агроклиматические справочники по методике, разработанной во Всесоюзном научно-исследовательском институте сельскохозяйственной метеорологии (г.Обнинск).

Справочники стали основой для обоснования стратегии развития сельского хозяйства в России и странах СНГ. В 1972г. был опубликован в Ленинградском Гидрометеорологическом издательстве уникальный труд «Агроклиматический атлас мира» под ред. И.А.Гольцберг.

Построение климатических и агроклиматических карт по территории России и других стран мира позволило оценить радиационный, тепловой и водный режимы земной поверхности и дать оценку биоклиматической продуктивности земель разных стран мира по выращиванию сельскохозяйственных культур. Оценка биоклиматической продуктивности земель позволяет рассчитать какое количество биопродуктов можно получить за год и какое количество населения каждое государство может прокормить за счет собственных ресурсов.

5.1.Радиационный режим земной поверхности

Радиационный баланс

Соотношение между поступлением и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой земной поверхностью, атмосферой или системой земля – атмосфера за различные промежутки времени (минута, сутки, месяц, год) принято называть радиационным баллансом.

Приходящую часть радиационного баланса (R) составляют: прямая и рассеянная солнечная радиация, а также противоизлучение атмосферы, поглощенные поверхностью. Расходную же часть определяет собственное тепловое излучение земной поверхности. Отражательную способность любой поверхности характеризуют величиной её альбедо. Альбедо – отношение величины потока, отраженного данной поверхностью по всем направлениям, к потоку лучистой энергии упавшему на эту поверхность.

111

Обозначив альбедо через (А) земной поверхности, а

противоизлучения атмосферы и собственного излучения земной поверхности.

Так как Eз - Ea = Fо – эффективное излучение (поток или сумма) подстилающей поверхности, то: R = (Q + q) (1 – A) - Fо

На величине радиационного баланса сказывается характер и состояние земной поверхности, мутность атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность.

Радиационный баланс может быть как положительным, если приход тепла превышает расход, так и отрицательным, в обратном случае. В суточном ходе баланс обычно бывает положительным в дневное время и отрицательным ночью. Днем радиационный баланс изменяется примерно параллельно с изменением прямой солнечной радиации. В ночные часы ход баланса совпадает с ходом эффективного излучения, которое изменяется мало, поэтому и радиационный баланс остается почти неизменным. Естественно, что как в дневные, так и в ночные часы суточный ход радиационного баланса может подвергаться сильным изменениям под влиянием облачности. Как правило, появление облачности всегда вызывает уменьшение абсолютных величин радиационного баланса, причем в летнее время происходит значительное уменьшение положительного суточного радиационного баланса. В зимнее же время облачность вызывает уменьшение отрицательного суточного баланса.

Переход от отрицательного баланса в ночные часы к положительному в дневное время и обратно в условиях ясного неба происходит при высотах солнца порядка 10-15°, а в условиях облачного неба – при несколько меньших высотах (даже меньших 5°). Радиационный баланс за сутки может изменяться в очень широких пределах – от больших отрицательных значений в зимнее время до больших положительных значений летом.

Радиационный баланс снежного покрова обычно мало изменяется в течение суток и, как правило, при ясном небе отрицателен; это объясняется высоким альбедо снега и большим

112

эффективным излучением снежного покрова. Орошение значительно (в некоторых случаях на 60%) увеличивает радиационный баланс, так как в результате орошения имеет место уменьшение альбедо и температуры подстилающей поверхности.

Отрицательные значения баланса на севере в течение года наблюдаются более длительное время, чем на юге. Так, в бухте Тихой положительный баланс отмечается только в течение четырех летних месяцев, в то время как в Саратове отрицательный баланс сохраняется только три месяца, а в Ташкенте – ещё меньше. Что касается географического распределения годовых сумм радиационного баланса, то о нем можно судить по данным, приведенным в табл. 5.1.

Таблица 5.1. Годовые суммы радиационного баланса

земной поверхности в ккал/см2 год (М.И. Будыко)

Из таблицы следует, что годовые суммы закономерно возрастают с уменьшением широты, и на поверхности океанов распределение является примерно зональным, в то время как на суше оно несколько сложнее. Максимальные значения на

113

поверхности земли (> 140 ккал/см2 год) наблюдаются на севере Аравийского моря, а на суше (около 100 ккал/см2 год) – во влажных тропических областях.

В пределах территории России радиационный баланс в среднем за год изменяется от 40-45 ккал/см2 год на юге, до 5- 10 ккал/см2 год на севере. Это изменение баланса от юга к северу происходит довольно равномерно для равнинных территорий, за исключением района около полярного круга, где наблюдается очень быстрое убывание баланса к северу, особенно в горной местности.

Для всего земного шара радиационный баланс, по Н.А. Багрову составляет 0,95 ккал/см2 сут. Радиационный баланс, помимо изменений в зависимости от суммарной изменчивости радиации по широтам зависит от долготы, подстилающей поверхности, высоты над уровнем моря и экспозиции склонов.

5.2.Тепловой режим земной поверхности

Пространственное распределение температуры воздуха у земной поверхности. Для рассмотрения общего характера распределения температуры по земному шару в настоящее время используют осредненные данные за некоторый промежуток времени (сутки, месяц, сезон, год) значения температуры. На основании средних данных строят карты, на которых проводят изотермы – плавные линии, проходящие через точки с одинаковыми значениями средних температур. По ним определяют тепловые пояса Земли.

Термические ресурсы вегетационного периода характеризуются большим диапазоном, определяющим возможность произрастания многих видов культурных растений на Земле – от весьма холодостойких до исключительно теплолюбивых, от вегетирующих менее одного месяца до возделываемых в течение круглого года, не только однолетних и двулетних, но и многолетних. В одних местах Земли собирают лишь один урожай в году, в других – два-три за один год. Важнейшим фактором, определяющим разнообразие культурных растений, является разное количество тепла в период вегетации.

114

Вегетация большинства сельскохозяйственных культур осуществляется при температуре выше 10°С. Поэтому для оценки территории по возможности выращивания тех, либо иных культур используют такой агроклиматический показатель как сумма активных (среднесуточных) температур воздуха выше 10°С.

Сумма активных температур за время со средней суточной температурой воздуха выше 10°С (период активной вегетации растений) изменяется в зависимости от широты места и высоты над уровнем моря, а в прибрежных районах также от влияния океанов и морских течений (рис. 5.1.).

Продолжительность периода со средней суточной температурой воздуха выше 10°С в России колеблется от 60 дней и менее на севере до 240 дней и более на юге Средней Азии.

Рис. 5.1. Карта сумм активных температур выше 10°С. (С.А.Сапожникова, 1956)

На севере земледельческой территории сумма активных температур меньше 300°С, а в экваториальных широтах достигает 10000°С и выше, т.е. увеличивается более чем в 20 раз; в Средней Азии она возрастает от 300 до 5000°С.

116

Рис. 5.2. Среднемесячная температура воздуха в январе.

117

Рис. 5.3. Среднемесячная температура воздуха в июле.

118

Самые высокие температуры на земном шаре наблюдаются в пустынях жаркого тропического пояса (от 15 до 40° с.ш.). Средние июльские температуры воздуха в Сахаре, Аравии, Иране и Южной Калифорнии выше 30°С; наибольшие температуры здесь превышают 50°С. За абсолютный максимум температуры можно принять 58°С. Такая температура наблюдалась в Азии (Триполи) и в Южном Иране. Близкое к этому значение температуры, а именно 56°С, отмечалось также в Долине Смерти (Калифорния) и в Сомали (Французский Берег). Температура около 50°С наблюдалась и в среднеазиатских пустынях.

Таким образом, общий диапазон изменений температуры воздуха вблизи земной поверхности (на высоте 2 м) составляет около 140° (примерно от -80 С до +60°С).

При более длительном анализе карт изотерм можно видеть, что согревающее действие зимой и охлаждающее летом оказывают не только такие обширные водные поверхности, какими являются океаны, но и значительно меньшие по площади. Примером является оз. Байкал, над которым зимой температура выше, а летом ниже, чем в его окрестностях. На приведенных картах изотерм отчетливо видно также и влияние теплых и холодных океанических течений. Имея климатологические данные о распределении температуры, можно получить некоторое представление о зональном её распределении, если провести

давления за январь, июль, год на уровне моря.

Данные этой таблицы показывают, что и в среднем термический экватор смещен в северное полушарие; он располагается на широте 10°. Разность температур между термическим экватором и полюсами различна в разных полушариях и в разное время года. Летом эта разность в северном полушарии (июль) около 29°С, а зимой (январь) около 68°С, в южном же полушарии летом (январь) она составляет около 40°С, а зимой (июль) около 76°С, т.е. зимой эта разность особенно велика – она почти в два раза больше, чем летом. Отмечается увеличение амплитуд годовых колебаний температуры от экватора (где она порядка 1°С) к полюсам (35-40°С).

119

Таблица 5.2 Зональные среднемесячные и среднегодовые значения

температуры и давления воздуха на уровне моря (П.Н.Тверской)

Сравнение годовых амплитуд на одинаковых широтах показывает, что они в северном полушарии больше, чем в южном. Это находит себе объяснение в том, что в северном полушарии материки занимают большую площадь. На долю материков в

120

северном полушарии приходится 39% всей площади, а в южном – лишь 19%. В связи с этим в среднем за год северное полушарие на всех широтах теплее южного, и средняя за год температура северного полушария оказывается равной 15,2°С, а южного – 13,3°С, в среднем для всей земли она равна 14,2°С.

Временная изменчивость температуры воздуха.

Временная изменчивость температуры воздуха рассматривается в суточном, месячном, сезонном, полугодовом и годовом режимов. Для климатических характеристик в основном используется годовой ход температуры воздуха. Годовые колебания температуры воздуха в каждом пункте определяются прежде всего годовыми изменениями притока тепла от Солнца, но в то же время сильно зависят от характера подстилающей поверхности и ряда других указанных выше факторов (рис. 5.4).

Рис. 5.4. Годовой ход температуры на разных широтах.

1 – Батавия ( =6,2° ю.ш.), 2 – Ассуан ( = 24° с.ш.), 3 – Саратов ( = 51с.ш.), 4 – Верхоянск ( = 67° с.ш.), 5 – Трауренберг ( = -

80° с.ш.).

В северном полушарии наибольшая средняя месячная температура воздуха наблюдается в июле–августе, а наименьшая

– в январе-феврале. Влияние континентов и океанов проявляется

121

в том, что над континентами амплитуда годовых колебаний значительно больше, чем над океанами и побережьями, а также в том, что над континентами крайние значения наблюдаются несколько раньше (ближе к моментам солнцестояния), чем над океанами.

Тепловой баланс подстилающей поверхности

Солнечная энергия, поступающая на земную поверхность, преобразуется в тепловую энергию и распространяется в глубинные слои почвы, воды, а также в атмосферу. Перераспределение и всех форм преобразования солнечной энергии помогает составлению теплового баланса подстилающей поверхности и атмосферы, выражающего приходо-расход тепла в системе земля-атмосфера.

Земная поверхность получает значительное количество энергии от Солнца. Для поверхности суши уравнение теплового баланса отражает процесс распределения тепла, поступающего к поверхности и идущего на нагревание почвы и воздуха, а также на испарение воды с поверхности почвы. Для того чтобы его составить, необходимо просуммировать все потоки тепловой энергии между элементом поверхности и окружающим пространством.

Первой и самой существенной составной частью теплового баланса является радиационный баланс R. Второй составляющей теплового баланса является теплообмен в почве В. Третья составляющая теплового баланса представляет собой теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой Р. Четвертый член характеризует тепло, затрачиваемое на испарение влаги (или выделяющееся при конденсации) с подстилающей поверхности

LE.)

Суммируя все потоки тепла между единичной площадкой подстилающей поверхности и окружающим пространством (т.е. почвой и воздухом), получим следующее уравнение теплового баланса подстилающей поверхности:

R = В + Р+ LE

Тепловой баланс положителен, если приход тепла к подстилающей поверхности больше расхода (рис. 5.5.).

123

теплообмен в ней за такой промежуток времени можно принять равным нулю (В=0), т.е. считать, что количество тепла, получаемого ею за год, равно количеству отдаваемого тепла. В этом случае уравнение будет иметь вид:

R = Р + LE

Для поверхности сухой почвы, с которой не происходит испарения (т.е. LE = 0), тогда R = В + Р, а в среднем за год R = Р, т.е. все радиационное тепло расходуется на теплообмен с атмосферой (табл. 5.3).

Для поверхности океанов и морей, занимающих ¼ всей поверхности земного шара уравнение теплового баланса имеет вид: Ro = Во + Р+ LE, где Ro – радиационный баланс водной поверхности, Во - величина теплообмена в океане.

5.3.Водный режим земной поверхности

Изучение водного режима земной поверхности тесно связано с распределением давления воздуха, формированием воздушных масс высокого и низкого давления (антициклонов и циклонов).

Среднее распределение давления у земной поверхности (на уровне моря) хорошо изучено на основании средних многолетних данных. В самом общем виде оно характеризуется тем, что в экваториальной зоне наблюдается пониженное давление. К югу и к северу от этой зоны давление увеличивается и достигает максимума у 30-40° северной и южной широт. Это так называемые субтропические пояса высокого давления. Далее к высоким широтам (60-70° широты) давление понижается и притом особенно в южном полушарии. От этой субполярной зоны пониженного давления к полюсам оно опять несколько увеличивается.

Такова схематически общая картина распределения давления по земному шару. В действительности даже в средних выводах оно оказывается значительно сложнее, как это и можно, например, видеть, рассматривая карты изобар (рис. 5.6 и 5.7), на которых приведено среднее распределение давления на уровне моря в январе (зима) и в июле (лето).

124

Рис. 5.6. Изобары на уровне моря. Январь. (В.В.Шулейкн).

Рис. 5.7. Изобары на уровне моря. Июль. (В.В.Шулейкин)

125

Намечаемые на схеме пояса повышенного и пониженного давления распадаются на отдельные звенья в виде замкнутых барических областей высокого и низкого давления. Некоторые из этих областей существуют круглый год, усиливаясь или ослабевая в разные сезоны. Другие области существуют в определенных районах либо в зимнее, либо в летнее время. Эти барические области оказывают большое влияние на воздушные течения, условия погоды и климат на значительной территории, поэтому их называют центрами действия атмосферы.

При сопоставлении карт изобар для июля и января можно заметить также, что горизонтальные градиенты давления зимой больше, чем летом.

Следует подчеркнуть, что в каждый отдельный физический момент различия в распределении давления на поверхности Земли значительно больше, чем в средних выводах. Это особенно относится к средним и высоким широтам. Здесь постоянно образуются и распадаются циклоны и антициклоны, которые при этом не остаются неподвижными и неизменными по форме.

С формированием и перемещением циклонов связано распределение осадков по земной поверхности.

Характеристика и классификация осадков, выпадающих из облаков. Системный подход к выпадающим из облаков осадкам позволил подразделить их на: твердые, жидкие и смешанные. К твердым осадкам относятся:

Снег – осадки, выпадающие в виде ледяных и снежных кристаллов самой разнообразной формы, чаще всего в виде звездочек, нередко соединившихся в хлопья большого размера. Крупные снежинки достигают в поперечнике 10 мм, а крупные хлопья могут иметь размеры до 8-10 см.

Снежная крупа, представляющая собой довольно мягкие непрозрачные крупинки сферической формы белого или матового цвета диаметром до 2-5 мм.

Снежные зерна, отличающиеся от крупы меньшими размерами, их диаметр составляет 1 мм.

Ледяная крупа – твердые частицы (крупинки) размером 2- 5 мм, с поверхности прозрачные, в центре имеющие непрозрачное белое ядро.

126

Град – кусочки льда разнообразной формы и размера. Градины по размерам, как правило, значительно больше ледяной крупы, их диаметр составляет от 2-3 мм до нескольких сантиметров.

Ледяной дождь, представляющий собой мелкие твердые, совершенно прозрачные сферические частички диаметром 1-3 мм.

Ледяные иглы – мельчайшие ледяные кристаллы, не имеющие ветвистого строения. В морозные дни они видны как сверкающие на солнце блестки.

К жидким осадкам относятся:

Дождь – осадки в виде капель воды разного размера (от 0,5 до 7 мм в диаметре).

Морось – осадки, состоящие из настолько мелких капель дождя (диаметр < 0,5 мм), что их падение почти незаметно и они кажутся взвешенными в воздухе.

Наконец, нередко выпадают осадки смешанного характера, состоящие из смеси одновременно выпадающих твердых осадков и дождя, например ледяная крупа и дождь, а также так называемый мокрый снег – осадки, состоящие из тающего снега или смеси снега с дождем.

В зависимости от физических условий образования, продолжительности и интенсивности выпадения осадки принято разделять на три типа:

1)обложные, выпадающие из системы фронтальных облаков. Это осадки средней интенсивности, но продолжительного характера; они охватывают одновременно значительную площадь; выпадают в виде капель дождя среднего размера или снега;

2)ливневые, выпадающие обычно из кучево-дождевой облачности (облаков нижнего яруса). Они часто отличаются большой интенсивностью. Начинаются они внезапно и длятся недолго, но нередко возобновляются повторно, охватывая обычно небольшую площадь. При ливневых осадках капли дождя крупнее, чем при обложных. В твердом виде – это крупные хлопья снега, снежная крупа, а иногда и град. Их выпадение часто сопровождается грозами и шквалами;

3)моросящие, выпадающие из облаков верхнего яруса. Они состоят из наиболее мелких дождевых капель, мельчайших

127

снежинок или ледяных игл. Интенсивность этих осадков очень мала. Образуются они главным образом внутри однородных устойчивых воздушных масс.

Распределение осадков по земной поверхности.

Измерения количества осадков (в мм, см, м), производимые на метеорологических станциях за сутки, позволяют получить очень ценные в практическом отношении данные о суммарном количестве воды, выпадающей в различных районах земной поверхности, за более или менее значительный промежуток времени (год, сезон, месяц). В целом для земного шара наибольшее количество осадков в среднем за год выпадает в экваториальной зоне, наименьшее количество их приходится на высокие широты (Арктику и Антарктику) и субтропическую зону пустынь.

Наиболее увлажненные области получают в год свыше 200 см осадков; в отдельных областях (острова Тихого океана и возвышенные берега материков) количество годовых осадков превышает 300-400 см. Рекордные количества осадков отмечены на горе Валиаги на о.Кауаи (Гавайские острова) и в Черрапунджи (Индия). Там выпадающий за год слой дождевой воды в среднем составляет около 12 м, а в отдельные годы – 15 м и даже больше.

Наряду с такими областями обильных осадков встречаются места, где осадки не выпадают по несколько лет. Это наиболее сухие области пустынь Чили, Перу и Сахары. Во всей субтропической зоне высокого давления и наименьшего количества облаков общее количество осадков менее 25 см в год.

В умеренных широтах количество осадков изменяется от места к месту в довольно широких пределах. Прибрежные области обычно характеризуются количеством осадков от 75 до 100 см, внутренние части материков – от 25 до 50 см.

С высотой над уровнем моря (в горах) количество осадков увеличивается до известного предела, а затем уменьшается. На европейской территории России, Украине, Белоруссии за год выпадает 60-70 мм осадков (рис. 5.8, 5.9). На южных склонах Кавказского хребта и во влажных субтропиках – на Черноморском побережье Кавказа, Алтае и Дальнем Востоке свыше 200 см за год.

128

РИС. 5.8. Количество осадков (мм) за теплый период. Апрель–октябрь (О.А.Дроздов).

129

Рис. 5.9. Годовое количество осадков (мм).

I – меньше 100, 2 – от 100 до 200; 3 – от 200 до 300; 4 – от 300 до 400; 5 – от 400 до 500; б - от 500 до 600; 7 – от 600 до 700; 8 - от 700 до 800; 9 – от 1000 до 1500; 10 – 01 1500 до 2000; 11 – больше 2000. (О.А. Дроздов).

130

У западных границ Европейской территории России годовое количество осадков составляет 65-70 см, в центральных областях 50-60 см и дальше на восток оно еще несколько уменьшается. В

Средней Азии и на северо-востоке России (до 20 см за год).

Если температура земной поверхности и прилегающих к ней слоев воздуха ниже 0°С, то осадки, выпадающие в этом случае, главным образом в виде снега, образуют снежный покров.

Высота снежного покрова зависит от количества выпавшего снега, его плотности, рельефа местности и растительности. Наибольшая толщина снежного покрова в России бывает на западных склонах Урала, в средней и западной частях Сибири и на Дальнем Востоке (в низовьях Амура). На юге Сахалина и Камчатки высота снежного покрова составляет около 1-1,5 м. В высокогорных зонах (на Кавказе, Памире и др.) высота снежного покрова достигает нескольких метров.

Плотность снежного покрова изменяется в очень широких пределах. В зимние месяцы средняя плотность снежного покрова в России составляет около 0,2 г/см3, весной – до 0,3 г/см3. Если известна средняя плотность снега с и высота его залегания h, то можно определить количество воды, содержащейся в снежном покрове по формуле: W= сh г/см2. Этот запас воды, накопленный за зиму, идет частично при таянии снега на увлажнение почвы, что имеет очень важное значение для питания сельскохозяйственных культур.

Важной характеристикой осадков является также их интенсивность, которая убывает от экваториальных широт к высоким. Наиболее значительные осадки выпадают обычно в виде ливней. Известны случаи, когда интенсивность достигала 10 мм в минуту.

В России неоднократно наблюдались ливни интенсивностью 5-6 мм в минуту. В тропиках нередко выпадает за сутки до 1000 мм осадков (в 1911 г. на Филиппинах выпало 1168 мм за сутки). Наибольшее суточное количество осадков, отмеченное в России, составляет около 300 мм.

132

Среднее многолетнее количество осадков дает представление о 50%-ной обеспеченности территории осадками больше или меньше этой величины. Поэтому для более объективной оценки влагообеспеченности посевов сельскохозяйственных культур используется расчет количества выпадающих осадков различной обеспеченности.

Для этих целей строят номограммы осадков различной вероятности. Зная потребность растений в осадках за определенный период и обеспеченность такого количества осадков за этот же период, делают вывод об уровне влагообеспеченности посевов.

Наиболее благоприятные условия для возделывания сельскохозяйственных культур является территория, на которой выпадает за апрель-октябрь количество осадков в сумме 300500 мм (рис. 5.9). Недостаток или избыто осадков негативно сказывается на формирование урожайности.

Вместе с оценкой увлажненности территории за период активной вегетации сельскохозяйственных культур большой интерес представляют вариации в интенсивности выпадения осадков в течение теплого периода года. Так в умеренных широтах в зоне муссонного климата северного полушария наибольшее количество осадков выпадает во второй половине теплого периода (июль-сентябрь), создавая при этом избыточное увлажнение почвы, в то время когда первая половина летнего сезона (апрель-июнь) засушлива и растения испытывают недостаток во влаге.

Максимальное количество осадков в муссонном климате Дальнего Востока во второй половине лета связано с прохождением тропических циклонов (тайфунов) (рис. 5.10).

Тропические циклоны обычно зарождаются и развиваются над океанами в низких широтах тропического климатического пояса, над водной поверхностью между 5 и 20 северной и южной широт. В Тихом океане чаще всего они возникают на 5- 10 широты и 125-150 восточной долготы.

133

Глава 6

ОЦЕНКА АНОМАЛЬНЫХ ЯВЛЕНИЙ ПОГОДЫ (ЗАСУХА И СУХОВЕИ)

6.1.Понятия о засухах и суховеях

Каномальным явлениям погоды относятся засуха и суховеи. Засуха – аномальное явление погоды, возникающее при

длительном отсутствии осадков и характеризующееся значительным снижением влажности воздуха и почвы.

Основным признаком засухи считают устойчивую антициклональную погоду с длительными периодами без осадков и большой сухостью воздуха.

Следствием засухи является усиленное испарение влаги из наземных частей растений и поверхности почвы, а также иссушение корнеобитаемого слоя почвы.

К настоящему времени написано много научных работ о засухе и её влиянии на растения. Подробная библиография по данному вопросу приводится в трудах Е.А.Цубербиллер (1966), А.И.Руденко (1958), И.Е.Бучинского (1976), В.И.Логинова (1976), О.А.Дроздова (1980), Е.С.Улановой (1988), А.Н.Полевой (1992), Л.И.Сверловой (1993,2000) и др.

Засуху подразделяют на атмосферную, почвенную и биологическую (общую). Существует много определений типов засух. Характерной особенностью атмосферной засухи является большая сухость воздуха, почвенной – сухость почвы, а биологической – увядание растений от сухости воздуха и почв. Температура воздуха и почвы является показателем усиленного процесса иссушения почвы во время атмосферной засухи и процесса иссушения растений – по время наступления биологической засухи. Чем выше температура и скорость ветра сухого воздуха, тем быстрее наступает иссушение почвы и обезвоживание клеточных тканей растений.

Л.И.Сверлова в 1983 г. на основе проведенных научных исследований уточнила понятийный аппарат критериев, характеризующих засуху.

134

1.Днем с атмосферной засухой считается такой день, когда хотя бы в один из сроков метеорологических наблюдений (1,7,13,19 часов) относительная влажность воздуха была равна 30% и ниже (при штиле или слабом ветре до 5 м/сек).

2.Днем с суховеем считается такой день, когда хотя бы в один из сроков наблюдений при относительной влажности воздуха 30% и менее скорость ветра была 5 м/с и более.

3.Под засушливым периодом понимается такой, когда при отсутствии осадков непрерывно или с интервалом не более 7 дней друг за другом следуют засушливые и суховейные дни.

За начало засушливого периода предлагается принимать первый день с атмосферной засухой, суховеем, после которого или последующих дней перерыв составит не более 7 дней.

За конец засушливого периода принимается последний день

сатмосферной засухой, суховеем, перед которым или последующими днями, не последует перерыва более 14 дней (двух синоптических периодов).

Такой подход к оценке продолжительности засушливого периода вполне правомерен при длительном отсутствии осадков и устойчивости антициклогенеза над рассматриваемой территорией.

6.2. Синоптические процессы, формирующие атмосферную засуху

Известно, что засуха на Украине и в Поволжье связана о вторжениями сухих холодных арктических воздушных масс в умеренные широты европейской территории России, опусканием высотной фронтальной зоны, приземных фронтальных разделов к югу и формированием за холодными участками фронта мощного антициклона. Это вызывает устойчивый юго-западный вынос горячих и сухих воздушных масс из Африканского континента и Средней Азии на Украину, Поволжье, Северный Казахстан и Западную Сибирь.

От того, какое положение занимает полюс циркуляции (ЦПВ) зависит положение фронтальной зоны, и, естественно, формирование траектории антициклонов.

135

Засуха в Центральной Якутии возникает при интенсивном вторжении арктического воздуха на Восточную Сибирь, смещении к югу струйного течения и арктического фронта и формированием за его холодными участками обширного антициклона.

Врезультате возникает устойчивый юго-западный перенос горячих и сухих воздушных масс из Монголии, Северного Китая на Забайкалье и Якутию. Устойчивость переноса обеспечивается формированием блокирующего гребня над Охотским морем и Камчаткой, тропосферной ложбины на юге Дальнего Востока.

Засуха в Забайкалье и Амурской области, Хабаровском и Приморском краях обусловливается стационарностью высотного гребня, ось которого ориентирована вдоль долины нижнего течения р. Амур, характеризуется большей устойчивостью и медленным смещением в восточном направлении высотного гребня; стационарным положением гребня над Монголией, Забайкальем и прохождением над Приамурьем неглубоких высотных ложбин, теплого сектора квазиполярного фронта; серией циклонов, смещающихся из районов Монголии по северным районам Амурской области и Хабаровского края в Охотское море. Центральные и южные районы Амурской области

иХабаровского края в это время спорадически оказываются в теплом секторе циклонов, что, соответственно, вызывает в Приамурье бездорожье, хронический дефицит влаги в воздухе и значительное иссушение верхних слоев почвы.

Таким образом, периодическое появление засух в северном полушарии над той либо иной территорией суши связано с нарушением зонального потока, интенсивным вторжением арктического воздуха в умеренные широты, развитием высотного антициклона или гребня, опусканием высотной полярной фронтальной зоны и приземных фронтальных разделов (арктического и полярного) к югу и формированием за холодными участками фронта мощных антициклонов.

Это обусловливает юго-западный вынос горячих и сухих воздушных масс из пустынь субтропиков Африки, Западной, Средней и Восточной Азии.

Вряде работ по атмосферной циркуляции рассмотрен вопрос о сопряженности процессов циркуляции в разных районах

136

северного полушария и представлены количественные показатели траектории крупных атмосферных вихрей при устойчивом западном переносе воздушных масс в тропосфере. Установлено, что между циркуляцией атмосферы в различных районах полушария существуют связи, но они не одинаковы и зависят от интенсивности зонального или меридианального переноса.

Типичное положение струйных течений в периоды засух в умеренных широтах климатического пояса представлено на рис. 6.1.

Перенос воздушных масс в тропосфере способствует возникновению блокирующих гребней за пределами основного потока воздушных масс с юго-запада на северо-восток и формированию устойчивых антициклонов.

Траектории вторжения арктического воздуха в умеренные широты зависят от положения полюса циркуляции и расположения этих центров. Полюс циркуляции может занимать центральные районы Арктики, когда центр планетарного вихря находится над Северным Ледовитым океаном, может сдвигаться в Тихоокеанский сектор к Чукотке, в район Гренландии, Канады, Баренцева моря, Таймырского полуострова.

Синоптическая ситуация при формировании засух над материками умеренного климатического пояса северного полушария приводится на рис. 6.2, 6.3 и 6.4.

Характер вторжений воздушных масс по соответствующим траекториям обусловлен интенсивностью антициклогенеза в полярных широтах. Чем мощнее антициклогенез, тем значительнее похолодание в полярных широтах. Арктический холодный и сравнительно сухой воздух, продвигаясь к югу, прогревается и по мере повышения температуры в нем увеличивается дефицит влаги. Он становится еще суше. Образовавшийся дефицит влаги в воздухе начинает пополняться за счет влаги, которая содержится в почве. Начинается усиленный процесс её иссушения.

Удалению воздуха от состояния насыщения способствуют нисходящие движения воздуха в антициклоне. Днем, при сравнительно высоких температурах, относительная влажность воздуха снижается до 30-25,5%, и только ночью при низких температурах повышается до 50-70%.

137

Рис. 6.1. Типичное положение струйных течений в периоды засух в Сибири и на Дальнем Востоке

139

Рис.6.3. Синоптическая ситуация в период засухи. Карта-схема приземного барического поля за 20.06.75

140

Рис. 6.4 Карта-схема приземного барического поля за 16 часов местного времени 30.06.75.

141

6.3. Критерии оценки и классификация засух

Для определения засухи предложено много критериев для их оценки и эмпирических формул для их расчета, основанных на использовании динамических закономерностей. Их применение позволило составить характеристики для отдельных зон земной поверхности по оценке периодической засушливости, установить их роль в формировании урожайности сельскохозяйственных культур и распространении лесных пожаров.

Большинство научных работ по оценке засухи построено на использовании физических теорий динамических закономерностей применительно к определенным природноклиматическим зонам.

Некоторые авторы для оценки периода с атмосферной засухой используют отношение сумм осадков к испаряемости (Н.Н.Иванов,1948; В.П.Попов, 1960), другие - отношение осадков к дефициту влажности воздуха (П.И. Колосков, 1925; Д.И.Шашко, 1985) или отношение осадков к температуре воздуха (Г.Т.Селянинов,1928).

Ряд исследователей (В.М.Обухов,1949; А.В. Мещерская, 1978; О.А.Дроздов,1980) оценивают атмосферную засуху по сумме осадков в % к климатической норме. Очень сильная засуха наблюдается при сумме осадков менее 50% от нормы, сильная – 50-70% от нормы, средняя – при 71-80% от нормы.

Однако, оценка условий увлажнения только по количеству выпавших осадков недостаточна, так как в различных районах страны может выпадать одинаковое количество осадков, но влагообеспеченность посевов в течении периода вегетации будет разной. Так, на Кольском полуострове, в ряде районов юга Украины, Среднего Поволжья за год выпадает 300-400 мм осадков, но Кольский полуостров относится к зоне низких температур и избыточного увлажнения, а остальные перечисленные районы – к засушливой зоне и более высоким температурам воздуха, что обеспечивает разную испаряемость в этих районах. Поэтому при оценке условий увлажнения сельскохозяйственных культур используется отношение количества осадков к температуре или к дефициту влажности воздуха.

142

Так, в 1933 году Г.Т.Селянинов предложил показатель увлажнения – гидротермический коэффициент (ГТК):

ГТК

r

0.1 t 10 C

где: r – сумма осадков за период вегетации с температурой воздуха выше 10 °С; t>10 C – сумма температур за этот же период.

По Г.Т.Селянинову, увлажнение вегетационного периода бывает избыточным при ГТК > 2,0, засушливые условия наблюдаются при ГТК < 1,0 и сухие при ГТК < 0,5.

Однако этот метод имеет определенные ограничения. Метод оценки увлажненности вегетационного периода по ГТК нельзя применять для оценки условий увлажнения весны и осени, когда средняя суточная температура воздуха ниже 10 °С.

В 1955 году Д.И.Шашко в качестве показателя увлажнения предложил использовал (Md) – отношение суммы осадков за год (r) к сумме дефицитов влажности воздуха ( d) за год:

Md r

d

По показателю Md очень сильная засуха отмечается при значениях Md = 0,07 и менее, сильная засуха – при значениях Md=0,07-0,18; средняя засуха – при Md=0,18-0,25; слабая засуха – Md =0,25 и более.

В 1953г. М.С. Кулик оценивал засуху по запасам продуктивной влаги в пахотном слое почвы. Он предложил считать снижение запасов продуктивной влаги до 19 мм началом засушливого периода, а снижение запасов влаги до 9 мм – началом сухого периода.

Суховеи являются составной частью засухи. Е.А. Цубербиллер сформулировала критерии суховеев в следующем виде: суховей, характеризуется ненормально большим для данной географической точки и времени года дефицитом влажности воздуха, превышающим среднее месячное его значение в 13 часов в 1,5 раза (слабые суховеи), в 2 раза (интенсивные суховеи), в 3 раза (очень интенсивные суховеи).

Исследования Л.И. Сверловой (1983) показали, что при одном и том же дефиците влажности воздуха, например, 20 гПа

143

относительная влажность воздуха изменяется по территории России от 15 до 42%, а температура – от 18 до 28°С, что значительно влияет на транспирацию растений и испарению влаги над с поверхности почвы. Поэтому, более правильным атмосферную засуху оценивать не через дефицит влажности воздуха, а через показатель относительной влажности воздуха, используя критерий А.А. Каминского: «Воздух, имеющий относительную влажность 30% и менее, считается сухим, 30-70%

– влажным, 70-100% – избыточно влажным».

Известно, что растения могут сильно повреждаться и даже гибнуть при нормальных условиях увлажнения, но при температурах выше или ниже биологического минимума.

При высоких температурах (выше биологического максимума) в растениях, при нормальной влажности воздуха и почв, происходит подавление синтеза, окислительное разрушение структур и гибель растений (от жары). При температурах ниже биологического минимума все жизненные процессы в организме прекращаются, парциальное давление в клетках возрастает, происходит разрыв клеточных тканей и гибель растения (от заморозка). Поэтому при оценке влияния атмосферной засухи на растения необходимо учитывать температуру воздуха.

Для большинства культур умеренных широт северного полушария верхним пределом оптимальных температур является 25°С. Верхним пределом влияния на растения сухих ветров является скорость ветра 10 м/с.

По мнению Е.А. Цубербиллер (1966) ветер увеличивает вредное действие засухи на растения, особенно его скорость выше 10 м/сек в сухом воздухе. Поэтому возрастает влияние засухи и суховеев на растения, т.к. при суховеях при суховеях со скоростью более 10 м/сек осуществляется не только физическое, но и механическое их повреждение.

В 1983г. Л.И.Сверловой был предложен метод оценки атмосферной засухи, основанный на учете статистических закономерностей, т.е. расчете вероятностей появления засушливых и суховейных дней. По этому методу засушливость того или иного периода определяется путем расчета вероятностей появления дней с атмосферной засухой по формуле (КN ):

где: KN – коэффициент засушливости рассматриваемого периода (вероятность появления засушливых дней в %).

N1- число дней с засухой и суховеями за рассматриваемый период;

N- число календарных дней этого периода.

При оценке влияния засухи и суховеев на сельскохозяйственные растения во время засушливого периода учитываются два параметра:

1)количество дней с температурой воздуха 25°С и выше во время засушливого периода (Кt);

2)количество дней с суховеями, скорость которых 10 м/с и более (Кv).

Температурный показатель засухи (Кt):

где: Nt>25 C – количество дней в течение засушливого периода, когда во время снижения относительной влажности воздуха до 30% и менее температура воздуха была выше 25 С.

Ветровой показатель засухи (Кv):

Учет больших скоростей ветров во время засушливого периода предлагается осуществлять по ветровому показателю засухи (Кv):

где: NV>10 m/c – количество дней в течение засушливого периода, когда во время снижения относительной влажности воздуха до 30% и менее скорость суховея составляла 10 м/с и более.

Эти два параметра легли в основу расчета нового коэффициента – интенсивности засухи (Кi).

Кi= Кt + Кv

Таким образом, климатическую оценку атмосферной засухи во время засушливого периода предлагается давать на основе расчета показателей KN – вероятность появления засушливых дней и Кi – интенсивность засухи.

145

Классификация дней с атмосферной засухой с учетом её влияния на урожайность сельскохозяйственных культур представлена в таблице 6.1.

Таблица 6.1

Классификация атмосферной засухи

К установлению корреляционной связи показателей засушливости KN, Ki и урожайности привлекались материалы наблюдений ГМС, расположенных в избыточно-влажной (Амурская область, Хабаровский край) и сухой (Туркменистан) зонах увлажнения.

Статистическая связь значений KN и Ki устанавливалась по материалам ГМС Амурской области и Хабаровского края (Братолюбовка, Завитая, Поярково, Константиновка Амурской области и Екатерино-Никольское, Ленинское, Надеждинское ЕАО, Хабаровск, Вяземская, Лермонтовка Хабаровского края) и урожайности яровой пшеницы, ячменя, овса, по Амурской области и Хабаровскому краю.

В 1981г. Н.И. Калинин в результате проведенных исследований пришел к выводу, что для большинства культур во все фазы развития запасы продуктивной влаги не должны быть ниже 65-70% наименьшей полевой влагоёмкости. Наличие влагозапасов ниже указанных уровней свидетельствует о недостаточном увлажнении почвы.

Наименьшая полевая влагоёмкость (НПВ) это максимальное количество воды, удерживаемое почвой в природных условиях