б л а к а м (см. главу 14). Д н е в н ы е в е т р ы с к л о н о в з а в и с я т от п р о г р е в а н и я с к л о н а, и потому на южных склонах они д о с т и г а ю т б о л ь ш и х с к о р о с т е й п о с р а в н е н и ю с с е в е р н ы м и. Т а к, в верхней части ю ж н ы х с к л о н о в о д н о й и з д о л и н Г и с с а р с к о г о х р е б т а (в Б о т а н и ч е с к о м саду Т а д ж и к с к о г о ф и л и а л а А к а д е м и и наук) в д н е в н ы е часы летом с к о р о с т ь ветра достигала 6 м/сек, а на северных — всего 2 м/сек.

Н о ч ь ю воздух у склона холоднее свободной атмосферы, что приво д и т к о б р а т н о м у т и п у ц и р к у л я ц и и — у земной п о в е р х н о с т и ветер д у е т в н и з по с к л о н у. П р и ч е м в н и ж н е й части склона ветер п р и н о с и т в о з д у х, с и л ь н о о х л а д и в ш и й с я при д в и ж е н и и в д о л ь земной п о в е р х н о с т и, с в ы с о кой о т н о с и т е л ь н о й в л а ж н о с т ь ю, в т о время к а к на верхние части скло нов в о з д у х п о с т у п а е т из с в о б о д н о й а т м о с ф е р ы и, б л а г о д а р я нисходя щему движению, часто отличается сравнительно высокой температурой и н и з к о й о т н о с и т е л ь н о й в л а ж н о с т ь ю. Смена д н е в н о г о и ночного в е т р а и о п р е д е л я е т о с о б е н н о с т ь с у т о ч н о г о хода относительной в л а ж н о с т и в г о р а х с минимумом не днем, а ночью.

П о д „ г о р н ы м и б р и з а м и ", или горно-долинными в е т р а м и в узком:

смысле э т о г о слова, п о н и м а ю т в е т р ы, р а з в и в а ю щ и е с я в д о л и н а х, с р а в нительно ш и р о к и х, медленно п о д н и м а ю щ и х с я. Э т о явление е щ е мало и з у ч е н о. О н о о б у с л о в л е н о р а з л и ч и е м нагревания и о х л а ж д е н и я верхней;

и нижней части д о л и н ы. Г о р н о - д о л и н н ы е ветры н е п о с р е д с т в е н н о с в я з а н ы с в е т р а м и с к л о н о в. В дневные часы д о л и н н ы й в е т е р ( в в е р х по долине), к о м п е н с и р у е т о т т о к в о з д у х а в в е р х по с к л о н у, о с у щ е с т в л я е м ы й ветром.

Ниже излагаются общт.е сведения о горно-долиньых ветрах, так как п о дробная характеристика приводится в общих курсах метеорологии и клима тологии.

128, склона. Ночью горный ветер выносит вниз по долине холодный воз дух, опускающийся со склонов в виде ночного ветра склонов.

Исследования А. X. Хргиана в Цейском ущелье Северного Кавказа дают следующую характеристику горно-долинных ветров.

В утренние часы наиболее выражены склонные ветры, в дневные часы они отступают на второй план и преобладающее значение приоб ретает долинный ветер. Вертикальная мощность долинного ветра—около 1 км. Над потоком долинного ветра имеется всегда довольно интен сивный обратный поток.

Горный ветер, усиливающийся во вторую половину ночи и продол жающийся после восхода солнца, слабее и менее устойчив, чем долин ный. Вертикальная его мощность также значительно -меньше. Обратный поток над горным ветром иногда бывает сильнее последнего.

Взаимодействие между ветрами склонов и горно-долинными нередко вносит значительные изменения в суточный ход ветра. В середине узких долин направление ветра резко меняется на 180°. У подножья склонов широкой долины восходящий ветер склонов появляется на 1—2 часа раньше долинного, затем он сменяется долинным. На смену по следнему вечером проходит ветер вниз по склону, позднее его, в свою очередь, сменяет горный ветер. В результате получается вращение ветра по часовой стрелке у левых склонов долины (если смотреть вниз по долине) и в обратном направлении у правых склонов.

Несколько слов необходимо сказать о ледниковом ветре — это сток холодного воздуха вдоль ледника, не меняющий своего направления ни днем ни ночью, поскольку и днем и ночью температура поверхности ледника холоднее воздуха. Мощность его обыкновенно не велика — от нескольких десятков до сотни метров.

По выражению А. X. Хргиана, проводившего исследования ветро вого режима Цейского ледника;

ледниковый и долинный ветры — анта гонисты.

Ледниковый ветер образует холодный клин, который, сползая с лед ника, вытесняет кверху долинный ветер. На нижней границе леднико вого ветра часто образуются туманы, которые, по мнению А. X. Хргиана, следует отнести к туманам смешения, так как здесь действительно про исходит энергичное смешение теплого долинного и холодного леднико вого воздуха. Долинный ветер несколько тормозит развитие ледникового ветра в дневные часы, поэтому последний достигает своего максимума в ночные часы, когда направление его совпадает с горным ветром.


На границе водоемов возникает бризовая циркуляция, охватываю щая слой атмосферы определенной мощности. Днем, когда суша теплее моря, развивается морской бриз, который состоит из нижнего бризового потока, направленного с моря на сушу, и верхнего, направленного с суши на море, восходящего потока на суше, на границе бриза, и нисходящего на море. В ночном береговом бризе обратная картина:

нижний бризовый поток направлен с суши на море и верхний — с моря на сушу.

Теория и подробная характеристика бризовой циркуляции излагаются в общих курсах метеорологии и климатологии. Здесь же мы ограни чимся рассмотрением влияния местных условий на ра^итие бризовых ветров.

Чем больше различие в температуре поверхности воды и суши, тем чаще и интенсивнее развивается бриз. Поэтому на берегах, заболочен ных или покрытых пышной растительностью, затрачивающей много тепла на испарение, дневной бриз будет ослаблен. Наоборот, на пустынных, скалистых побер)ежьях дневной бриз должен отличаться большей интен сивностью.

Как дневной, так и ночной бриз усиливается в тех случаях, когда он переходит в горно-долинный ветер, т. е. в местах выхода на побе режье горных долин.

Влияние рельефа хорошо иллюстрируется данными В. Келлермана по повторяемости бризов в Крыму (табл. 73).

Из табл. 73 видно, что в почти однородных климатических условиях Т а б л и ц а число бризов существенно меняется Средняя повторяемость бризов за год более чем в полтора раза. Наиболее (число случаев) часто бризы наблюдаются в Ялте и Судаке, где долины (при разности Пункт наблю День Ночь дений высот более 500 м) выходят на самое побережье. У мыса Сарыч яйла, подходящая к самому морю почти Саки 116 отвесной стеной, несколько тормозит Севастополь.. 148 развитие бризов. Севастополь, распо Сарыч 125 Ялта 194 190 ложенный в предгорной части Крыма Судак 190 190 (разность высот 100—200 м), зани мает промежуточное положение. И, наконец, меньше всего бризов в Саки, что может быть объяснено си стемой озер, которая нарушает контрастность моря и суши.

Для исследования этого же вопроса П. А. Воронцов использовал трехсрочные аэрологические наблюдения, произведенные одновременно в трех пунктах на Черном море, из которых первый был расположен в узкой прибрежной полосе у подножья круто поднимающихся, ориен тированных на юго-запад скалистых горных хребтов, идущих параллельно берегу моря, второй — на низменности, выдающейся на несколько кило метров в море и покрытой лесом, за которой начинаются холмы, и тре тий — на низком заболоченном берегу равнинной местности.

В табл. 74 приводятся данные, характеризующие мощность бризо вого потока в зависимости от характера побережья (по П. А. Воронцову).

Т а б л и ц а Высота (в юм) и повторяемость бризового потока Пункт Пункт 1 Пункт Характеристика бризового потока 0, Высота нижнего потока морского бриза. 0,7 0, Число случаев морского бриза за период 8 наблюдений Высота нижнего потока б е р е г о в о г о бриза 0, (20 ч.) 1, 1, Число случаев б е р е г о в о г о бриза за пе риод наблюдений 130, Наиболее часто и наибольшей мощности бриз достигал у горных склонов, ориентированных на юго-запад (пункт 1);

низменность, поросшая лесом, занимает промежуточное положение. На заболоченном же берегу как дневной, так и ночной бриз наблюдался очень редко (пункт 3).

Бризы наблюдаются и у крупных озер: на Ладожском, Онежском озерах, на оз. Севан.

Существует смена направлений ветра бризового характера и по бе регам больших рек. Так, например, В. Келлерман отмечает для Сара това, расположенного на правом возвышенном берегу р. Волги, 65 дней с бризом за год.

Следует учитывать, что мелкие водоемы быстро прогреваются, поэтому дневной бриз на них преимущественно наблюдается в начале лета.

Местные ветры, как горно-долинные, так и бризы, оказывают боль шое влияние на формирование местного климата в целом, в том числе и термического режима, рассмотрению которого посвящена следующая глава.

Глава ВЛИЯНИЕ ОСОБЕННОСТЕЙ МЕСТОПОЛОЖЕНИЯ НА ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ И ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА В формировании местных особенностей термического режима и влаж ности воздуха, помимо особенностей деятельной поверхности, и радиа ционного режима, большую роль играет ветер как непосредст- - Зима венно, так и через регулируемый, ч чV / _ им турбулентный обмен. f/ - -• — i/ ч Еще в 1881 г. А. А. Воейков t \ указал, что суточная амплитуда г} S температуры в долинах Обычно ~2е t 2S больше, чем на равнинах, на рав- ~ )i нинах больше, чем на склонах и ~ зг вершинах, потому что днем вер- ~ шины не так сильно прогреваются, Лето как долины, благодаря усиленной отдаче тепла в свободную атмо сферу, ночью не так сильно охла ждаются, так как холодный воздух стекает вниз, В долинах ночью и рано утром прохладно и влажно, после полудня тепло и сухо. На склонах и вершинах, наоборот, ночью значительно теплее, днем 20 24 часы же прохладнее, чем- в долинах.

Интересные примеры суточ- Рис. 55. Суточный ход температуры воз ного хода температуры в различ- духа. Пикан (по 11. И. Колоскову).

ных условиях рельефа Амурской долина, увал, — • — • — гора.

области приводит П. И. Колосков. На опытной станции Пикан произво дились одновременно наблюдения в открытой долине, на увале и на горе, возвышавшейся над долиной на 343 м. На рис. 55 представлен суточный ход температуры на.всех трех пунктах летом й зимой.

9* Летом суточная амплитуда на горе была в 2 раза меньше по срав нению с долиной, за счет повышения минимума и понижения максимума температуры. Зимой в течение круглых суток на горе было теплее, чем в долине, причем на горе температура держалась на одном уровне, в то время как в долине суточный ход достигал 10° за счет дневного раз рушения ночной инверсии.

Особенности суточного хода сказываются и на средних месячных температурах воздуха, о чем свидетельствует табл. 75 (по П. И. Колоскову), в которой приведены разности температур долина—гора, долина— увал.

Таблица Разности средних месячных температур долина—гора (I) и долина—увал (II).

Пикан, 1914 г.

V VI IX X I II III VII VIII XI XII IV I —6,1 - 8, 0 - 2, 1 0,8 -0,2 -1,0 —6, -1, -1, 1,2 -1, 1, II - 3, 1 —4,8 —3,0 - 0, 2 - 0, 4 -0, -0,3 -0,5 -4, -1,2 -1, -0, Влияние рельефа на температуру воздуха находится в непосредственной зависимости от скорости ветра и облачности. В табл. 76 приводятся данные (по П. И. Колоскову), характеризующие изменение разностей ноч ных температур долина—гора в среднем за весь период наблюдений в зависимости от скорости ветра и облачности.

Таблица Разности ночных температур долина—гера в зависимости от облачности и скорости ветра.

Пикан, 1913—1914 гг.

С к о р о с т ь ветра Mjcett Облач ность в баллах 0—1 2-4 5- 0-2 -4,7 1, —11, 3.4 3-7 -2,9 2, -8, 8—10 2, —1,9 1, Благодаря ветру и облачности разности температур долина—гора не только уменьшаются, но даже меняют свой знак. На горе становится холоднее, и падение температуры с высотою достигает 1° на 100 м.

Вне зависимости от облачности.

. Следует указать, что средняя годовая скорость ветра в долине была 2,1 м/сек, т. е. значительно меньше, чем в аналогичных открытых по логих долинах на Европейской территории СССР (см. табл. 72);

это можно объяснить общим уменьшением скорости ветра в Амурской области.

П. И. Колосков охарактеризовал влияние рельефа на температуру воздуха и по наблюдениям метеорологических станций Казахской ССР (табл. 77).

Т а б л и ц а Влияние рельефа на температуру воздуха (в отклонениях от температуры на ровном месте) Фор.ма I II 1(1 IV V VI VIII XI XI!

VII IX X рельефа Склоны.. 3,9 2,5 0,3 0,1 —0,1 —0,7 —0,7 —0, 4,1 0,9 2, 1, Вершины. 3,0 2,6 1,3 0, 1,5 2,2 2, 1,3 2,4 2, 1,7 1, Долины.. —3,3 —3,4 —2,0 —0,8 —0,8 — 1,0 0,2 - 0, 3 —0,9 - 1, 7 —2,2 - 2, Котловины - 9, 6 - 7, 8 - 5, 2 - 2, 2 - з д - 1, 3 - 1, 7 —2,6 - 2, 9 - 2, 4 - 4, 2 - 8, На Европейской территории СССР, а также в Западном Закавказье влияние рельефа на термический режим выражено менее резко. При чину этого явления следует искать не только в характере рельефа, но и в условиях погоды — больших скоростях ветра и в большей облач ности.

В табл. 78 приводятся разности средних месячных температур двух станций Западного Закавказья. Одна из них — Махарадзе — лежит в широкой долине, вторая — Анасеули — на холме, превышающем долину на 90 м (аналогично увалу в Пикане). Разности температур, как мы видим, колеблются в пределах ± 0, 8 °.

Т а б л и ц а Разности средних месячных температур долина (Махарадзе)— холм (Анасеули) I VI II IV V III VII. VIII IX X XI XII -0, -0,7 0,5 0,2 0,4 0,0 -0, 0,8 -0, -0, ОД 0, В холодное время года решающее влияние на разность средних месячных температур оказывает ночная инверсия температур, в теплое — перегрев долины в дневные часы.

В ущельях, защищенных отвесными склонами днем от нагревания солнечных лучей, а ночью—от излучения, суточные колебания темпера туры значительно меньше по сравнению с относительно более пологими долинами и котловинами.

Близость водоемов оказывает существенное влияние на термический режим воздуха прилегающих участков суши. Механизм этого влияния излагается в общих курсах метеорологии и климатологии. Здесь мы 133, ограничимся характеристикой количественной стороны явлений, с уче том роли самой суши, характера ее увлажнения.

Непосредственная, близость водоемов изменяет суточную ампли туду температуры. На берегу, как и на холмах, дневные температуры ниже, а ночные выше по сравнению с участками, удаленными от водоемов.

И. А. Гольцберг дает (табл. 79) количественную оценку влияния близости крупных озер и формы рельефа на суточную амплитуду тем пературы воздуха по данным метеорологических станций северо-запада лесной зоны Европейской территории СССР (знак -j- означает, что амплитуда больше, знак —меньше, чем на ровном открытом месте вдали от водоема).

Т а б л и ц а Изменение средней суточной амплитуды температуры воздуха в зависимости от местоположения j III VII VIII XI XII Местоположение I V „ VI IX X II IV Побережья и острова.... —0,5 - 0, 5 - 0, 5 - 3, 5 - 4, 0 —4,0 —3,0 - 3, 0 - 2, 5 —1,5 —0,5 - 0, Поляны..... + 0, 5 + 1, 0 + 1,0 0,0 + 0, 5 + 0, 5 + 1, 0 + 1, 0 + 1, 0 + 0, 5 0,0 + 0, Долины и заболо ченные низины. + 0, 5 + 0, 5 + 1, 0 + 0, 5 + 1, 0 + 1, 5 + 2, 5 + 2, 5 + 2, 0 + 1, 5 + 1, 0 + 1, | Как видно из табл. 79, влияние близости водоемов значительно ослабляется в зимние месяцы, когда водоемы покрыты льдом.

О влиянии близости водоемов на термический режим вегетационт j ного периода севера Европейской территории СССР свидетельствует табл. 80, в которой приведены данные по Карелии и Кольскому полу острову.

Т а б л и ц а Влияние водоемов на термический режим воздуХа в прибрежной зоне Период Дата с темпера Расстояние Темпера Водоем тура июля от водоема конца в ы ш е 10°, начала 5° 5° дни 105 4/V 6/Х • 16,.. берег озера Онежское озеро 96 15/V 10/Х остров 15, 60 км 79 18/V 29/IX 14, ^эелое море....

66 28/1X 13,0 25/V б е р е г моря 1,5 км 20/IX 71 22/V кз. Имандра.... 13, 0,2 км 21/IX 26/V 13,2 134, Аналогичная картина наблюдается на побережье Черного моря в Западном Закавказье (табл. 81).

Т а б л и ц а Влияние Черного моря на термический режим воздуха в прибрежной зоне Дата Период Температура с температурой Расстояние июля выше 15°, от моря начала конца дни 10° 10° 22,9 169 26/111 25/XI П р и б р е ж н а я зона....

60 км 23,5 184 19/Ш 28/Х П. И. Колосков на основе детального исследования климата Казах стана также дает характеристику влияния водоемов на температуру воздуха (табл. 82). Для характеристики влияния водоемов по картам определялась: 1) разность температур на берегу водоема и на границе ареала влияния;

2) расстояние от берега водоема до границы ареала влияния.

Наиболее значительный температурный эффект дает Каспийское море, особенно в восточном направлении. С ноября по февраль включительно оно действует отепляющим образом, с марта по сентябрь — охлаждает.

Максимум отепляющего влияния для всех водоемов приходится на январь, за исключением оз. Челкар, которое само к этому месяцу замерзает.

Таблица Влияние некоторых водоемов Казахстана на температуру воздуха, км Разность температур Ширина зоны вода — суша температурного влияния Каспий Каспий Месяцы Балхаш Балхаш j Челкар Челкар Арал Арал на В на С на В на С 5,0 4,0 2, I 2,8 0,3 275 500 3,0 0 2,8 0 11 2,0 250 — -6,0 - 2, 0 —2, III -1,0 250 -1,0 -4,0 IV -2,0 -1,5 —1,5 300 -1, —3,0 —2,0 —1,5 -1,8 200 V -1, VI -3,5 - 2, 0 —2,0 -0,8 300 -1, -4,0 -2,5 -2,0 —1,0 300 VII —1,3 •до 50 до 10 250 -2,5 -0,5 VIII -2,5 -1,5 -1, 0 IX -1,5 -1,5 1,8 — 0 0 X 2, 0.— — — XI 3,0 0,5 1,0 3,0 300 — 0, XII 3,5 2,0 3,0 300 1,5 - 0, 5 —0, Год —0,8 0,8 -0,5 — — — Амплитуда 4,0 2, 11,5 6,5 4,5 — — —. -- Ь О В ИДУ, чти влияние оли Ш зости водоема зависит от характера самой суши. При заболоченности побережья, как, например, в Западном Закавказье, влияние наименьшее.

На пустынном же побережье Каспийского и Аральского морей влия ние последних сказывается особенно резко, так как здесь различия в тепловом балансе суши и моря особенно велики.

Наиболее существенные влияния водоемов в сторону снижения тем пературы приурочиваются к весне. Это даже сказывается на замедлении темпов весеннего развития растительности. Зимой, если водоем замерзает, его отепляющее действие в наибольшей мере сказывается до замерзания, т. е.

Июль в начале зимы. Незамерзающие водоемы наиболее повышают температуру января.

Влияние, оказываемое водоемом, зату хает по мере удаления от него, причем в первом приближении можно считать это затухание пропорциональным логарифму расстояния от водоема.

Апрель Логарифмический характер убывания охлаждающего влияния Каспийского моря на температуру весной (апрель) и летом /°2 (июль) представлен на рис. 56. Он по строен по данным 13 станций Азербай джана, расположенных на Апшеронском У° полуострове, в долине р. Куры и ее;

/ притоков. Данные осреднены по интер валам расстояния (менее 0,5 км, от 0, до 5 км, от 5 до 50 км, более 50 км).

юо г км Расположение точек рис. 56 по прямой.0,1 1 Ю в полулогарифмических координатах (от клонение менее 0,2°) подтверждает лога Рис. 56.' Изменение средних рифмический характер зависимости рас месячных т е м п е р а т у р по мере удаления от моря (в полулога- пределения температуры от расстояния рифмических координатах).

от моря. Аналогичный график (см. рис. 60) Восточное З а к а в к а з ь е.

характеризует увеличение морозоопасности пропорционально логарифму расстояния от моря.

Особенно резко проявляется влияние водоемов на температуру воз духа островов и наветренных склонов окружающих возвышенностей.

В качестве примера можно привести влияние оз. Байкал. В табл. привддятся средние месячные температуры для острова и побережья (по А. В. Вознесенскому).

На острове годовая амплитуда составляет всего 31,1°, а в 25 км ют берега 44,6°. Кроме того, на обеих станциях оз. Байкал максимум и минимум годового хода запаздывают на 1 месяц. Особенно велика разность температур в декабре, когда оз. Байкал еще не замерзло. Но для растительности наиболее чувствительны более низкие (на 3—6°) температуры летних месяцев. Поэтому на склонах, окружающих оз.

Байкал, наблюдается своеобразная инверсия растительных зон: леса средних частей склонов и сверху и снизу окаймлены субальпийским.поясом.

. П. И. Колоскову удалось выявить влияние степени увлажнения почвы на температуру воздуха Таблица Средняя месячная температура воздуха (оз. Байкал) Место II V VI v n j v i i i IX X XI | XII I III IV положение.... — lb,6 —17,6 - 1 1, 6 - 2, 8 4,4 10,6 12,5 13,5 9.0 1,6 —4,0 - 9, Остров - 1 7, 2 - 1 7, 5 - 1 1, 4 - 1, 6 4,6 10,9 14,0 14.3 8,6 1,3 - 5, 3 - 1 2, Берег 25 км от б е р е г а. —25,8 —22,7 —12,5 —0,1 8,3 16,5 18,8 16.4 9.1 - 0, 6 - 1 1, 2 - 2 4, Чем больше увлажнена деятельная поверхность, тем больше при прочих равных условиях будет испаряться воды и, следовательно, больше будет расходоваться тепла на испарение, что должно привести к относительному снижению температуры воздуха. П. И. Колосков рас пределил станции Казахстана на четыре группы по степени увлажнения поверхности почвы, руководствуясь при этом растительным покровом, а также наличием орошения, и сопоставил их температуры с темпера турой, снятой с карты. (При построении карт специфические особенности отдельных станций во внимание не принимаются.) Эти разности темпе ратур представлены в табл. 84.

Таблица Влияние увлажнения почвы на температуру воздуха (разности температур станции и карты) Сред VI V VII VIII IX Характеристика увлажнения нее 0,9 1, Пространства сухие..... 1,6 1,7 1, 1, Пространства с умеренным 0,4 0, естественным увлажнением. -0,3 0,1 -0,4 0, П р о с т р а н с т в а со значительным -0,7 -0, -1, -1, естественным у в л а ж н е н и е м. -1,6 -1, Пространства с умеренным -0, -0, —0,6 -1, орошением —0,1 —1, П р о с т р а н с т в а с интенсивным -2, -2, -1,5 -3,1 —1, орошением -1, Сопоставляя данные табл. 84 и 82, мы приходим к выводу, что интенсивное орошение оказывает в летний период большее влияние на термический режим, чем близость таких крупных водоемов, как Араль ское и даже Каспийское моря (к северу от него).

Наибольшее значение с точки зрения сельскохозяйственного произ водства имеет влияние особенностей местоположения на морозоопас ность. Ночной сток холодного воздуха при тихой и ясной погоде, а также застой его в защищенных от ветра местах приводит к обра 137 морозоооиных участков, в таол. еэ приводится типизация!

аиванию рельефа по характеру стока воздуха и связанной с ним морозо опасности.

Таблица Влияние рельефа на сток холодного воздуха и морозоопасность Приток Сток Степень Форма рельефа холодного холодного морозоопасности воздуха воздуха Вершины и верхние части склонов наименьшая нет есть Равнины и плоские вер средняя шины нет нет Ш и р о к и е открытые до слабый лины........ в ы ш е средней слабый Узкие извилистые до большая есть лины очень слабый наибольшая Котловины есть нет Риг. 57. Термометрическая съемка но м а р ш р у т у Сочи — Веселое.

1934 г.

А—наибольшие различия температуры по наблюдениям 2/1 1934 г.;

Б — топогра фический профиль. — — средняя разность температур из 11 серий наблюдений;

наибольшая разность температур по наблюдениям 9 января.

В прибрежных районах морозоопасность уменьшается, что объяс няется преимущественно отсутствием застоя благодаря бризовой цир куляции. Особенно велико смягчающее влияние водоемов в конце лета и осенью.

Для характеристики влияния формы рельефа на минимальные тем пературы можно привести результаты автомобильных термометрических съемок (при помощи фототермометра) по маршруту Сочи—Веселое протяжением около 60 км, проведенных под руководством Г. Т. Селя нинова. Как видно из рис. 57, разности температур в отдельных случаях доходили до 7°.

138 Наиболее резко влияние рельефа проявляется, как и следовало ожи дать, в ясную погоду, т. е. при интенсивном радиационном выхолажи вании.

Как видно из табл. 86, в непасмурную погоду (т. е. при сумме общей облачности за предыдущий вечерний срок и последующий утрен ний менее 18 баллов) разность минимальных температур на холме и в долине порядка 5—6°, в то время как при пасмурном небе она редко достигает 2° (данные приведены по наблюдениям в Сочи на склоне холма и в Мацесте — долине).



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.