/
Author: Кобышева Н.В. Акентьева Е.М. Богданова Э.Г. Карпенко В.Н. Клюева М.В.
Tags: климатология география климат метеорология природа и климат
ISBN: 5-286-01409-7
Year: 2001
Similar
Text
04-26
144
к. Ill MAI
РОССИИ
Под редакцией
д-ра геогр. наук, проф. Н.В. Кобышевой
Санкт-Петербург
ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ
2001
ФХ |
УДК 551.582 (075.8)(083j
Н. В. Кобышева, Е. М. Акентьева, Э. Г. Богданова, В. Н. Карпенко,
М. В. Клюева, В. И. Липовская, К. М. Лутина, Е. Н. Разова, Ю. А. Семенов,
В. В. Стадник, К. Ш. Хайруллин
Рецензент:
д-р геогр. наук, проф. А.И. Угрюмов
(Российский государственный гидрометеорологический университет)
Дается детальная характеристика радиационных, термических, вет-
ровых факторов, режима увлажнения и метеорологических явлений,
формирующих климат России. Подробно излагается методика получе-
ния исходного материала, дается ресурсная оценка климата, включая
проблемы энергетики, публикуются климатические карты.
Предназначена для исследователей в области климатологии, метео-
рологии, географии, а также для использования содержащейся клима-
тической информации при проектировании, строительстве и эксплуата-
ции сооружений. Может быть рекомендована в качестве учебного посо-
бия для преподавателей, аспирантов и студентов, специализирующихся
в климатологии, метеорологии и географии.
The book presents a detailed characteristic of radiation, thermal, wind
factors, wetting regime and meteorological phenomena forming the climate
of Russia. It describes in detail procedures for obtaining the initial materi-
al, gives the resource estimation of the climate including energetic prob-
lems. Climate maps are published as a supplement.
For research-workers in field of climatology, meteorology and geograp-
hy and for using of climatic information for construction designing, buil-
ding and employing. This publication can be recommended as a textbook for
post-graduates students specializing in climatology, meteorology and geo-
graphy.
Книга издана при финансовой поддержке Российского фонда
фундаментальных исследований, проект № 96-05-78012.
Отзывы и замечания направлять по адресу: 194021, Санкт-Петербург,
1805040400- 82
К 069(02)-01
© Авторы, 2001 г.
ISBN 5—286—01409—7
Посвящается 300-летию
Санкт-Петербурга — колыбели
отечественной гидрометеорологии
ПРЕДИСЛОВИЕ
Новая метеорологическая информация последних десятилетий в условиях
меняющегося климата позволяет получить более точные сведения об атмосфе-
ре, необходимые как для теоретических, так и для практических научных ис-
следований. Научно-исследовательские и сетевые подразделения Федеральной
службы России по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (Рос-
гидромета) накопили большой архив климатических данных, методически
правильно обработанных, с единым рядом наблюдений Под научно-методиче-
ским руководством Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова
(ГГО) совместно с территориальными управлениями Росгидромета выполнена
фундаментальная работа по созданию климатических справочников, описанию
климата больших городов и определению отдельных метеорологических харак-
теристик. Результаты обобщены сотрудниками ГГО в наиболее полном описа-
нии климата Российской Федерации.
Данная монография содержит большое количество справочного материала;
обширное приложение климатических карт фактически может служить в ка-
честве прикладного климатического атласа.
Книга состоит из введения и 11 глав. Введение написано д-ром геогр. наук,
проф. Н. В. Кобышевой и канд. геогр. наук К. Ш. Хайруллиным; главы 1, 2 (за
исключением п. 2.1), 7, 8, п. 10.5, гл. 11 (за исключением п. 11.3) — д-ром
геогр. наук, проф. Н. В. Кобышевой; гл. 3 — канд. геогр. наук В. В. Стадник;
п. 4.1 (за исключением пп. 4.1.4 и 4.1.5) — канд. геогр. наук М. В. Клюевой;
п. 4.2 — канд. геогр. наук Е. Н. Разовой; гл. 5 (за исключением п. 5.6) и гл. 9 —
канд. геогр. наук Ю. А. Семеновым; п. 2.1 и гл. 6 (за исключением пп. 6.2.7
и 6.3) — канд. геогр. наук Е. М. Акентьевой; п. 6.2.7 — канд. геогр. наук
Э. Г. Богдановой; п. 6.3 — канд. геогр. наук В. И. Липовской; п. 5.6 и гл. 10
(за исключением пп. 10.4 и 10.5) — канд. геогр. наук В. Н. Карпенко;
пп. 4.1.4, 4.1.5 и 10.4 — канд. геогр. наук К. Ш. Хайруллиным; п. 11.3 —
канд. геогр. наук К. М. Лугиной.
Авторы выражают благодарность всем климатологам территориальных
управлений Росгидромета, а также специалистам Управления работ федераль-
ного назначения в области гидрометеорологии, государственной наблюдатель-
ной сети, Арктики и Антарктики Росгидромета (УРСА) за многолетнее продук-
тивное сотрудничество в исследовании климата России.
Авторы признательны проф. О. А. Дроздову за полезное обсуждение отдель-
ных разделов данной монографии.
3
ВВЕДЕНИЕ
История климатического описания России начинается с монографии
К. С. Веселовского „О климате России”, опубликованной в 1857 г. Автор впер-
вые использовал архив Главной физической обсерватории (ныне ГГО), где хра-
нились результаты метеорологических наблюдений за 10—20 лет и более по
сети станций, проводящих регулярные наблюдения (около 100 станций). Хотя
данные были получены разнотипными приборами в различных системах еди-
ниц измерений, тем не менее автору удалось обработать имеющийся материал,
проанализировать его и создать первую климатическую сводку России.
С расширением сети станций, унификацией приборов и накоплением рядов
наблюдений стало возможным создание капитального труда А. И. Воейкова
„Климаты земного шара, в особенности России” (1884 г.), в котором впервые
была объяснена физическая сущность и представлена структура сложных кли-
матических процессов, выявлены климатообразующие факторы и их взаимо-
действие с физико-географическими условиями.
В 60-х годах XX в. учеными ГГО наряду с созданием климатических спра-
вочников и „Атласа СССР” были подготовлены климатические описания раз-
личных регионов Российской Федерации: европейской части (автор А. Н. Лебе-
дев, 1958 г.), Кавказа и Дальнего Востока (А. А. Занина, 1960 и 1968 гг.), За-
падной Сибири (В. В. Орлова, 1962 г.), Восточной Сибири (Е. Я. Щербакова,
1961 г.). Кроме того, публиковались учебники по климату СССР (Б. П. Алисов,
О. А. Дроздов и Е. С. Рубинштейн, 1952 г.; Б. П. Алисов, 1957 г.; С. И. Костин,
Т. В. Покровская, А. А. Борисов, 1970 г. и др.) и многочисленные монографии
по отдельным метеорологическим характеристикам, имеющие большое при-
кладное значение.
Изучение климата в последние десятилетия стало одним из наиболее важ-
ных направлений научных исследований. Жизнь и деятельность людей прохо-
дят во внешней среде (атмосфере), поэтому все основные проблемы жизнеобес-
печения человечества непосредственно связаны с климатом, характеризующим
в многолетнем плане режим этой среды.
С развитием научно-технического прогресса наше общество и его экономи-
ка не стали полностью независимыми от климата, а наоборот, в последнее вре-
мя эта зависимость возросла. Все более чувствительными к экстремальным
климатическим явлениям становятся сельское и лесное хозяйство, водные ре-
сурсы. Как в России, так и во всем мире изменились социально-экономические
условия жизни людей, требующие все больших энергетических затрат. Интен-
сивный рост энергетических ресурсов общества сделал особенно актуальными
экологические проблемы, которые заставили наряду с необходимостью энерго-
сбережения обратиться к таким альтернативным источникам энергии, как ве-
тер и солнечная радиация. Возникла угроза изменения климата за счет дейст-
4
вия антропогенных факторов. Все это привело к тому, что как использование
традиционной климатической информации, так и предсказание будущих кли-
матических событий превратились в мощное средство планирования и руко-
водства всеми видами социально-экономической деятельности и ее развития.
Знание климата как в ретроспективном плане, так и в будущем необходимо
для того, чтобы полнее использовать климатические ресурсы и смягчить по-
следствия участившихся в последнее время экстремальных климатических
явлений (засух, наводнений, внесезонных похолоданий), и может даже явить-
ся „ключом” для выживания человечества.
Последние монографии по климату России (в составе СССР) и по ее
крупным регионам относятся к 70-м годам и основываются на данных наблю-
дений в лучшем случае до 1960 г. Многие данные для этих монографий получе-
ны косвенными способами и, как показали дальнейшие исследования, не пол-
ностью достоверны, вследствие чего нуждаются в пересмотре, а установленные
на их основе закономерности — в переосмыслении. Последнее тем более необ-
ходимо, что в настоящее время происходят неуклонный рост и расширение по-
тока климатической информации, а также возникают новые технологии по-
лучения и использования данных о климате.
Климатологи всего мира уже не ограничиваются анализом средних условий
климата, а развивают так называемую климатологию „вторых моментов”, т. е.
исследуют изменчивость погоды и климата. В последнем справочнике по кли-
мату СССР [115], составленном под руководством авторов, содержатся данные
не только о вторых, но и о третьих моментах всех основных метеорологических
величин. Таким образом, данные этого справочника позволяют анализировать
не только значение, но и характер изменчивости метеорологических величин.
Например, можно оценить, в каком направлении от среднего уровня наиболее
сильно отклоняются отдельные значения метеорологической величины. К со-
жалению, ни после составления последнего справочника, ни после выхода в
свет предыдущего издания [146] не были описаны методика и технология полу-
чения информации, содержащейся в этих справочниках. Незнание же того,
как рассчитаны климатические характеристики, ведет, как правило, к их не-
верной интерпретации и анализу. Поэтому в данной монографии в гл. 1 прежде
всего изложены методы получения характеристик климата.
Климатическая информация, представленная в [115] и составляющая осно-
ву данной монографии, является базовой для получения специализированных
характеристик, используемых в различных областях экономики и социальной
сферы. Такими базовыми показателями служат средние, средние квадратиче-
ские отклонения, коэффициенты асимметрии и корреляции. Они позволяют
рассчитать большую часть прикладных специализированных характеристик
косвенными методами, не обращаясь к исходному материалу первичных метео-
рологических наблюдений. В частности, на их основе легко могут быть получе-
ны аналогичные статистические характеристики энтальпии (теплосодержания
воздуха), градусодней, наиболее холодных пятидневок, температурных воздей-
ствий и др. Все перечисленные характеристики входят в СНиП и являются
основными при расчетах теплового режима зданий (проектировании огражда-
ющих конструкций, систем отопления, вентиляции и кондиционирования,
тепловых нагрузок, расходов тепла, холода и влаги в кондиционерах и др.),
ветровых, гололедных, снеговых и ледовых нагрузок на здания и сооружения,
при ветро-гелиоэнергетических расчетах, при определении эквивалентно-эф-
фективной температуры для человека и др. Вместе с тем ряд климатических ха-
5
рактеристик, представленных в монографии, используется непосредственно в
климатических приложениях. Например, расчетные экстремальные значения
скорости ветра и температуры воздуха входят в число нормативных, установ-
ленных МАГАТЭ для целей атомной энергетики. Интенсивность осадков вклю
чают в расчеты канализации, а по количеству осадков оценивают возможность
искусственного орошения.
Поскольку почти все базовые и многие прикладные климатические ха-
рактеристики картированы, появляется возможность интерполировать клима-
тические данные для любой географической точки на территории России. Сле-
дует отметить, что так как число станций, по которым приведены климатиче-
ские характеристики, в [115] меньше, чем в [146], при построении карт для на-
стоящей монографии в отдельных районах учитывались данные [146], которые
при этом корректировались. Кроме того, изолинии на картах проводились с
ориентацией на различного рода косвенные признаки. Например, карты облач-
ности и осадков согласовывались между собой. Карты повторяемости смерчей
увязывались с картами средних значений вертикальных градиентов и т. д.
В заключение следует отметить, что авторы при работе над монографией, с
одной стороны, старались познакомить специалистов с современными достиже-
ниями климатографии, детально анализируя структуру распределений ме-
теорологических величин и методику расчета их характеристик, с другой сто-
роны, стремились выделить главные особенности климата России, полезные и
интересные для широкого круга читателей.
1. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МЕТОДАХ
ПОЛУЧЕНИЯ КЛИМАТИЧЕСКОЙ ИНФОРМАЦИИ,
ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ДЛЯ АНАЛИЗА КЛИМАТА
1.1. Основные положения и формулы
Современный этап развития методов климатологической обработки метео-
рологической информации характеризуется, с одной стороны, использованием
и уточнением апробированных на протяжении многих лет классических мето-
дов климатологии, сохраняющих свою значимость до сих пор. С другой сторо-
ны, постоянно происходит отбор новых, наиболее рациональных приемов и ме-
тодов статистической обработки материала. Современные статистические мето-
ды являются мощным орудием исследования, но эффективность их использо-
вания ввиду специфики метеорологических данных заранее не гарантирована.
Поэтому результаты применения того или иного нового метода требуют тща-
тельного анализа: проверки их соответствия эмпирическим данным и оценки
физического смысла.
Климатическая продукция прикладного характера часто заменяет в ка-
кой-то мере прогностическую информацию или используется для получения
последней. Это вынуждает особенно внимательно оценивать использование
имеющихся материалов, искать оптимальные методы систематизации исход-
ных данных и их обработки.
В настоящее время происходит очень быстрое развитие автоматизирован-
ной обработки и графического изображения климатических данных при помо-
щи компьютеров. В этих условиях перед изложением закономерностей и осо-
бенностей климата России целесообразно привести описание методики, исполь-
зуемой при анализе климатической информации. Ясное представление о том,
как получен исходный климатический материал, поможет читателю понять
авторскую интерпретацию климатических закономерностей.
В настоящей монографии использованы материалы справочника [115], под-
готовленного под руководством и при непосредственном участии авторов дан-
ной книги- Климатические характеристики, содержащиеся в справочнике,
рассчитаны по продленным метеорологическим рядам до 1980—1985 гг. Боль-
шая часть из них получена автоматизированным способом в вычислительных
центрах ВНИИГМИ—МЦД и ЗапСибНИИ, а также в ряде УГМС.
В дополнение к информации указанного справочника использованы резуль-
таты работы авторов за десятилетие с 1985 по 1995 г., а также данные за стан-
дартное 30-летие ВМО (1961—1990 гг.), подготовленные во ВНИИГМИ—МЦД.
В отличие от ряда других климатографических работ, для составления
справочника [115] и при создании данной монографии анализировались и обра-
батывались ряды не только средних месячных значений, но и значений „сроч-
кого” и суточного разрешения. Обработке подвергались также синхронные
ряды различных пар метеорологических величин.
Таким образом, получена новая обширная климатическая информация, что
позволило провести углубленное и детализированное исследование климата
России.
Графическая продукция (за исключением климатических карт), представ-
ленная в монографии, в основном выполнена на компьютере. Климатические
карты России в целом составлены вручную, так как проведение изолиний по-
требовало учета большого количества сопутствующих факторов, таких, как
свойства метеорологических рядов, особенности условий подстилающей поверх-
ности, соответствие географическому распределению других контрольных ме-
теорологических величин и т. п.
Климатологическая обработка метеорологической информации начиналась
с изучения качества рядов. Анализ однородности рядов проведен методом „сту-
пенчатого тренда” [113], который позволяет проверить ряд на однородность не
только по уровню значений ряда, но и по рассеиванию данных.
Временной ряд можно представить в виде
Х(7’) = М(Т)+о(П«П, (1-1)
где Х(Т) — процесс изменения метеорологической величины X; М(Т) и ofT) —
математическое ожидание и среднее квадратическое отклонение процесса соот-
ветственно; Е,(Т) — нормированный стационарный случайный процесс с нуле-
вым математическим ожиданием и единичной дисперсией (Е. = 0; Dt -1).
Все случаи нарушения однородности метеорологических рядов были устра-
нены. В некоторых случаях непоправимой „ломки” ряда или возникновения на
каком-то его отрезке „ползучей” неоднородности при постепенном изменении
окружающей местности (например, при ее застройке) часть значений была от-
брошена и ряды укорочены. В других случаях, когда на всей сети вводились
новые метеорологические приборы (осадкомеры вместо дождемеров, анеморум-
бографы вместо флюгеров), использовалась система поправок [146, 160]. В ря-
дах температуры и осадков допускалось лишь определенное, очень небольшое
число пропусков наблюдений в соответствии с методикой, изложенной в ста-
тье [114].
По однородным рядам всех метеорологических величин трех видов (месяч-
ного, суточного и „срочного” разрешения) рассчитаны базовые климатические
характеристики. Такими характеристиками служат прежде всего средние мо-
ментные характеристики, средние арифметические, средние квадратические
отклонения, коэффициенты асимметрии, коэффициенты внутрирядной корре-
ляции, а также повторяемость, обеспеченность, квантили распределений мете-
орологических величин и их комплексов. Базовыми эти характеристики могут
считаться, во-первых, потому, что они наиболее информативны, т.е. выражают
основные свойства ряда (уровень, рассеивание вокруг него, характер группи-
ровки, экстремумы и внутрирядную связь значений ряда), и, во-вторых, пото-
му, что послужили основой для расчета других, более сложных климатических
характеристик, а также для перехода от характеристик одного временного раз-
решения к другому.
Если при подготовке справочника [115] многие характеристики получены
методом приведения рядов к длинному периоду, то в дальнейшем от приведе-
ния авторы отказались. К моменту работы над справочником накопились до-
8
статочно длинные ряды наблюдений. Обработка этих рядов позволила, во-пер-
вых, получить достаточно устойчивые нормы и, во-вторых, показала, что в
условиях пересеченной и -тем более плохо освещенной (в метеорологическом
плане) местности приведение дает ошибочные результаты, особенно для экст-
ремальных значений. В справочнике [146] ошибки приведения абсолютных
минимумов температуры воздуха в некоторых районах Сибири превышали
10 °C.
Таким образом, базовые климатические характеристики, использованные в
данной монографии, получены прямым расчетом по однородным метеорологи-
ческим рядам.
Стандартные формулы для расчета базовых характеристик имеют вид:
— для среднего арифметического х
х = -£х.; П.2)
— для среднего квадратического отклонения
(1-3)
— для коэффициента асимметрии
А -*)3;
(1-4)
— для коэффициента корреляции г№
1 J-1
п - лу
(1-5)
(где X; и — соответственно i-й и j-й члены рядов значений х и у; п — объем
(число членов) ряда);
— для эмпирической повторяемости Pt одной метеорологической величины
(1-6)
— для обеспеченности Рк
А т,
р*=£т
(1.Т)
(где k — число градаций, на которые разбит исходный ряд; т, — частота i-й
градации);
— для корреляционной (автокорреляционной) функции для суточных и ме-
сячных значений г(т)
Г(т) = (n g)? ^[Х 1} ~ Xf0]
(1 8)
(где т = О, At, 2At, gAt; At — разность во времени между двумя соседними
членами ряда).
Процесс изменения метеорологической величины полагался стационарным.
Корреляционная функция по срокам рассчитана по формуле
Г“ = 5К<1‘>" )][Х|(,‘’’ »
(1-9)
повторяемость Ptj комплекса двух метеорологических величин — по формуле
обеспеченность комплекса Ры — по формуле
n 1Н J-1
(1-11)
(mf. — частота сочетаний xt и у;);
вероятность Рт значения метеорологической величины, определяемая по ран-
жированному ряду, — по формуле
m-G
п - 2<т +1
(т — номер члена ранжированного ряда, п — объем ряда, G — коэффициент,
который принимает значения от 0 до 1).
Для принятия решения о возможности использования перечисленных ста-
тистических характеристик необходимо иметь сведения об их точности. Так
как главная задача при анализе климата большого региона состоит в сравне-
нии климатических данных на различных участках рассматриваемой террито-
рии, важно не исказить соотношение этих данных за счет ошибок климатиче-
ских характеристик.
Средние ошибки базовых климатических характеристик определены по
следующим формулам:
С-
(1-13)
(1-14)
л/2п
10
п(1 + 6С„+С‘)
lpg-p)
п
(1-15)
(1-16)
(1.17)
(1-18)
Ошибки базовых характеристик с устанавливаемой вероятностью р вычис-
лялись по тем же формулам (1.13)—(1.17), в которые в таком случае входил
множитель tp. Величина t распределена по закону Стьюдента или по нормаль-
ному закону. Входами в таблицу /-распределения служат вероятность р и число
степеней свободы q, определяемое количеством градаций, на которые разбит
весь диапазон значений метеорологического ряда за вычетом 3. Значения /-рас-
пределения Стьюдента, а также стандартного нормального распределения со-
держатся почти во всех учебниках по статистике и в сборнике таблиц по мате-
матической статистике Л. Н. Болыпева, Н. В. Смирнова [24].
Особенно важно учитывать точность климатических данных, помещаемых
на климатических картах. Такая необходимость возникла одновременно с ис-
пользованием карт для конкретных прикладных задач. Сразу стало очевидно,
что для решения одних задач картируемые данные являются недостаточно точ-
ными, для других — получаемая точность может быть вполне удовлетвори-
тельной.
В данной монографии вопросы точности данных в значительной степени
стали определяющими при выборе способов их обработки и картирования.
Безусловно, окончательные требования к детализации оценок по точности
могут быть определены только в связи с решением каждой конкретной задачи.
Поскольку в данной монографии авторы не рассматривали какую-то опре-
деленную задачу, а строили „базовые” климатические карты, основное внима-
ние было сконцентрировано на учете таких крупномасштабных факторов, как
общая циркуляция, главные топографические особенности подстилающей по-
верхности. Вместе с тем при проведении изолиний авторы тщательно анализи-
ровали данные отдельных станций, особенно с точки зрения их репрезентатив-
ности. Кроме того, изолинии вычерчивались лишь после изучения основных
климатических контрольных характеристик с учетом взаимодействия различ-
ных элементов. Интервалы, через которые проведены изолинии, по меньшей
мере в 2 раза больше среднего квадратического отклонения и не меньше, чем
средняя ошибка интерполяции.
11
1.2. Особенности обработки метеорологических рядов
для получения климатических характеристик
отдельных метеорологических величин и их комплексов
1.2.1. Солнечная радиация
К моменту составления справочника [115] и написания данной работы дли-
на рядов превышала 25—30 лет. Как показано в [123], такой ряд обеспечивает
определение средней многолетней месячной и годовой сумм радиации при ве-
роятности 0,9 с ошибкой, не превышающей погрешность измерения.
Климатические характеристики сумм радиации вычислены по графикам
суточного хода средних месячных и суточных значений интенсивности (энерге-
тической освещенности) солнечной радиации.
Между сроками (интервал составляет 1 ч) принята линейная интерпо-
ляция.
Вычисленные таким способом суточные и месячные суммы отличаются от
сумм, зарегистрированных самописцами в теплый период, на±1...3 %, в холод-
ный — на±1...6 %. Часовые суммы на станциях, где есть самопишущие прибо-
ры, рассчитаны по записям этих приборов, а на станциях, где их нет — по гра-
фикам суточного хода.
Наряду с характеристиками радиации рассчитан коэффициент прозрачно-
сти р по формуле
( S' A sinh+ 0,15
w-’ <119)
где S' — прямая солнечная радиация, измеренная на станции при любой высо-
те солнца h та приведенная к среднему расстоянию от Солнца.
1.2.2. Температура воздуха
Описание климата России выполнено по материалам наблюдений за темпе-
ратурой воздуха на станциях, накопленным более чем за 50 лет. По многим
станциям ряды данных достигали 100 лет. При последующем продлении ряда
средние значения, называемые нормами, практически не меняются.
Дополнительно анализировались ряды средней месячной температуры воз-
духа за стандартное 30-летие ВМО (1961—1990 гг.). Информация за этот пери-
од позволяет судить об изменении климата в последнее время.
Кроме того, как уже отмечалось, климатические характеристики носят
прогностический оттенок и используются в статистических и эмпирических
моделях климатического прогноза в качестве предикторов. Поэтому, если есть
основание считать, что климат меняется, целесообразно опираться именно на
30-летние нормы последнего периода.
При использовании указанных рядов ошибки расчета месячных и годовых
норм редко выходят за пределы допустимой статистической погрешности
0,5—0,6 °C. Выход за этот предел возможен зимой в районах, где среднее квад-
ратическое отклонение превышает 4 °C. Естественно, что данное рассуждение
справедливо лишь в случае отсутствия векового хода температуры воздуха. На-
личие трендовой составляющей в температурном ряду приводит к увеличению
12
ошибок средних в 1,5—2 раза. Ошибки характеристик средней суточной темпе-
ратуры близки к таковым средней месячной температуры и то же самое можно
сказать и об ошибках „срочных” данных.
Обычно средние суточные, пентадные и декадные многолетние характери-
стики получают косвенным методом А. А. Шепелевского. Предварительно стро-
ится гистограмма годового хода средней месячной температуры, через верхние
основания прямоугольников гистограммы проводится плавная кривая. С этой
кривой и снимаются средние суточные и декадные значения температуры воз-
духа. Если кривая построена правильно, то многолетние средние суточные,
пентадные и декадные значения получают таким способом достаточно точно.
Но календарные особенности годового хода при этом выявить не удается. Поэ-
тому по большей части станций как суточные, так и декадные значения темпе-
ратуры воздуха рассчитаны непосредственно осреднением за длинный ряд лет.
Наряду с моментными характеристиками по температурным рядам опреде-
ляются экстремумы, непрерывная продолжительность (или выбросы) значений
температуры воздуха не ниже или не выше заданного уровня, а также даты пе-
рехода средней суточной температуры воздуха через заданные пределы и пери-
оды с температурой воздуха устойчиво выше (ниже) предела.
В России используются три основных вида экстремумов: средние, средние
абсолютные и абсолютные максимумы и минимумы. (В зарубежной литературе
используются те же экстремумы, но они носят иные названия: суточные, ме-
сячные и годовые экстремумы соответственно.)
Первые экстремумы характеризуют .среднюю месячную температуру возду-
ха в наиболее теплое и наиболее холодное время суток.
Вторые экстремумы являются теми наивысшими и наинизшими значения-
ми суточных экстремумов, которые могут наблюдаться ежегодно.
Наконец, третьи экстремумы представляют собой самое высокое и самое
низкое значения температуры воздуха, встречавшиеся когда-либо за рассмот-
ренный период.
Еще один вид экстремумов получен не по совокупности данных непосредст-
венных наблюдений, а с помощью данных, уже обработанных и систематизиро-
ванных в виде распределения вероятностей.
Распределение экстремальных характеристик температуры описывалось
первой предельной функцией Гумбеля, гауссовской функцией или третьей
функцией (Вейбулла)
Как показала М. В. Клюева, распределения абсолютных минимумов в боль-
шинстве районов европейской части России и Западной Сибири, за исключени-
ем бассейна р. Волги и п-ова Ямал, наилучшим образом совпадают с первым
предельным распределением Гумбеля, а на территории Восточной Сибири, По-
волжья и п-ова Ямал — с нормальным распределением. Третье предельное рас-
пределение (Вейбулла) может быть применено лишь на западном и восточном
побережьях Каспия.
Распределение абсолютных максимумов следует первому предельному рас-
пределению на территории северной полосы России до 65° с.ш., а местами (на
западе европейской части России, в районе Урала и восточной части Сибири) до
60—56” с.ш. Этой же функцией описываются распределения максимумов на
Камчатке, в районе Среднего Поволжья, в Молдавии и на юге Украины. На
всей остальной территории распределение абсолютных максимумов — нор-
мальное.
13
Экстраполируя функцию распределения для экстремальных значений, пара-
метры которой рассчитаны по характеристикам эмпирического распределения
экстремумов температуры воздуха, определяют экстремальные значения тем-
пературы воздуха с заданной обеспеченностью (98 и 99 %).
Важными температурными характеристиками являются характеристики
непрерывной продолжительности или выбросов температуры воздуха за уро-
вень С. Рассчитаны среднее число выбросов за уровень С, среднее и максималь-
ное время пребывания (средняя непрерывная продолжительность) температу-
ры воздуха выше (ниже) С.
Ряды выбросов температуры воздуха часто моделируют с помощью гауссов-
ской последовательности, но в данной работе использованы лишь эмпириче-
ские последовательности.
Наряду с выбросами рассчитана продолжительность периодов, в течение
которых температура устойчиво держится выше (ниже) заданного уровня. От
выброса эта характеристика отличается тем, что в течение периода со средней
суточной температурой выше (ниже) заданного уровня С средняя суточная тем-
пература в отдельные дни и годы может быть как ниже, так и выше этого уров-
ня, но средняя многолетняя суточная температура не выходит за него.
Средние даты устойчивого перехода средней суточной температуры воздуха
через уровень С определены по методу Шепелевского, т.е. сняты с кривой годо-
вого хода.
1.2.3. Температура почвы
Климатические характеристики температуры почвы (на поверхности и глу-
бинах до 3,2 м) в целом аналогичны характеристикам температуры воздуха.
Главные отличия методики их расчета от методики расчета характеристик тем-
пературы воздуха заключаются в использовании более коротких рядов, ис-
ключении в некоторых случаях из обработки данных за холодное полугодие,
привязке к типу почвы, на которой ведутся наблюдения.
Использование сравнительно коротких рядов объясняется тем, что методи-
ка наблюдений за температурой почвы несколько раз менялась коренным обра-
зом и в ранние годы была ненадежной. Принято считать, что началом доброка-
чественных наблюдений является 1947 г., с данных за который и начата обра-
ботка.
В зимний период почва покрыта снегом и поэтому наблюдения проводятся
на его поверхности. По коленчатым термометрам на глубинах 5, 10, 15, 20 см
измерения не ведутся и, естественно, климатические характеристики не вы-
числены.
На глубинах расположения вытяжных термометров (0,2; 0,4; 0,8; 1,6; 3,2 м)
температура почвы определяется в течение всего года и климатические харак-
теристики вычислены за все месяцы. Так как в 70-е годы вытяжные термомет-
ры заменялись на некоторое время термометрами сопротивления М-54, период
работы М-54 исключен из исходных рядов. Ряды наблюдений по вытяжным
термометрам короче других рядов.
Важное практическое использование находят сведения о глубине нулевой
изотермы, а также о глубине промерзания почвы. Глубина промерзания не сов-
падает с глубиной нулевой изотермы и обычно меньше последней, так как
температура замерзания почвы зависит от концентрации солей в почвенной
влаге и размеров почвенных капилляров. Глубина промерзания почвы опреде-
14
ляется по мерзлотомеру. В данной работе в основном рассматривается эта
величина.
Погрешности определения климатических характеристик температуры
почвы, как правило, несколько больше таковых температуры воздуха, особен-
но зимой, когда и ряды короче, и изменчивость температуры поверхности поч-
вы больше. Летом и на глубине вытяжных термометров они почти не отлича-
ются от соответствующих характеристик температуры воздуха и не превыша-
ют 1 ”С.
1.2.4. Ветер
Ветер — величина векторная, которая характеризуется модулем (скоро-
стью) и направлением. Поэтому климатологическая обработка велась в двух
направлениях: составлялись раздельно ряды скорости и направления ветра.
Большое внимание пришлось уделить оценке качества исходных рядов.
Дело в том, что метеорологическая информация о ветре получена с помощью
двух основных ветроизмерительных приборов: флюгера и анеморумбометра
М-63 или его модификации М-63М-
В соответствии с принятой методикой наблюдения по флюгеру определяет-
ся скорость ветра за 2 мин. При этом из-за технических особенностей флюгера
точность отсчетов по нему уменьшается с ростом скорости ветра. Так, при ско-
рости ветра до 10 м/с точность отсчета 1 м/с; от 11 до 20 м/с — 2 м/с; от 20 до
31 м/с — 4 м/с и от 32 до 40 м/с — 6 м/с.
Анеморумбограф позволяет определить скорость, осредненную за 10 мин.
Погрешность измерения скорости от 2 до 40 м/с определяется выражением
8=Д0Д + О,05У), (1.20)
где V — измеренное значение скорости ветра. Е. В. Мастрюкова [100], проана-
лизировав работы, в которых сравниваются данные измерений скорости ветра
разными приборами, пришла к выводу, что неоднородность таких рядов прак-
тически не сказывается при малой скорости ветра, но при большой скорости
требуется ее устранение.
Мастрюковой предложен средний коэффициент, полученный при анализе
результатов работы [81], равный 0,88. На него умножены ежегодные годовые
максимумы скорости ветра, превышающие 10 м/с. Ежедневные данные по ско-
рости ветра умножались на этот коэффициент при скорости ветра> 10 м/с толь-
ко при расчетах повторяемости скорости ветра.
Особенности методики наблюдений за порывами ветра и записи в таблицы
ТМ-1 привели к практически неустранимой неоднородности совокупности по-
рывов ветра. При наблюдениях по флюгеру сведения о порывах ветра заносят-
ся в ТМ-1 только тогда, когда порыв ветра превышает максимальную скорость,
выбранную из 4 или 8 сроков наблюдений, на 2—4 м/с в зависимости от
значения скорости ветра. Такая методика привела к отсутствию информации о
порывах при большой скорости ветра, и при обработке за месяц максимальный
порыв в ряде случаев оказался меньше, чем максимальная скорость.
В соответствии с методикой наблюдения за порывами ветра с помощью
М-63 в ТМ-1 заносится любой порыв ветра между сроками наблюдений. Естест-
венно, что в этом случае порыв всегда больше максимальной скорости.
15
Ввиду неоднородности рядов наблюдений за порывами ветра в таблицах
максимальной скорости и порывов ветра рядом с их значениями отмечается
тип прибора („ф” или „а”).
Для расчета коэффициента порывистости ветра при различных значениях
скорости ветра, т. е. отношения максимального порыва за интервал к средней
скорости ветра за тот же интервал, использовался период с 1985 по 1987 г. Это
вызвано тем, что исходная информация для расчета коэффициента порывисто-
сти может быть получена лишь на основе самых первичных записей в книжках
КН-1, которые не подлежат длительному хранению. Такой короткий интервал
делает значения коэффициента порывистости приближенными.
Тем не менее коэффициент порывистости является чрезвычайно важной ха-
рактеристикой для практического применения, так как определяет динамиче-
скую нагрузку на любые высотные сооружения, в том числе и на ветродвигате-
ли. Поэтому анализ даже его приближенных значений весьма полезен для
представления структуры ветрового потока.
Для оценки максимальной скорости ветра применены расчетные методы,
как это принято в настоящее время во всем мире. Однако наряду с расчетными
получены и фактически наблюдавшиеся максимумы скорости ветра. Для рас-
четов используются также ряды ограниченной длительности, начинающиеся с
середины 50-х годов, когда на сети были установлены флюгеры с тяжелой до-
ской. При этом в таблице указан тип прибора, по которому зарегистрирована
скорость ветра.
Расчетные методы получения максимальной скорости ветра сводятся к ап-
проксимации распределений скорости ветра двумя функциями.
Первый метод основан на использовании информации о ветре во всем диа-
пазоне измерений скорости ветра. Для аппроксимации распределения скорости
ветра используется функция Вейбулла вида
F{V > х) = е
(1-21)
где р, у — параметры распределения, связанные соответственно со средним зна-
чением и средним квадратическим отклонением распределения ветра в данном
районе; V — скорость ветра.
Значения расчетной скорости ветра, возможные 1 раз в год, 5, 10, 20 лет,
определенные по этой методике, опубликованы в [146].
Второй метод основан на использовании данных о максимальной за месяц
или год скорости ветра. Распределение месячных и годовых максимумов ско-
рости ветра описывается первым предельным распределением (Гумбеля), име-
ющим вид
F(V<x) = ee\
(1.22)
где у — вспомогательная переменная, связанная с V:
. «.(Г-П
S’!/.--------
Здесь V и — соответственно среднее значение и среднее квадратическое от-
клонение из ряда максимумов скорости ветра; уп исп — соответственно сред-
16
нее значение и среднее квадратическое отклонение ряда вспомогательной вели-
чины у т
-1пМ£ё)]
(где т — порядковый номер ранжированного ряда, п —
длина ряда), вычисляемые по формулам
Уп = ^Хут,
(1.23)
(1.24)
Оба метода реализовывались в основном графическим способом по соответ-
ствующим функциональным сетчаткам. Методы построения и использования
сетчаток можно найти в [75, 141].
Характеристики направления ветра в виде повторяемости (%) направлений
по 8 румбам и штилей определены за период 1936—1980 гг. Повторяемость на-
правлений ветра вычислена от числа наблюдений без учета штилей. Повторяе-
мость штилей определена в % от общего числа наблюдений. В справочниках
[115, 146] указана степень защищенности станции по классификации Ю. В. Ми-
левского. Степень защищенности станции может быть учтена в соответствии с
методикой, изложенной в [136].
В заключение укажем примерный диапазон ошибок основных климатиче-
ских характеристик ветра, использованных в данной монографии.
Статистические ошибки расчета повторяемости направлений ветра состав-
ляют от 1 до 3 %, средней скорости ветра — от 0,3 до 0,7 м/с.
1.2.5. Атмосферное давление
Анализ рядов наблюдений за атмосферным давлением проводился по тем
станциям, где наиболее точно определена ее высота. Основными причинами на-
рушения однородности рядов являлись изменения высоты установки баромет-
ра и инструментальных поправок.
Эти нарушения однородности устранены с помощью приведения показаний
барометров, находящихся на разных высотах, к одной высоте хорошо извест-
ными методами [131] и введения инструментальных поправок.
Средние месячные и годовые значения атмосферного давления приведены к
уровню моря [115].
В отличие от других метеорологических величин, на атмосферном давлении
не сказывается изменение окружающей станцию местности и практически не
сказывается переход от 4- к 8-срочным наблюдениям.
Характеристики месячного разрешения вычислены за период 1885—1980 гг.
и скорректированы в тех случаях, когда это требовалось, за счет данных с 1981
по 1990 г. Характеристики суточного и „срочного” разрешения получены с
1936 по 1980 и с 1966 по 1980 г. соответственно и аналогично месячным дан-
ным в некоторых случаях скорректированы.
Ошибки базовых характеристик атмосферного давления не превышают не-
скольких десятых гектопаскаля.
17
1.2.6. Влажность воздуха
Климатические характеристики влажности (парциального давления, отно-
сительной влажности и дефицита насыщения) аналогичны характеристикам
температуры воздуха и вычислены примерно так же.
Ряды данных по влажности месячного разрешения ограничены снизу 1936 г.,
что избавило авторов от необходимости вводить поправки к данным, получен-
ным по 3-срочным наблюдениям. Это и нецелесообразно, так как, хотя измене-
ния влажности приблизительно повторяют изменения температуры воздуха,
вековые изменения влажности и ее циклические колебания выражены слабее.
1.2.7. Осадки
Ряды наблюдений за осадками характеризуются еще большей изменчиво-
стью, чем ряды ветра. Дождемер в разное время имел разную защиту, затем
был заменен на осадкомер с целью улучшения качества измерений. Но, как
вскоре выяснилось, и осадкомер имеет ряд существенных недостатков, кото-
рые приводят к недоучету осадков.
В справочнике [115] указано месячное и годовое количество осадков с по-
правкой на смачивание. Эта поправка с 1966 г. вводится в текущие наблюде-
ния, так как без нее искажается число дней с небольшим количеством осадков.
При анализе рядов до 1966 г. авторы [115] также ввели поправку с целью со-
хранить их однородность. Однако есть основание полагать, что с использовани-
ем поправки на смачивание дело обстоит не совсем благополучно.
При существующем порядке наблюдений и возможной недобросовестности
некоторых наблюдателей убранное сменное ведро не успевает высыхать между
сроками наблюдений. Возникающая погрешность в измерении осадков иска-
жает число дней с осадками. Поэтому при анализе режима осадков авторы
округляли результаты.
Естественно, что за годы дождемерных наблюдений месячное количество
осадков исправлялось на переходный коэффициент. Значения этого коэффици-
ента были установлены еще при составлении справочника [146]. Сделано это
было очень тщательно дифференциацией данного коэффициента по районам,
характеризующимся сравнительно однотипным режимом осадков. Методику
получения этого коэффициента сомнению не подвергали. Точно так же без вся-
ких изменений в таблицах дается поправочный коэффициент на ветровой недо-
учет осадков, разработанный ранее. Ряды данных на последний коэффициент
не умножались.
Если читателю понадобится выполнить балансовые расчеты или очень точ-
но оценить количество осадков в зимнее время, он может воспользоваться таб-
лицей коэффициентов в [146].
Ряды осадков по всем станциям, данные по которым анализируются в тек-
сте, проверены на однородность. Проверка выполнена методом „ступенчатого
тренда”, который применительно к осадкам особенно полезен, так как позволя-
ет выявлять неоднородности по ряду проверяемых данных на одной станции,
не прибегая к сравнению с данными соседней станции. Это важно потому, что
связь между количеством осадков на соседних станциях затухает на расстоя-
нии не более, а чаще менее 100 км.
18
Тем не менее во всех сомнительных случаях авторы наряду с принятым ме-
тодом „ступенчатого тренда” проводили дополнительную проверку классиче-,
ским методом построения корреляционных графиков.
Таким образом, устранены все нарушения однородности рядов, в том числе
два наиболее крупных, произошедших одновременно на всей сети. Первое на-
рушение относится к 1930-м годам, когда станции переносились на открытое
место, репрезентативное для большей части метеорологических величин, но не
для осадков, особенно твердых. Второе - к 1952- 1954 гг., когда на сети стан-
ций перешли к новому прибору — осадкомеру с защитой Третьякова, который
заменил дождемер с защитой Нипфера. Для устранения второй неоднородно-
сти введены поправки, полученные на основании ряда параллельных наблюде-
ний по дождемеру и осадкомеру. Подробно о механизме (достаточно сложном)
определения поправок можно прочитать в работе [54], а также в учебнике по
климатологии [72].
Наряду с общим количеством осадков по месяцам и за год традиционно про-
водится разделение осадков по трем видам: жидкие, твердые и смешанные. В рабо-
тах Ц. А. Швер [160, 161] показана устойчивость во времени соотношения этих
видов осадков и приведена формула для расчетов. Поэтому при составлении
[115] общее количество осадков, вычисленное за 1891—1980 гг., разделено на
3 вида с помощью тех долей осадков каждого вида, которые были опубликованы
в [146] ранее. Кроме того, авторы располагали нормами осадков за два 30-летия
(1931—1960 и 1961—1990 гг.). За последнее 30-летие по формуле из работы
[160] были также определены жидкие, твердые и смешанные осадки.
Характеристики суточного количества осадков, в отличие от суточных зна-
чений других метеорологических величин, рассчитывались за период 1891—
1990 гг. (Во всех других случаях период обработки суточных значений, как
уже отмечалось, начинается не раньше 1936 г.)
Наибольшее практическое значение имеет суточный максимум осадков. Он
определяется за метеорологические сутки. Следует помнить, что в разные пе-
риоды метеорологические сутки начинались с разного времени (до 1936 г. — с
7 ч, затем до 1966 г. — с 19 ч, а с 1966 г. — с 21 ч). Важно также понимать, что
максимальные многолетние суммы осадков за любые 24 ч (календарные сутки)
могут быть для отдельных месяцев больше максимальных сумм за метеороло-
гические сутки. Это случается, если начало обильного дождя или снегопада не
совпадает с началом или концом метеорологических суток, и дождь (снегопад)
отмечается в двух смежных сутках, при этом сумма осадков состоим из двух ча-
стей. При специальной обработке в последнее время такой дождь (снегопад) от-
носят к тем метеорологическим суткам, на которые пришлась его наибольшая
часть. Однако такая обработка по всей сети станций требует значительных тру-
дозатрат, поэтому авторы монографии проанализировали лишь максимальное
суточное количество осадков за год и центральные месяцы сезонов различной
обеспеченности, преимущественно малой (1 и 2 %).
Для расчетов обеспеченности использовались разные функции распределе-
ния: для районов недостаточного увлажнения — гауссовская функция, для
районов нормального и избыточного увлажнения — логнормальная. В предго-
рьях и на побережьях распределения осадков имеют большую асимметрию, на
фоне небольших осадков по сравнению с другими районами в отдельный день
при интенсивном ливне может отмечаться количество осадков, превышающее
месячную норму. Для этих районов была принята наиболее подходящая фор-
19
мула [95], позволяющая включить в процедуру аппроксимации все наблюден-
ные максимумы, даже те, которые заметно выпадают из общей совокупности и
при обычных расчетах, как правило, не принимаются во внимание.
Формула имеет вид
(1.25)
где т — номер члена в ранжированном ряду;
2 — показатель степени, зависящий от внутренней структуры эмпирической
совокупности. Были приняты следующие значения 2 в зависимости от коэффи-
циента вариации:
2 = 2
1,8;
при
0,3 <С0 <0,7.
при
осадков, традиционно включаемой во Вее
2 = 4
Привычной характеристикой
справочники, является среднее число дней с осадками не менее 0,1; 0,5; 1,0;
5,0; 10,0; 20,0; 30,0 мм. Данная характеристика позволяет судить не только о
частоте выпадения осадков, но и о повторяемости различных значений их ин-
тенсивности. Так как распределение значений интенсивности можно получить,
только вручную обрабатывая плювиограммы, раньше ограничивались лишь
числом дней с осадками. Авторы монографии воспользовались данными от-
дельных работ [21—23], которые позволили более точно охарактеризовать интен-
сивность осадков.
Число дней е осадками полезно для оценки режима осадков, так как это
более консервативная характеристика по сравнению с количеством осадков:
меньше меняется по территории и распределение ее значений во времени близко
к нормальному. Для [115] среднее число дней с различным количеством осадков
вычислено за период е 1891 по 1980 г.
Еще одной характеристикой, позволяющей косвенно судить об интенсивно-
сти осадков, является их продолжительность.
Обработка рядов продолжительности осадков осложняется тем обстоятель-
ством, что до 1959 г. в таблицы ТМ записывалась продолжительность только
измеряемых осадков (0,1 мм и более), а позднее осадки фиксировались как
явление и поэтому отмечалась и продолжительность осадков меньше 0,1 мм.
Одновременно в 1959 г. был введен и новый способ округления данных о про-
должительности до целого часа, и округлялась продолжительность каждого до-
ждя, а не итоговая месячная продолжительность, как до этого. Поэтому авто-
рам [115] пришлось выполнить корректировку данных на основе сравнения по
опорным станциям значений продолжительности осадков, определенных раз-
ными способами за 5 лет, предшествующих 1959 г.
Средняя месячная и годовая продолжительности осадков в часах рассчи-
таны за более короткий период по сравнению с другими характеристиками
осадков, началом которого служит 1936 г. В этом году было введено двухразо-
20
вое измерение осадков взамен одноразового. Кроме средних и максимальных
значений продолжительности осадков, определена также за центральные меся-
цы сезонов и год продолжительность осадков заданной обеспеченности. Кван-
тили продолжительности осадков определены расчетным способом по функци-
ональным сетчаткам — нормальной и логнормальной, а иногда гамма-распре-
деления.
1.2.8. Снежный покров
Снежный покров так же, как и осадки, характеризуется большой изменчи-
востью во времени и в пространстве, но его распределение в большей степени за-
висит от защищенности места. Особенно неравномерно снег залегает в степных
районах России, где с открытых мест снег сносится в овраги и балки, образуя
сугробы. Более равномерный и мощный снежный покров отмечается в лесах.
В настоящее время наблюдения за снежным покровом ведутся по стацио-
нарно установленным (постоянным) рейкам и с помощью снегосъемок. По дан-
ным снегосъемок можно судить об условиях залегания снежного покрова на
различных по рельефу и растительности участках местности.
Снегомерные съемки ранее производились на трех участках — в поле, в
лесу под кронами деревьев и на лесной поляне. В настоящее время ведутся
ландшафтные снегосъемки (по характерным точкам ландшафта).
По снегосъемкам вычислены плотность снежного покрова и запас воды в
снеге на последний день декады. Высота снежного покрова определяется как
по постоянной рейке, так и по снегосъемкам.
Все остальные характеристики снежного покрова вычисляются по данным
наблюдений по постоянной рейке.
Особенностью обработки высоты и плотности снежного покрова, а также
запаса воды в снежном покрове является временное разрешение базовых ха-
рактеристик. Основные характеристики вычисляются не по месяцам, как для
других метеорологических величин, а по декадам. Это связано с тем, что возра-
стание высоты снежного покрова в течение зимы и уменьшение ее в конце
зимы происходят очень быстро, что не позволяет проследить динамику состоя-
ния снежного покрова.
Средние значения высоты снежного покрова в начале и конце зимы рассчи-
таны только в том случае, когда снежный покров наблюдался в соответствую-
щей декаде более чем в 50 % зим. Если же снежный покров наблюдался менее
чем в 50 % зим, в таблицах за данную декаду проставлен условный знак ( • ).
При расчете средних значений в крайние декады сумма высот делилась на все
число лет. Средняя высота снежного покрова вычислена за период 1895—1980 гг.
при наблюдениях по постоянной рейке и с 1936 г., когда начались наблюдения
по снегосъемкам, делением суммарной высоты на все число лет выбранного пе-
риода независимо от наличия снега в данной декаде. Только в тех случаях, ког-
да по снегосъемкам снег не отмечался, в то время как при наблюдениях по по-
стоянной рейке он зафиксирован, в процесс осреднения данных по снегосъем-
кам этот год не включался.
Средние декадные высоты рассчитаны только для тех станций, где снеж-
ный покров лежит не менее двух месяцев подряд. В районах с неустойчивым
снежным покровом выбирается только наибольшая декадная высота.
Наибольшее и наименьшее значения высоты снежного покрова по месяцам
и за зиму представляют особый интерес. Для получения этих характеристик
21
осреднены наибольшие (наименьшие) декадные значения высоты снежного по-
крова, выбранные из каждого года, независимо от того, в какие декаду и месяц
они наблюдались. Наименьшая декадная высота снежного покрова за год явля-
ется минимальным значением наибольших высот снежного покрова и выбрана
из ежегодных значений наибольшей декадной высоты, а не из ее минимальных
значений
Наибольшие и наименьшие декадные значения высоты снежного покрова
по месяцам определены по данным постоянной рейки, наибольшие и наимень-
шие значения высоты за зиму вычислены для обоих способов наблюдений. Рас-
четы по постоянной рейке проведены для открытых участков. А участок прове-
дения снегосъемок располагался в том ландшафте, который преобладал в райо-
не станции. В [115] отмечен вид участка наблюдений.
Изменчивость наибольшей за зиму декадной высоты снежного покрова ха-
рактеризуют средние квадратические отклонения, которые вычислены также
по результатам наблюдений по постоянной рейке. Для их расчета использова-
ны данные станций с наиболее длинными рядами наблюдений за период
1900—1980 гг.
Ряды декадных значений высоты снежного покрова проверены на однород-
ность, и нарушения однородности исключены. Так, начиная с 1977 г. в месяч-
ных выводах таблицы ТМ-1 указывалась не средняя декадная высота, а высота
на последний день декады. Поэтому за последние годы декадная высота рассчи-
тана по ежедневным данным. При смене места измерений в течение выбранно-
го периода использовалась та часть рядов (но не менее 20 лет), которая давала
наиболее характерную для большой площади высоту снежного покрова.
Следует отметить, что в районах с большими значениями скорости ветра в
зимнее время и с неустойчивым снежным покровом кривые годового хода при-
обретают пилообразный характер, который соответствует реальной картине
распределения снежного покрова, а не является следствием погрешностей.
К концу зимы, в начале снеготаяния, могут отмечаться значительные разности
между данными снегосъемок и наблюдений по постоянной рейке, особенно при
большой повторяемости метелей.
Средние многолетние значения плотности (кг/м3) и запаса воды в снеге рас-
считаны за период с 1936 г. по данным снегосъемок для станций, имеющих
ряды наблюдений не менее 15 лет. Ряды плотности и запаса воды тщательно
проверены на однородность путем их сравнения со значениями наибольшей де-
кадной высоты снежного покрова. В отличие от средних значений высоты
снежного покрова, средние плотность и запас воды вычислены только по дан-
ным тех лет, когда снежный покров образовывался. Так как плотность снеж-
ного покрова начинают измерять лишь тогда, когда его высота достигает 5 см
весной и осенью, крайние декады, для которых указана высота снежного по-
крова и его плотность, могут не совпадать. Крайние декады в таблицах плотно-
сти и запаса воды одни и те же, но в таблицах плотности иногда указана знача-
щая цифра, а в таблицах запаса воды проставлена звездочка.
Кроме средней плотности, вычислена средняя плотность при наибольшей
декадной высоте снежного покрова и наибольшем запасе воды. Для получения
этих характеристик плотности за каждый год выбраны ее значения в ту из де-
кад, когда высота снежного покрова или запас воды были наибольшими. Эти
декады обычно различаются в разные годы. Таким образом, осреднены данные
плотности для разных декад. Для районов с неустойчивым снежным покровом
рассчитана только средняя плотность при наибольшей декадной высоте. По за-
пасу воды в снеге наряду со средним определены еще и среднее, максимальное
и минимальное из наибольших значений.
22
Характеристики плотности снежного покрова и запаса воды в нем служат
для оценки длительных нагрузок на крыши зданий и сооружений в виде веса,
или массы, снега.
Вее (масса) снежного покрова получен по ежегодным максимумам прироста
снежного покрова. Прирост снежного покрова за сутки определяется по запасу
воды в снеге и постоянной плотности за период 1936—1980 гг.
Для исследования сильных снегопадов, создающих опасные кратковремен-
ные нагрузки на легкие покрытия, в частности остекленные поверхности пар-
никово-тепличных хозяйств, приносящие большой ущерб народному хозяйст-
ву, рассчитан средний из максимальных и максимальный прирост (см. высоту
снежного покрова за сутки по зимним месяцам и за зиму в целом). Исходными
данными для расчетов послужили ежедневные наблюдения высоты снежного
покрова по постоянным рейкам за 1936—1980 гг. За каждый год по месяцам
выбирались значения наибольшего прироста снежного покрова, которые затем
осреднялись за весь период. Кроме того, по каждому месяцу выбрано значение
наибольшего прироста снежного покрова за период.
Таким способом принято обрабатывать прирост снежного покрова для
климатических справочников. Однако в некоторых случаях, например при
планировании снегоуборочных работ, его целесообразно определять по количе-
ству выпавшего снега, измеренного осадкомером. Дело в том, что выпавший
снег может в течение дня таять и снова выпадать, при этом по рейке может
быть не зафиксировано никакого прироста или очень малый прирост. В то же
время потребуется расчистка дорог, железнодорожных стрелок и т. п. Поэтому
для отдельных станций рассчитаны оба вида прироста снежного покрова.
Распределения значений веса снежного покрова, полученные по ежегодным
максимумам прироста и максимального за сутки прироста снежного покрова,
аппроксимировались функцией Гумбеля. Это позволило рассчитать макси-
мальный за зиму вес снежного покрова на единицу площади и максимальный
за сутки прирост веса снежного покрова, возможные 1 раз в 5, 10, 20, 50 лет.
Помимо высоты снежного покрова, для характеристики зимы на какой-либо
территории определены даты начала и конца его залегания, его продолжитель-
ность и устойчивость.
Известно, что во многих районах снежный покров, появившись в первый
раз, затем сходит и устанавливается на зиму только после устойчивого пониже-
ния температуры Весной также, как правило, снег сходит не сразу. Поэтому
существуют понятия „снежный покров” и „устойчивый снежный покров”.
Днем со снежным покровом считался такой, когда более половины видимой
окрестности было покрыто снегом (6 баллов), днем схода — следующий после
последнего дня со снежным покровом (6 баллов).
Устойчивым считался такой снежный покров, который лежал непрерывно
в течение всей зимы или не менее месяца с перерывами не более 3 дней подряд
или в отдельности в продолжение 30 дней. При этом не принимался во внима-
ние перерыв в 1 день в начале зимы, если ему предшествовало залегание снеж-
ного покрова не менее 5 дней, и перерыв в 2—3 дня, если ему предшествовало
залегание снежного покрова не менее 10 дней. Если в конце зимы не более чем
через 3 дня после схода снежного покрова вновь образовался покров и лежал
не менее 10 дней, то считалось, что залегание устойчивого снежного покрова
непрерывно.
23
Иногда имеются за зиму два периода с устойчивым снежным покровом или
более. Это означает, что такие периоды разделены более чем 5 днями без снеж-
ного покрова.
При продолжительности залегания снежного покрова менее 1 мес или с пе-
рерывами более 3 дней в пределах каждого месяца снежный покров считался
неустойчивым.
Рассчитаны средние многолетние самые ранние и самые поздние даты появ-
ления и схода снежного покрова и аналогичные даты образования и разруше-
ния устойчивого снежного покрова, а также число дней со снежным покровом.
Средние даты появления и схода снежного покрова вычислены только в том
случае, если число зим со снежным покровом составляет более 50 % всех зим.
В противном случае средняя дата не вычислена. Даты образования и разруше-
ния устойчивого снежного покрова вычислены лишь за те зимы, когда был
только один период с устойчивым снежным покровом. Если при этом снежный
покров наблюдался более чем в 50 % зим, то результат делился на все число
зим с устойчивым снежным покровом. При отсутствии снежного покрова хотя
бы в одну из зим выбирались только две крайние даты — самого раннего появ-
ления и самого позднего схода снежного покрова, даты же самого позднего по-
явления и самого раннего схода не определялись (аналогично и по устойчивому
снежному покрову).
Число дней со снежным покровом рассчитано за каждый год как сумма
дней, в которые отмечался снежный покров, и затем осреднено. Эти характе-
ристики так же, как и перечисленные выше характеристики дат, вычислены
за период 1891—1980 гг. На станциях, где такой период отсутствовал, крайние
даты выбирались из рядов внутри этого периода, но не менее чем за 20 лет
Для дат появления и схода снежного покрова, образования и разрушения
устойчивого снежного покрова, а также числа дней со снежным покровом вы-
числены средние квадратические отклонения и коэффициенты вариации по
станциям с наиболее длинными рядами, лежащими в пределах периода
1891—1980 гг.
1.2.9. Облачность
В климатических справочниках содержатся следующие характеристики по
общей и нижней облачности: среднее месячное и годовое количество облаков;
повторяемость ясного (0—2 балла), полуясного (3—7 баллов) и пасмурного
(8—10 баллов) состояния неба, среднее число ясных и пасмурных дней и повто-
ряемость (%) основных форм облаков.
В [115] среднее количество и повторяемость облаков представлены как для
суток в целом (за период 1936—1980 гг.), так и по 8 срокам (за период
1966—1980 гг.). Кроме того, в [115] представлены статистические характери-
стики изменчивости суточного количества облаков (среднее квадратическое от-
клонение, коэффициент асимметрии и коэффициент автокорреляции). Все они
вычислены за период 1966—1980 гг.
Высота нижней границы облаков определяется по визуальным наблюдени-
ям на метеостанциях неточно и поэтому климатические характеристики по
этим данным не рассчитываются.
Среднее значение, вообще говоря, не показательно для облачности, т. е. оно
не только не является преобладающим, как для других метеорологических ве-
личин, но обычно находится в градации количества облаков, наименее вероят-
24
ной. Однако для сравнения режима облачности в разных районах, что является
целью данной монографии, эту характеристику использовать полезно, так же
как и в ряде специальных расчетов, например расчетов радиационного баланса.
Изменчивость количества облаков представлена средним квадратическим
отклонением. Эта характеристика вычислена за период 1966—1980 гг.
Повторяемость количества облаков вычислена в процентах от общего числа
наблюдений за облаками за конкретный срок или по всем срокам за конкрет-
ный месяц. Так как однородность ряда по количеству облаков при переходе от
4-срочных наблюдений к 8-срочным нарушена, повторяемость облачности по-
лучена как среднее взвешенное значение по формуле
PJ + P.fe
l+k '
d-27)
где Р, и Р2 — повторяемость облачности по градациям соответственно с 1936 по
1966 и с 1966 по 1980 г., %; I и k — число лет соответственно первой и второй
частей ряда.
Сохранить I и k одинаковыми для всех станций, т.е. использовать ряды со-
вершенно одинаковой длины, не удалось.
В [115] приведена относительная повторяемость основных форм облаков,
т.е. за 100 % принимается не общее число случаев наблюдений, а лишь число
случаев, когда наблюдались облака. При этом повторяемость облаков нижнего
яруса и облаков вертикального развития (Си, Cb, St, Sc, Ns, Frnb) рассчитыва-
лась в процентах от общего числа случаев, когда наблюдались облака любого
яруса; среднего яруса (Ac, As) — в процентах от числа случаев, когда нижняя
облачность не была сплошной и можно было наблюдать облака среднего яруса;
верхнего яруса (Ci, Се, Cs) — в процентах от числа случаев, когда облачность
нижнего и среднего ярусов не была сплошной и позволяла наблюдать облака
верхнего яруса. При расчете повторяемости каждой формы облаков случаи
полного отсутствия всех облаков, т. е. ясного неба, не учитывались.
Сумма повторяемостей всех форм облаков не равна 100 %, так как возмож-
ны случаи полностью ясного неба или наличия двух форм облаков и более од-
новременно.
Абсолютная повторяемость каждой формы облаков вычисляется по
формуле
(1.28)
где т — число случаев е данной формой облаков; N — общее число случаев
наблюдений за состоянием неба.
1.2.10. Атмосферные явления
Характеристики основных атмосферных явлений
К анализу климата привлечены характеристики туманов, гроз, метелей,
града, пыльных бурь.
Обычно для исследования климатических особенностей атмосферных явле-
ний рассчитывают характеристики частоты возникновения и продолжительно-
сти явления.
25
Частота возникновения атмосферных явлений представлена средним и наи-
большим числом дней с явлением, а продолжительность — средней продолжи-
тельностью и повторяемостью явления различной непрерывной продолжитель-
ности.
Наблюдения за атмосферными явлениями ведутся визуально и, следова-
тельно, всегда содержат элемент субъективности. Кроме того, методика наблю-
дений в прошлые годы менялась, что затрудняло обработку материала, особен-
но расчет продолжительности явлений. Так как до 1959 г. продолжительность
явлений отмечалась с точностью до четверти часа, позднее в долях часа, а с
1977 г. — в часах и минутах, пришлось использовать довольно крупные града-
ции продолжительности явлений (по всем явлениям, кроме гроз, не меньше
часа). Для такого кратковременного явления, как град, характеристики про-
должительности вообще не вычислялись.
Все характеристики перечисленных выше атмосферных явлений, кроме
града, получены за период с 1936 по 1980 г., а наибольшее число дней с явле-
нием — по 1985 г.
Число дней с градом, как явлением чрезвычайно редким, выбрано за пери-
од, начинающийся с 1891 г. Среднее число дней с градом, в отличие от других
явлений, представлено в сотых долях.
Для туманов, метелей, гроз в [115] приведены средняя продолжительность
явления в каждом месяце и средняя продолжительность явления в день с явле-
нием. При расчете первой характеристики сумма продолжительности всех слу-
чаев с явлением (в день может наблюдаться не один случай) делилась на число
лет наблюдений, при расчете второй характеристики та же сумма делилась на
число дней с данным явлением.
Для расчета повторяемости непрерывной продолжительности явлений про-
должительности отдельных случаев с явлением разнесены по градациям, и чис-
ло случаев заданной продолжительности в каждой градации отнесено к общему
числу случаев с данным явлением. В тех случаях, когда явление продолжалось
на следующий день или наблюдалось в течение нескольких дней, подсчитыва-
лась общая непрерывная продолжительность явления от момента его возник-
новения до окончания.
Если явление начиналось в одном месяце, а оканчивалось в другом, то его
продолжительность не разделена на части, а отнесена к тому месяцу, на кото-
рый пришлась большая доля продолжительности явления.
На фоне указанного общего подхода к климатической характеристике ат-
мосферных явлений имеются некоторые особенности климатологических обоб-
щений каждого из явлений, которые следует отметить.
Так, при расчете среднего числа дней с туманом в целях достижения одно-
родности рядов учтены только четыре его вида: сплошной, просвечивающий,
ледяной и ледяной просвечивающий. Днем с туманом считался такой день, в
течение которого отмечался хотя бы один из вышеупомянутых видов тумана в
месте расположения метеоплощадки. Туманы наземные и в окрестности стан-
ции в обработку не включались. Средняя продолжительность тумана в день с
туманом представлена за теплое и холодное полугодия и за год в целом. Непре-
рывная продолжительность тумана представлена наиболее полно в виде рас-
пределения ее различных значений.
Климатическая характеристика продолжительности грозы в день с грозой
представлена средним значением в часах и максимальной непрерывной про-
должительностью. Особенностью климатологической обработки данных о
26
грозах является расчет их продолжительности в различное время суток. Как и
в [146], сохранены 6-часовые интервалы: 18—24, 24—6, 6- 12 и 12—18.
Для метелей не вычислялась их непрерывная продолжительность ввиду не-
которых затруднений при обработке рядов числа случаев с метелью, а также по
той причине, что средняя продолжительность такого явления, как метель, до-
статочно показательная характеристика. Метель чаще всего наблюдается 1 раз
в сутки и продолжается непрерывно.
Град охарактеризован лишь средним и наибольшим числом дней, так как
это явление весьма кратковременное и довольно редкое.
По пыльным бурям в [115] приведены лишь среднее число дней с пыльной
бурей и повторяемость пыльных бурь различной продолжительности по следу-
ющим градациям: < 1,5; 1,5—5,4; 5,5—10,4; 10,5—15,4; 15,5—20,0; > 20 ч.
Максимальное число дней нет смысла рассматривать, так как пыльные бури —
явление очень редкое и, как правило, наблюдается не ежегодно. К тому же
дважды за одни сутки оно никогда не отмечалось и поэтому такая характери-
стика, как непрерывная продолжительность, полностью идентична просто про-
должительности .
Гололедно-изморозевые образования
К гололедно-изморозевым образованиям относится ряд сложных отложе-
ний: гололед, зернистая и кристаллическая изморозь и замерзший мокрый
снег, осаждающийся на проводах. Эти образования также причисляют к атмо-
сферным явлениям, одновременно измеряя их массу с помощью прибора (голо-
ледного станка).
В общей части [115] гололедно-изморозевые отложения представлены таки-
ми характеристиками, как среднее и наибольшее число дней с обледенением,
суммарная продолжительность нарастания отложения, распределение массы
отложений (повторяемость (%) различных значений годовых максимумов,
среднее, среднее квадратическое отклонение, коэффициент асимметрии и ко-
эффициент корреляции между соседними членами ряда наблюдений), а также
повторяемость (%) направления ветра, штилей, скорости ветра при максималь-
ном обледенении в данный случай обледенения и максимальная скорость ветра
за случай обледенения.
Гололедно-изморозевые образования наносят чрезвычайно большой вред
экономике, вызывая крупные аварии и повреждения линий электропередачи,
других воздушных линий и различных сооружений. В специальной части (4.7)
в [115], предназначенной для строительного проектирования, представлены
дополнительные характеристики гололедно-изморозевых образований.
2. ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ КЛИМАТА
2.1. Краткая физико-географическая характеристика
Около 70 % территории страны занято равнинами, низменностями и плос-
когорьями, простирающимися на тысячи километров с севера на юг и с востока
на запад и образующими как бы внутреннюю часть огромного амфитеатра, от-
крытого к северу и ограниченного с юго-запада, юга и юго-востока горными си-
стемами. Такой орографический план страны оказывает влияние прежде всего
на климат, а через него — и на другие составляющие природного комплекса.
Восточную часть России занимает одна из наиболее обширных равнин зем-
ного шара — Русская равнина (площадь около 5,5 млн км2, средняя высота
около 200 м) (рис. 2.1). Она состоит из системы возвышенностей (Среднерус-
ская, Приволжская, Валдайская и др.) и низменностей (Окско-Донская и др.) с
отметками высот от 50 до 300 м над уровнем моря. На юго-востоке равнины
располагается Прикаспийская низменность. Ее поверхность лежит ниже уров-
ня Мирового океана на 26—28 м.
На востоке Русская равнина прерывается горной системой Урала. Ее протя-
женность около 2000 км. Наиболее высокие вершины расположены в северной
и южной частях, самая высокая из них — г. Народная (1895 м). В средней час-
ти Урала преобладают сглаженные поверхности высотой от 300 до 700 м. На
Северном Урале имеются небольшие ледники.
Площадь Западно-Сибирской низменности, простирающейся от Урала до
р. Енисея, составляет около 3 млн км2. Форму низменности можно сравнить с
блюдцем, слабо наклоненным к северу. Абсолютная высота поверхности колеб-
лется от 50 до 150 м, лишь на западе (в приуральской части) и в пределах Ал-
тая отметки достигают 200—300 м. Почти половина площади низменности
имеет гипсометрические уровни, расположенные ниже 100 м над уровнем
моря. Расчлененность Западно-Сибирской низменности значительно меньше,
чем Русской равнины.
На севере Сибири, к востоку от р. Енисея, находится Северо-Сибирская низ-
менность, на севере ограниченная возвышенным Таймырским полуостровом с
горами Бырранга (высотой до 1146 м над уровнем моря), на востоке — кряжем
Чекановского. Вдоль побережья Оленекского залива узкой полосой низмен-
ность переходит в дельту р. Лены. К востоку от северных отрогов Верхоянского
хребта располагаются Яно-Индигирская и Колымская низменности, которые
являются продолжением Северо-Сибирской низменности. Многие черты их
природы близки между собой. Общая протяженность низменностей с запада на
восток свыше 3000 км, а с севера на юг — 500—800 км. Абсолютная высота по-
верхности колеблется от 50 до 200 м над уровнем моря.
28
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60___________________70_________________80_______________90_____________100______________110_____________120____________ 130 140
Рис. 2.1. Физико-географическая карта России
Для поверхности этого района характерны многочисленные котловины су-
ществующих или уже исчезнувших озер, в основном карстового происхож-
дения.
К югу от полосы прибрежных низменностей расположено одно из крупней-
ших в мире плоскогорий — Среднесибирское (площадь около 2 млн км2). На
севере оно ограничено крутым уступом к низменностям, на востоке — долиной
р. Лены, на западе - р. Енисеем. Рельеф плоскогорья в основном сглаженный,
однако гипсометрические уровни поверхности значительно различаются.
К наиболее высоким поднятым частям территории относятся среднегорья Пу-
торана (г. Камень, 2037 м). Вдоль западной окраины плоскогорья вытянуты
сильно расчлененные возвышенности Енисейского кряжа со средней высотой 900 м
(высшая точка — г. Енашимский Полкан, 1104 м). Четко выделяется Средне-
ангарский кряж с высотами до 700—1000 м. Водоразделы рек Нижней Тунгу-
ски, Ангары и Вилюя сглажены, имеют абсолютные отметки 400—600 м. Чере-
дование горных пород различного происхождения привело к образованию на
плоскогорье различных типов речных долин. Они то узкие, продольно-ступен-
чатые, то широкие, с многочисленными островами и протоками
Северо-восточная часть плоскогорья переходит в Лено-Вилюйскую (Цент-
ральноякутскую) низменность с абсолютными отметками от 100 до 200 м, а по
периферии — до 400 м.
Горные системы России, сосредоточенные в основном на юге, имеют боль-
шое физико-географическое и, прежде всего, климатообразующее значение.
Если открытость огромных пространств территории к северу — Арктическому
бассейну — способствует глубокому проникновению на юг холодных воздуш-
ных масс, то горные системы на юге являются практически непрерывным барь-
ером для поступления теплого воздуха из низких широт.
Кавказская горная система (высшая точка — г. Эльбрус, 5642 м) является
самой высокой в России. К наиболее крупным орографическим областям Кав-
каза, находящимся на российской территории, относятся Предкавказье, огра-
ниченное на севере Кумо-Манычской впадиной, а на юге подножьем Большого
Кавказа, и Главный Кавказский хребет, образованный системой параллельных
хребтов разной высоты, протянувшихся на расстояние свыше 1200 км от Та-
манского до Апшеронского полуострова. Большая высота Главного Кавказско-
го хребта и обильное его увлажнение создают благоприятные условия для обра-
зования горных ледников.
Алтай — крайнее западное звено горных систем юга Сибири. Это очень
сложная горная область. В отличие от многих других горных систем, Алтай не
имеет четкого орографического плана строения. Некоторые хребты имеют суб-
широтное простирание, другие расходятся радиально. Между хребтами залега-
ют глубокие впадины или плато. Наибольшей высоты Алтай достигает в райо-
не Катунского хребта, где расположена г. Белуха (4506 м). К северо-востоку от
Алтая располагаются Салаирский кряж и Кузнецкий Алатау с заключенной
между ними Кузнецкой котловиной. Салаирский кряж представляет собой воз-
вышенность с мягкими очертаниями рельефа, со средними высотами от 350
до 450 м над уровнем моря. Кузнецкий Алатау имеет более значительную высо-
ту — до 1800—2000 м над уровнем моря (г. Верхний Зуб, 2178 м). Имеющий
меридиональную направленность Кузнецкий Алатау располагается на пути
идущих с запада влажных воздушных масс. Поэтому его склоны являются од-
ними из самых увлажненных мест на территории Сибири.
30
Саянская горная область состоит из системы узких ветвящихся хребтов,
простирающихся от верховий р. Абакана до истоков рек Казыра и Уды на севе-
ро-востоке. Высота Западного Саяна достигает 2800—2922 м. Хребты Западно-
го Саяна постепенно снижаются к Минусинской межгорной котловине, высота
которой составляет 500—700 м. Восточный Саян протяженностью 1000 км
расположен под небольшим углом к Западному Саяну. Высшая точка Восточ-
ного Саяна — г. Мунку-Сардык (3491 м).
Между Саянами на севере и хребтами Танну-Ола на юге лежит обширная
Тувинская межгорная котловина с абсолютными отметками 600—900 м и дли-
ной около 500 км, занятая широкими поймами и террасами речных долин.
Байкальская горная страна — восточное звено в системе горных цепей юга
Сибири. Входящие в ее состав Прибайкалье и Забайкалье представляют собой
хорошо очерченные орографические области. Для Прибайкалья характерны
средневысотные горы северо-восточного простирания. Северо-западное побере-
жье оз. Байкала образовано узкой полосой плосковершинных возвышенностей
и хребтов, образующих уступ до 450 м, обращенный к Среднесибирскому плос-
когорью. Баргузинский хребет отличается заостренными вершинами и высота-
ми до 2724 м над уровнем моря.
Огромное пространство между Прибайкальем на западе и р. Аргунь на вос-
токе обычно называют Забайкальем. На северо-востоке в Забайкалье входит
Становой хребет и обширное Становое нагорье. В Забайкалье преобладает сред-
негорный тип рельефа с выровненными поверхностями водоразделов и высотой
от 1000 до 2000 м. Наибольшая высота в системе Станового хребта составляет
2999 м. Низкогорный тип рельефа с высотами от 500 до 1000 м распространен в
Забайкалье также на значительной площади, особенно на юге, по периферии
горных систем.
К востоку от р. Лены располагаются горные системы Восточной и Севе-
ро-Восточной Сибири.
Верхоянская горная система, простирающаяся на 1700 км, отделена от
хребта Черского Янским, Эльгинским и Оймяконским плоскогорьями с абсо-
лютными высотами до 800—900 м. Так как эти плоскогорья окаймлены хреб-
тами с высотами до 1500—1800 м, то по отношению к ним плоскогорья явля-
ются своеобразными впадинами.
В пределах Колымской низменности располагаются Алазейское плоского-
рье и другие горные обособленные массивы. К востоку от верхнего участка
р. Колымы простирается с северо-востока на юго-запад Колымское нагорье,
окруженное многочисленными невысокими хребтами и плоскогорьями (круп-
нейшие из них — Юкагирское и Анадырское). Такой же характер рельефа со-
храняется на всей территории вплоть до Чукотского полуострова и Анадыр-
ской и Пенжинской низменностей.
Система Верхоянского хребта достигает наибольшей высоты в юго-восточ-
ной часТи (около 2500 м над уровнем моря). Высшая точка — 2950 м — нахо-
дится на хребте Сунтар-Хаята, преобладают высоты около 1500 м. Самым
высоким является хребет Черского (г. Победа, 3147 м). Колымское нагорье со-
стоит из расчлененных массивов с максимальной высотой отдельных вершин
до 1800 м.
К горным системам Дальнего Востока относятся Корякское нагорье, горы
п-ова Камчатка и северного побережья Охотского моря, хребты Джугджур, Бу-
реинский, Сихотэ-Алинь, горы о. Сахалин, дуги Курильских островов.
31
Корякское нагорье состоит из параллельных цепей высотой от 1000 до 1500 м
(высшая точка — г. Ледяная, 2562 м), разделенных межгорными понижения-
ми. На юге одна из цепей почти соприкасается со Срединным хребтом п-ова
Камчатка. Для Корякского нагорья характерен альпийский островершинный
тип рельефа. К северу от него находится обширная Анадырская низменность с
высотами менее 100 м.
В бассейне р. Пенжины располагается Пенжинская низменность, гипсомет-
рические уровни которой не превышают 200 м.
На северном побережье Охотского моря расположены горные хребты, силь-
но расчлененные долинами многочисленных рек. Склоны хребтов круто спус-
каются к морю, средняя высота гор колеблется от 500 до 1500 м, высшая
точка — 2264 м. Наиболее высокая вершина хребта Джугджур имеет высоту 1906 м.
Амуро-Приморская область расположена на юге Дальнего Востока. Для
рельефа области типична разнонаправленность горных хребтов: от направле-
ния, близкого к меридиональному (хребет Сихотэ-Алинь), до широтного (систе-
ма хребтов Тукурингра—Джагды).
Система хребтов Тукурингра—Джагды простирается с запада на восток на
расстояние свыше 800 км. Преобладают цепи хребтов со сглаженными верши-
нами высотой до 1600 м. Южнее горной системы располагается слабо расчле-
ненная Зейско-Буреинская равнина с отметками поверхности от 150 до 400 м
над уровнем моря. К восточной окраине равнины прилегает Хингано-Буреин-
ское нагорье, состоящее из ряда меридиональных хребтов. Наиболее крупный
из них — Буреинский с высотой до 2071 м. Восточные отроги Буреинского
хребта переходят в обширные Ханкайско-Уссурийскую и Нижнеамурскую низ-
менности с высотами менее 100 м над уровнем моря.
СихОтэ-АЛинь („западных рек большой перевал”) имеет протяженность
1100 км, в поперечнике — до 200 км, состоит из параллельных хребтов севе-
ро-восточного направления, разделенных продольными долинами. Для Сихо-
тэ-Алиня характерны мягкие очертания выровненных вершин с высотами
1300—1500 м, высшая отметка — 2068 м над уровнем моря.
Вдоль п-ова Камчатка вытянут Срединный хребет с куполообразными вер-
шинами, поднимающимися до 1000—2000 м. Параллельно Срединному хребту
на востоке полуострова располагается Восточный хребет. Хребты отделены
друг от друга Центральнокамчатской низменностью. На Камчатке находится
более 120 вулканов, из них 22 — действующие. Крупным действующим вулка-
ном является Ключевская Сопка (4750 м).
К югу от Камчатки расположена Большая Курильская гряда островов, к
юго-востоку от нее — Малая Курильская гряда. В состав Большой Курильской
гряды, протянувшейся на 1200 км (от о. Шумшу до о. Кунашир), входят
36 крупных островов. Длина Малой Курильской гряды — 105 км. Острова
представляют собой вершины подводной горной цепи, которая отделяет Тихий
океан от акватории Охотского моря. Рельеф Курильских островов горный,
средняя высота от 500 до 1000 м. Самая высокая точка находится на о. Атласо-
ва — 2339 м.
Большая часть территории о. Сахалин также занята горными хребтами, ко-
торые образуют параллельные цепи вдоль западных и восточных берегов остро-
ва — Западный и Восточный хребты. Высшая точка — г. Лопатина (1609 м) —
расположена в средней части Восточного хребта.
Между хребтами располагается Тымь-Поронайская низменность с отметка-
ми высот 100—150 м.
Остров Сахалин так же, как Курильские острова и п-ов Камчатка, чрезвы-
чайно сейсмичен [5, 13].
32
2.2. Общие понятия о климатической системе
и климатообразующих факторах
Климатическая система состоит из атмосферы, гидро-, лито-, крио- и био-
сфер. Однако при исследовании формирования климата отдельного региона в
условиях практической невозможности описания всей климатической системы
обычно рассматривают внутреннюю климатическую систему, состоящую только
из атмосферы.
В этом случае внешними климатическими факторами, обусловливающими
энергетическое воздействие на климатическую систему извне, считают не только
энергию, поступающую от Солнца на верхнюю границу атмосферы, но и осо-
бенности взаимодействия между атмосферой и другими звеньями полной клима-
тической системы. Прежде всего рассматривается взаимодействие между атмо-
сферой и подстилающей поверхностью: распределением материков и океанов,
рельефом, внутренними водоемами, растительностью.
Внутренними климатообразующими факторами данной упрощенной систе-
мы являются общая циркуляция атмосферы и влагооборот.
Рассмотрим кратко основные климатообразующие процессы, характерные
для территории России и объясняющие особенности ее климата и его изменчи-
вости, в рамках предложенного определения климатической системы.
2.3. Радиационные процессы и тепловой баланс
2.3.1. Солнечная энергия на границе атмосферы
Суточное количество солнечной радиации, поступающей на 1 м2 горизон-
тальной поверхности на границе атмосферы, называется инсоляцией и опреде-
ляется следующим выражением:
Q =
210 ( П 2л )
^osin<p sin5 + — cos<p cos5 sin—tQ J,
(2.1)
где IQ — солнечная постоянная; jR0 — расстояние от Земли до Солнца, выра-
женное в долях среднего расстояния; ср — географическая широта; 5 — склоне-
2л
ние солнца; ~f7t0 — часовой угол, который вычисляется из выражения
cos —10 = -tg5tg<p;
±£0 — моменты восхода и захода солнца; П — период вращения Земли (про-
должительность суток).
Таким образом, суточное количество солнечной радиации, поступающей на
верхнюю границу атмосферы, зависит только от времени года и широты места.
На рис. 2.2 показана эта зависимость для широт северного полушария.
Как следует из графика, в полярные области России зимой солнечная ради-
ация не поступает. В период зимнего солнцестояния она равна нулю начиная с
широты 66,6° и севернее. С уменьшением широты (т. е. в направлении на юг)
происходит постепенное увеличение прихода солнечной радиации. На широ-
тах, близких к 40° с.ш. (южная граница России), его значение составляет зи-
мой от 12 до 18 МДж/м2. В период с конца мая до середины июля нарушается
33
Рис. 2.2. Суточная инсоляция на верхней границе атмосферы (МДж/м2) при 1„ = 1,37 кВт/м2 как
функция широты и времени года.
зональность прихода солнечной радиации, максимальное количество солнечной
энергии в этот период поступает на полюс, где оно достигает в день 46 МДж/м2, на
широте 40° оно убывает до 36 МДж/м2. Убывание приходящей энергии с севера
на юг происходит неравномерно. Между 60 и 65° с.ш. наблюдается вторичный
максимум, который составляет около 41 МДж/м2. В дни равноденствий радиа-
ция убывает к полюсам, причем в день весеннего равноденствия она несколько
больше, чем в день осеннего равноденствия, что объясняется более близким по-
ложением Земли к Солнцу в марте по сравнению с сентябрем.
Годовой ход поступления солнечной энергии на границу атмосферы опреде-
ляется склонением Солнца 5 и относительным расстоянием между Землей и
Солнцем Ro.
На Северном полюсе приток солнечной радиации имеет простой годовой
ход с максимальными значениями в июне и периодом его отсутствия, продол-
жающимся с 23 сентября по 21 марта. Подобный годовой ход имеет место на
всех широтах выше Северного полярного круга, с той лишь разницей, что про-
должительность периода отсутствия притока радиации уменьшается от полюса
к Северному полярному кругу.
Южнее Северного полярного круга в годовом ходе суточных сумм радиации
обнаруживается один максимум в июне и один минимум в декабре.
2.3.2. Радиационный баланс подстилающей поверхности
На географическое распределение притока солнечной радиации к земной
поверхности накладывает свой отпечаток наличие атмосферы, в которой лучи-
стая энергия Солнца претерпевает существенные преобразования. При прохож-
84
дении через атмосферу солнечная радиация частично рассеивается и поглоща-
ется как молекулами самого воздуха, так и термодинамически активными при-
месями.
Ослабляющее действие атмосферы на солнечную радиацию при отсутствии
облаков характеризуют коэффициентом прозрачности. При одном и том же ко-
эффициенте прозрачности наиболее сильное ослабление солнечной радиации
происходит в тех географических районах, где Солнце чаще находится на боль-
ших зенитных расстояниях, т. е. в высоких широтах. При коэффициенте про-
зрачности р = 1 Северный полюс во время летнего солнцестояния получает наи-
большее количество радиации. По мере уменьшения прозрачности атмосферы
приток радиации резко уменьшается, особенно в высоких широтах. Так, при
р = 0,7 на Северный полюс в день летнего солнцестояния поступает уже мень-
ше радиации, чем в любую другую точку в северном полушарии.
В реальных условиях распределение прямой солнечной радиации по земно-
му шару, помимо прозрачности атмосферы, зависит от характера географиче-
ского распределения облачности.
Поскольку среднее годовое количество облаков уменьшается в направлении
с севера на юг (от 6,1 баллов на широте 60° до 5,0 баллов на широте 40°), распре-
деление между широтами годовых сумм прямой солнечной радиации у земли
отличается от такового на верхней границе атмосферы. Годовые суммы прямой
солнечной радиации увеличиваются на территории России от высоких широт к
более низким (от 800 до 3000 МДж/м2).
Помимо прямой солнечной радиации, на подстилающую поверхность по-
ступает радиация, рассеянная на микронеоднородностях воздуха, частицах
аэрозоля и облачных частицах. Суммарная доходящая до земли прямая и рас-
сеянная радиация на территории России изменяется от 2800 МДж/м2 на север-
ном побережье Кольского полуострова до 5000 МДж/м2 в южных районах
России.
Часть поступающей на подстилающую поверхность суммарной солнечной
радиации отражается. Эту часть характеризует альбедо подстилающей поверх
ности, которое в свою очередь зависит от физических свойств естественных
подстилающих поверхностей (см. табл. 2 в [133]).
Помимо описанных коротковолновых потоков радиации, в энергетическом
балансе атмосферы участвуют и длинноволновые излучения атмосферы и зем-
ной поверхности. Эффективное излучение, являющееся разностью излучаемо-
го и поглощаемого подстилающей поверхностью длинноволнового излучения,
составляет расходную часть радиационного баланса подстилающей поверх-
ности.
Выражение для радиационного баланса земной поверхности имеет вид
B = Q(1-AK)-E^, (2.2)
где Q — суммарная коротковолновая радиация; Ак — альбедо поверхности; —
эффективное излучение.
Годовые суммы радиационного баланса суши на территории России изме-
няются от 300 МДж/м 2 на п-ове Таймыр до 2200 МДж/м2 на южной границе.
Более подробно характеристики прямой солнечной радиации, поступаю-
щей на подстилающую поверхность, так же как и характеристики других со-
ставляющих радиационного баланса подстилающей поверхности, представле-
ны и анализируются в п. 3.1.
35
2.3.3. Тепловой баланс подстилающей поверхности
Радиационный баланс является не единственным, хотя и основным, факто-
ром, формирующим тепловой режим атмосферы. Совокупность факторов,
определяющих температуру подстилающей поверхности, составляет тепловой
баланс подстилающей поверхности, для которого можно записать следующую
упрощенную формулу:
BT=LE + P + A + B„, (2.3)
где LE — поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды (Е —
турбулентный поток влаги, L — удельная теплота парообразования); Р — тур-
булентный поток тепла; А — поток тепла между поверхностью и нижележащи-
ми слоями почвы: Bs — затраты тепла на таяние снега и льда.
Последний член в формуле значительно меньше по сравнению с остальны-
ми членами и им часто пренебрегают. Однако он имеет важное значение для
формирования распределения суточных температур воздуха и поэтому со-
хранен-
Затраты тепла на испарение влаги за год наименьшие в крайних южных и
северных районах России, где они составляют около 500 МДж/м2. Максималь-
ные затраты приходятся на Северо-Запад европейской части России, где они
достигают 1500 МДж/м2. Велики (более 1000 МДж/м2) затраты на испарение
на юго-востоке страны.
Турбулентный поток тепла в атмосферу за год изменяется от 1500 МДж/м2
на крайнем юге до 200 МДж/м2 и менее на северном побережье. Когда радиа-
ционный баланс подстилающей поверхности отрицателен, турбулентный поток
тепла и затраты тепла на испарение равны нулю.
Теплообмен с нижележащими слоями почвы зависит от многих факторов:
от градиента температуры в почве и воздухе, от химического состава и увлаж-
нения почвы. Он имеет, как правило, отрицательные значения с сентября по
февраль и положительные в остальные месяцы.
Тепловой баланс подстилающей поверхности не учитывает процессы, про-
текающие во всей толще атмосферы, а потому и не может полностью объяснить
распределение температуры во всей атмосфере.
Не рассматривая подробно тепловой баланс системы Земля—атмосфера, ко-
торый для земного шара равен нулю, заметим, что радиационный баланс этой
системы компенсируется не только фазовыми преобразованиями тепла и тур-
булентным теплообменом, но и поступлениями энергии за счет межширотного
обмена масс воздуха и воды с различными температурными характеристика-
ми. Горизонтальный перенос тепла в атмосфере за год на территории России
изменяется от 1500 МДж/м2 на севере до —500 МДж/м2 на юге (знак минус
означает перенос в эти районы тепла из районов с избытком тепла).
Так как горизонтальный перенос тепла, имеющий важное значение для
формирования климата России, связан с атмосферной циркуляцией, рассмот-
рим в следующем разделе ее климатообразующую роль.
36
2.4. Атмосферная циркуляция и ее кпиматообразующая роль
2.4.1. Основные параметры общей циркуляции атмосферы
Общая циркуляция атмосферы (ОЦА), т. е. совокупность основных атмо-
сферных течений, является одной из характеристик состояния климатической
системы и вместе с тем оказывает большое влияние на формирование климати-
ческого режима отдельных регионов.
Основной причиной, порождающей атмосферную циркуляцию, является не-
одинаковый радиационный баланс на различных широтах на земном шаре. Од-
нако сравнительно простой механизм атмосферной циркуляции, возникающей
за счет термических различий между низкими и высокими широтами, сущест-
венно усложняется благодаря действию ряда других факторов, таких как тер-
мические различия между материками и океанами, влияние трения и враще-
ния Земли, волно- и вихреобразование.
Ежедневные карты погоды показывают, что распределение давления и воз-
душных течений над большими площадями земной поверхности носит очень
сложный характер и существенно меняется во времени. Большинство бариче-
ских образований, возникающих в нижней и верхней тропосфере, подвижны и
недолговечны. Хотя создаваемые ими воздушные потоки и приводят к измене-
ниям метеорологических параметров, но на климатический режим они оказы-
вают слабое воздействие. Однако ОЦА присущи и устойчивые особенности,
проявляющиеся при статистическом подходе к ее изучению. Они и накладыва-
ют определенный отпечаток на климат в данном географическом районе.
Общая циркуляция атмосферы включает ряд крупномасштабных движе-
ний: западный перенос масс воздуха как в тропосфере, так и во всей или части
стратосферы; циркуляцию воздуха в системе внетропических циклонов и анти-
циклонов, оказывающую большое влияние на межширотный воздухообмен;
связанную с системой циклонов и антициклонов муссонную циркуляцию.
Параметрами ОЦА служат:
— индексы зональной и меридиональной циркуляции А. Л. Каца;
— индексы Южного и Североатлантического колебаний;
— момент импульса зональных ветров атмосферы;
— параметры центров действия атмосферы (ЦДА) — их координаты и дав-
ление в центре;
— повторяемость ЦДА;
— число дней с блокирующими антициклонами, координаты, давление и
геопотенциал в их центре;
— параметры планетарной высотной фронтальной зоны;
— положение климатических фронтов.
Общая циркуляция атмосферы и ее изменчивость могут быть описаны с по-
мощью характеристик ее основных параметров [108]. Авторы [108] провели по-
дробный анализ перечисленных параметров за последнее десятилетие.
2.4.2. Интенсивность циркуляции
Важным параметром атмосферной циркуляции является ее интенсивность,
которая традиционно характеризуется с помощью средних месячных значений
индексов зональной 13 и меридиональной 1К циркуляции [108], а также анома-
лий этих индексов.
87
Еще одним параметром ОЦА является момент импульса зональных ветров
[108], который определяется по формуле
Л= Ju RB coscp pdv,
(2.4)
где и — скорость зонального ветра; Ra — радиус Земли; ф — широта; р — плот-
ность воздуха; v — объем атмосферы.
Чем больше момент импульса зональных ветров h, тем сильнее западные и
слабее восточные ветры. Межгодовые колебания h отражают долгопериодные
колебания атмосферы.
С интенсивностью зонального переноса связаны многие особенности клима-
та и его изменчивости. Так, усиление в зимнее время западного переноса на
территории России приводит к формированию теплого и влажного летне-осен-
него периода.
Сильный западный перенос, как указывают авторы [108], отмечался, на-
пример, в течение самой теплой за весь период наблюдений зимы (с января по
март) 1989 г. Подобных примеров можно привести очень много.
2.4.3. Центры действия атмосферы
Одними из наиболее важных объектов общей циркуляции являются ЦДА
или области повышенного (пониженного) давления на картах среднего давле-
ния. Эти области, отмечаемые в данном географическом районе в течение всего
года, принято называть постоянными (или перманентными) ЦДА. Области по-
вышенного (пониженного) давления, которые выявляются только летом или
только зимой, называются сезонными ЦДА.
К постоянным ЦДА, влияющим на климат России, относятся океанические
центры: азорский и гонолульский максимумы и исландский и алеутский ми-
нимумы, а к сезонным — сибирский максимум (зимний) и азиатский минимум
(летний), формирующиеся над континентом.
Расчленение поля среднего давления на отдельные области низкого давле-
ния происходит под влиянием термического и динамического факторов. В пер-
вом приближении можно считать, что в наиболее высоких и низких широтах
главная роль в формировании поля давления принадлежит термическому фак-
тору. Термический контраст между низкими и высокими широтами возникает
не только у поверхности земли, но и во всей толще атмосферы. Градиент давле-
ния в среднем так же, как и градиент температуры воздуха, направлен от низ-
ких широт к высоким. Градиент давления и сила Кориолиса являются
главными причинами западного переноса. Однако адвекция температуры при-
водит к изменению горизонтальных градиентов температуры и, следовательно,
к усилению или ослаблению высотных фронтальных зон и к изменению гори-
зонтального градиента давления.
Неравномерное изменение высотного барического поля вызывает сходи-
мость или расходимость изогипс и изменения их кривизны. В конечном итоге
возникает вихревой компонент в виде циклонических и антициклонических
образований. Вихревой компонент в виде циклонов и антициклонов усиливает-
ся при взаимодействии атмосферы с энергоактивными зонами океана. Поэтому
в тех районах земного шара, где создаются условия для интенсивной адвекции
88
холодных и теплых воздушных масс, имеет место существенное динамическое
изменение давления.
Поскольку динамическое изменение давления в сильной степени зависит от
адвекции, то естественно, что оно больше проявляется в зимние месяцы, когда
горизонтальные градиенты температуры наибольшие. Над континентами, в
России над Сибирью, на картах относительной топографии OTf°£0 в январе от-
мечаются ложбины холода, а над океанами — гребни тепла. Летом, когда влия-
ние динамического фактора уменьшается, а термический фактор над океанами
способствует повышению давления, океанические минимумы в умеренных ши-
ротах ослабевают или исчезают совсем, а субтропические антициклоны усили-
ваются. На картах OTf“0 в июле гребни тепла располагаются над континента-
ми (в России также над азиатской частью). Аналогичная картина распределе-
ния давления наблюдается практически во всей тропосфере.
Карты абсолютной топографии ATS00 в январе и июле повторяют карты
гур 300
V Х 1000 •
С процессами цикло- и антициклогенеза связаны климатологические фрон-
ты, т. е. зоны наиболее частого возникновения главных фронтов. Их географи-
ческое положение представляет интерес с точки зрения формирования клима-
та. На рис. 2.3 указано положение климатологических фронтов в январе и
июле (по С. П. Хромову). Как видно из рисунка, на территорию России оказы-
вают влияние арктический и полярный фронты (АФ и ПФ соответственно).
Следовательно, над Россией перемещаются массы арктического и умеренного
воздуха, как морского, так и континентального, а в летнее время на юге России
возможна адвекция тропического воздуха. Преобладают в течение всего года
массы умеренного воздуха. В январе АФ имеет две ветви: одна располагается
на севере Атлантического океана и над западной частью арктического побере-
жья, вторая проходит вдоль южного побережья Чукотки. В июле положение
ветвей АФ мало меняется по сравнению с январем. Первая ветвь АФ занимает
более северное положение, и в зоне ее действия оказываются о. Новая Земля и
другие северные острова. Вторая ветвь проходит по северному побережью Чу-
котки.
Система ПФ располагается от 30 до 50° с.ш. В январе одна ветвь климатоло-
гического ПФ находится в Атлантическом океане, вторая — над Средиземным
морем и третья — на юге Азии (примерно вдоль северной границы Тибета).
В июле ветви ПФ занимают более северное положение. Над территорией Рос-
сии две ветви ПФ расположены вблизи 50° с.ш.
Юг европейской части России и Кавказ находятся под влиянием южных
средиземноморских циклонов, большая часть которых (около 70 %) приходит-
ся на зиму. Над Черным морем нередко возникают, а также генерируются сре-
диземноморскими циклонами новые циклонические возмущения, перемещаю-
щиеся на юго-восток европейской части России. С прохождением средиземно-
морских циклонов связаны вторжения воздушных масс в районы Закавказья с
запада и востока.
Антициклоны над европейской частью России перемещаются с северо-вос-
тока по западной и восточной траекториям, а также с севера на юг с небольшой
западной составляющей. Две из этих траекторий лежат на крайнем юге евро-
пейской части и в северо-западной части побережья Баренцева моря, а основ-
ная центральная траектория делит европейскую часть страны и вытянута с се-
89
=— — 1 2 ===== 3 —=— 4
Рис. 2.3. Положение климатологических фронтов в январе (а) и июле (б) (по С. П. Хромову).
1 — арктический; 2 — полярный; 3 — пассатный; 4 — тропический.
веро-запада (район Кольского полуострова) на юго-восток. На юго-востоке ев-
ропейской части антициклоны в зимнее время обычно стационируют.
Западная Сибирь, так же как европейская часть России, находится в облас-
ти преобладающего западного переноса. Траектории циклонов здесь являются
продолжением тех траекторий, которые отмечены над европейской частью.
Одна из траекторий атлантических циклонов проходит по северному побере-
жью в направлении с юго-запада на северо-восток, а две другие траектории сре-
диземноморских циклонов прослеживаются лишь на юго-востоке Западной Си-
бири и оканчиваются в Восточной Сибири и даже на Чукотке. Каспийские цик-
лоны перемещаются еще южнее средиземноморских, но тоже к северо-востоку
и выходят на Камчатку, пересекая Охотское море.
40
На территории России имеются условия для активного развития циклонов
и антициклонов, которые являются одним из механизмов межширотного обме-
на масс воздуха.
Изучение путей перемещения циклонов и антициклонов и их регенерации
позволило установить, что подвижные циклоны имеют в среднем составляю-
щую движения из более низких широт в более высокие, а антициклоны — на-
оборот.
На рис. 2.4 и 2.5 изображены основные пути циклонов и антициклонов над
Россией (по Б. П. Алисову) в январе и июле. В основном европейская часть Рос-
сии находится под влиянием циклонов, образующихся над Атлантикой на ПФ,
смещающихся в направлении с юго-запада на северо-восток и выходящих на
северное побережье Сибири. Помимо этого основного для европейской части
пути движения циклонов, Б. П. Алисов выделяет еще три ветви циклонов, ко-
торые направлены с северо-запада на юго-восток. Первая из них, арктическая,
начинается у северного побережья Кольского полуострова и проходит по северу
Западной и частично Восточной Сибири, заканчиваясь на Среднесибирском
плоскогорье. Вторая и третья ветви так называемых ныряющих циклонов, одна
из которых начинается на территории Карелии, а другая — в центре Балтики,
соединяются в районе Южного Урала и плоскогорья Общий Сырт и снова рас-
ходятся над азиатской частью России. Вдоль балтийской ветви циклоны про-
должают движение на юго-восток, вплоть до оз. Балхаш, а карельская ветвь
траектории движения циклонов направлена примерно вдоль пояса 52—
54 с.ш., слегка поднимаясь к северу, и оканчивается в устье р. Лены.
Над центром Западной Сибири благодаря особенностям рельефа, т. е. об-
ширной Западно-Сибирской низменности, защищенной Уральским хребтом от
западных потоков воздуха и открытой со стороны Северного Ледовитого океа-
на, циклоническая деятельность ослаблена. Ни одна из основных траекторий
движения западных циклонов в зимнее время этот район не пересекает, здесь
появляются лишь арктические циклоны. Над Западно-Сибирской низменно-
стью располагается барическая ложбина, над Уралом — небольшой гребень, а
над Среднесибирским плоскогорьем — ярко выраженный отрог азиатского ан-
тициклона.
В формировании ложбины основная роль принадлежит циклонам АФ, сре-
ди которых встречаются и ныряющие циклоны. В зимнее время повторяемость
циклонов атлантической ветви АФ, перемещающихся по наиболее северному
пути (в пределах 75—80° с.ш.), по отношению к общему количеству циклонов
составляет 60—70 %. Но в ряде случаев в Западной Сибири осуществляется
подъем к северу южных циклонов, сливающихся с областью северных де-
прессий.
Западная Сибирь защищена возвышенностями не только с запада, но и с
востока. Поэтому перед Среднесибирским плоскогорьем движение циклонов
замедляется и иногда здесь происходит их стационирование.
Летом наибольшей циклоничностью отличаются лесные районы Западно-Си-
бирской низменности. В этих широтах проходит ось барической ложбины. На
рис. 2.4 видны траектории циклонов, пересекающих Западную Сибирь. Однако
летние процессы протекают медленнее и летние циклоны менее глубоки.
Основные пути антициклонов на территории Западной Сибири зимой пере-
крещиваются. Один из путей направлен с северо-запада на юго-восток, другой — с
северо-востока на юго-запад. В южной половине Западной Сибири располагает-
ся область повышенного давления в виде отрога азиатского антициклона. Втор-
РОССИЙСКАЯ
ГОСУДАРСТВЕННАЯ
Е1ЛС П И n Т F К й
41
Рис. 2.4. Основные направления перемещения циклонов в январе (а) и июле (б).
женил арктических воздушных масс вслед ныряющим циклонам восстанавли-
вают и поддерживают на юге Западной Сибири антициклонический режим.
В Восточной Сибири основным барическим образованием в холодную часть
года является азиатский антициклон, занимающий почти всю территорию, с
центром над Тувой и севером Монголии. Воздушные массы с Атлантического и
42
10 20 40 60 80 100120 140 160 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130
10 20 40 60 80 100120 140 160 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130
Рис,. 2.5. Основные направления перемещения антициклонов в январе (а) и июле (б).
Число антициклонов: I — до
1; II — от 1 до 2; III — от 2 до 3.
Тихого океанов поступают сюда лишь в верхних слоях тропосферы. Формиро-
вание азиатского антициклона начинается уже с сентября и достигает макси-
мума в январе. Система азиатского антициклона создается за счет антицикло-
нов и ядер высокого давления, вторгающихся на территорию Восточной Сиби-
ри по полярным и ультраполярным осям вдоль западной периферии восточных
43
ложбин, а также антициклонов, перемещающихся с запада и юго-запада. По-
вторяемость антициклонов на юге Восточной Сибири достигает 26 дней в ме-
сяц. Зимний антициклон является низким, но весьма устойчивым барическим
образованием.
Над Оймяконским полюсом холода имеется вторичный центр высокого дав-
ления, образующийся вследствие интенсивного выхолаживания за счет вогну-
тых форм рельефа и высоких горных хребтов, препятствующих растеканию хо-
лодного воздуха. Циклоны в районы Восточной Сибири проникают крайне ред-
ко (во многих частях Восточной Сибири их повторяемость в течение января
равна нулю), поэтому территория Якутии в течение зимы занята однородной
воздушной массой. Циклоны в основном проходят в северной прибрежной
зоне, а также наблюдаются в бассейне р. Лены, над которым прослеживается
ложбина в барическом поле. Еще одна траектория циклонов проходит из райо-
на Карского моря к Байкалу, но над Забайкальем эти циклоны заполняются
так же, как и циклоны, смещающиеся из Казахстана к востоку.
В некоторых случаях наблюдается аномальное движение циклонов с восто-
ка на запад. Во второй половине зимы они смещаются с нижнего и среднего те-
чения р. Оби в северо-западные районы Якутии.
Летом западно-восточный перенос над Восточной Сибирью ослабевает и об-
разуется поле пониженного давления. Когда углубляется высотная ложбина в
бассейне р. Енисея и усиливается высотный гребень на Дальнем Востоке, цик-
лоны с юга выходят на территорию Иркутской области и Забайкалья. В некото-
рых случаях в этих районах развивается циклоническая деятельность, и мало-
подвижные циклоны медленно смещаются к западу.
Весной и осенью происходят западно-восточные смещения антициклонов.
Однако осенью в Восточной Сибири усиливаются процессы антициклогенеза, в
то время как весной более активно развивается циклоническая деятельность,
особенно в мае. Весной и осенью циклоны движутся с р. Енисея на юго-восток,
а также с Обской губы или нижнего течения р. Оби к Байкалу и далее на терри-
торию Забайкалья и Дальнего Востока. Кроме того, весной и осенью наблюда-
ются выходы циклонов из районов Средней Азии и Казахстана в бассейн р. Оби
с последующим их продвижением на Среднесибирское плоскогорье.
На востоке азиатской части России в зимний сезон циклоническая деятель-
ность сосредоточена над морями. Континентальная часть Дальнего Востока на-
ходится под влиянием восточной периферии азиатского антициклона, по кото-
рой происходит устойчивый перенос холодного континентального воздуха.
В береговых районах дальневосточной территории, на полуостровах и островах
эти потоки наблюдаются в тылу циклонических серий и отдельных циклонов,
передвигающихся над окраинными морями с юго-запада на северо-восток.
В летнее время года циклоническая деятельность смещается на материк и в
глубь континента поступает влажный тихоокеанский воздух. Центр азиатской
депрессии находится над Афганистаном, а одна из ложбин располагается над
средним течением р. Амура.
Дальний Восток летом является областью наибольшего развития циклони-
ческой деятельности. С ней связано продвижение на материк летнего тихооке-
анского муссона.
Хотя в летний период циклоническая деятельность на Дальнем Востоке
преобладает над антициклонической, последняя, развиваясь над морями, наи-
более активно, чем в другие сезоны, воздействует на климатические условия.
44
Повторяемость антициклонической циркуляции в период с мая по июль над
Охотским морем и другими окраинными морями приближается к 50 % [26].
О распределении на территории России повторяемости циклонов и анти-
циклонов можно судить по данным „Атласа барических характеристик цикло-
нов и антициклонов” [29]. Его автор Н. А. Булинская построила карты повторя-
емости циклонов и антициклонов по 5-градусным квадратам координатной
сетки для всех месяцев года. Днем с циклоном (антициклоном) в данном квад-
рате считался такой день, когда там находился центр циклона (антициклона),
имеющего не менее двух изобар. Повторяемость (в % ) считалась по отношению
к числу дней месяца. Расчеты выполнены за 15-летний период.
В январе самая большая повторяемость циклонов, рассчитанная указан-
ным методом и приведенная к единице площади, наблюдается над Баренцевым
морем и его побережьем, а также над Охотским и Беринговым морями, где она
составляет 15 и 10—11 % соответственно. На материковой части России очаги
повышенной повторяемости циклонов располагаются также близко к морям на
крайнем северо-западе европейской части страны (около 7 %), на побережье
Карского моря (около 8 % ), на севере Среднесибирского плоскогорья (более 9 %) и
в районах Черного и Каспийского морей (около 8—10 %). На всей остальной
территории России повторяемость циклонов в выделенных квадратах не пре-
вышает 4 %, а в южных районах составляет меньше 2 %.
В июле повторяемость циклонов больше в азиатской части России. Макси-
мум повторяемости циклонов приходится на Забайкалье, где в районе Яблоно-
вого хребта она достигает 13 %. Еще три очага повышенной повторяемости
циклонов (примерно по 10 %) находятся на р. Колыме, в северной части Сред-
несибирского плоскогорья и в центре Западно-Сибирской низменности.
В европейской части России наибольшая повторяемость циклонов (> 9 % )
зафиксирована на северо-западе Русской равнины (вблизи Онежского озера) и в
ее южных районах (около 8 %).
Аналогичная повторяемость антициклонов, рассчитанная по 5-градусным
квадратам и приведенная к единице площади, в январе, естественно, имеет
наибольшие значения в центре азиатского антициклона между Восточным и
Западным Саяном (13 % ). Почти так же велика она (12,5 %) в якутском отроге
азиатского антициклона, особенно на Центральноякутской низменности. В ев-
ропейской части страны повторяемость антициклонов небольшая, как прави-
ло, меньше 2 %, и лишь на крайнем юго-востоке и юго-западе, а также на Кав-
казе она превышает 3 %.
В июле повторяемость антициклонов в целом по России меньше, чем в ян-
варе. В азиатской части страны наибольшая повторяемость антициклонов на-
блюдается на юге Якутии (5—6 % ) и в Прибайкалье (около 5 % ). Максималь-
ная повторяемость антициклонов (> 6 %) отмечается над Баренцевым и Кар-
ским морями и в устье р. Лены.
2.4.4. Блокирующие антициклоны
Источниками крупных климатических аномалий, в частности одними из
условий формирования засух, являются процессы блокирования. Высокие и
обширные блокирующие антициклоны и иногда гребни над Восточной Евро-
пой в конце зимы и начале весны создают условия для формирования засух в
Поволжье. Параметрами блокирующих процессов являются координаты цент-
ра блокирующего антициклона (на уровнях 500 и 300 гПа ему должны соответ-
45
ствовать замкнутые изогипсы), значение абсолютного геопотенциала в центре
антициклона, число замкнутых изогипс и число дней существования такого
антициклона. За последнее десятилетие число дней с блокирующими антицик-
лонами сократилось. За пятилетие с 1991 по 1995 г. оно стало меньше, чем за
предыдущее (в Атлантико-Европейском секторе — на 217 дней, а в Европей-
ско-Азиатском — на 143 дня) [108].
2.4.5. Муссонная циркуляция
На юго-востоке азиатской части России основным видом атмосферной цир-
куляции на побережье являются муссоны. По определению С. П. Хромова,
муссон — это „такой режим общей циркуляции атмосферы в большой геогра-
фической области, при котором ветры одного направления в каждом месте этой
области резко преобладают над остальными, а само преобладающее направле-
ние ветра от зимы к лету и от лета к зиме меняется на противоположное или
близкое к противоположному”. В зимние месяцы на восточном побережье Рос-
сии преобладающим направлением ветра является северное или северо-запад-
ное, а в летние месяцы — южное или юго-восточное.
В соответствии с современными воззрениями муссон не является однород-
ной воздушной массой и не обладает локальным постоянством. Муссонная об-
ласть пониженного давления изменяется ото дня ко дню в зависимости от цик-
лонической деятельности. Структура муссонной области связана с изменением
положения и интенсивности ЦДА.
В холодную половину года зимний муссон связан с азиатским антицикло-
ном и алеутским минимумом. Положение этих центров достаточно устойчиво в
течение года, но от года к году меняется значительно, особенно весной и осе-
нью. В области азиатского антициклона формируется континентальный воздух
с очень низкой температурой воздуха (зимний муссон).
В летнее время развитие муссона определяется азиатской депрессией и
ложбиной над средним течением р. Амура и в очень большой степени — разви-
тием северотихоокеанского антициклона. В период с мая по июль над Охот-
ским морем активизируется низкий антициклон или гребень. Дополнитель-
ным фактором антициклогенеза является рост давления над холодной поверх-
ностью моря. В области северотихоокеанского антициклона формируется мор-
ской умеренный воздух, который является воздухом летнего муссона. В начале
лета здесь преобладают слоистая облачность, морось и густые туманы, длящие-
ся несколько дней.
В работе [156] даны примеры количественных связей характеристик мус-
сонной циркуляции с месячными суммами осадков и температурой воздуха на
побережье Японского моря.
2.4.6. Североатлантическое и Южное колебания
Североатлантическое колебание (САК), т.е. межгодовые изменения связей
североатлантических ЦДА противоположных знаков, — это явление крупно-
масштабного взаимодействия атмосферы и океана, влияющее на формирование
погодных и климатических условий над внеэкваториальными широтами север-
ного полушария. Оно достаточно сильно влияет и на климат России.
46
В [108] для его характеристики используется индекс САК^, вычисляемый
по формуле
(2-5)
Здесь от — стандартное отклонение САК за т-й месяп; 8gm — разность норми-
рованных аномалий средних месячных значений атмосферного давления, вы-
числяемая по формуле
(2-6)
где РД и РД — соответственно среднее месячное давление воздуха на уровне
моря для 4 узлов (20 и 30° з.д., 35° с.ш.; 20 и 30° з.д., 40° с.ш.) и среднее для
3 узлов (20 и 30° з.д., 65° с.ш.); Рт — среднее многолетнее давление; g — год;
индексы А и И — соответственно Азорские острова и Исландия.
В последнее десятилетие наблюдается некоторое увеличение (тренд) САК.
Отклонения от тренда САК хорошо коррелируют (г = -0,62) со значениями мо-
мента импульса зональных ветров [108].
При малых САК в европейской части России устанавливаются зимние зна-
чения температуры ниже нормы. В суровые зимы в полярных районах России
располагается антициклон, в котором формируются массы холодного воздуха,
а в умеренных и субтропических районах отмечается большое число глубоких
циклонов. В тылу циклонов, развивающихся в умеренных широтах, в районах
высотных ложбин наблюдаются длительные и глубокие затоки арктического
воздуха. Благоприятные условия для формирования континентального аркти-
ческого воздуха создаются при небольшой частоте полярных циклонов зимой и
в переходные сезоны. Происходит сдвиг высотных ложбин к югу При сдвиге
высотных ложбин и гребней к северу САК уменьшается, усиливается западный
перенос, что способствует во все сезоны росту температуры в умеренных и вы-
соких широтах на территории России. По мнению авторов [108], число дней с
блокирующими антициклонами в секторе 20° з.д. — 20° в.д. может быть исполь-
зовано для расчета выноса тепла в арктический бассейн Северной Атлантики.
Несколько меньшее, но достаточно серьезное влияние на климат России и
его региональные изменения оказывает так называемое Южное колебание, свя-
занное с течением Эль-Ниньо. Под Южным колебанием понимают межгодовые
изменения полей приземного давления (а также ветра и осадков), имеющие
противоположные знаки аномалий в тропических зонах восточного и западно-
го полушарий [108].
Индекс Южного колебания SOJ определяется выражением
8
SOJ = -
(2.7)
где 8gm — разность нормированных аномалий давления выбранных станций;
о — стандартное отклонение всех разностей от.
47
В свою очередь, 5gm вычисляется по формуле
(2 8)
где Pgm — среднее месячное давление; Рт — среднее многолетнее давление; е —
стандартное отклонение всех аномалий давления; g и т — год и месяц соответ-
ственно; индексы Т и Д — соответственно станции Таити и Дарвин.
Длительное Южное (теплое) колебание наблюдалось с 1990 по 1995 г., ког-
да индексы понизились до больших отрицательных значений. Например, в ян-
варе и марте 1992 г. они составляли -34 и -30 соответственно, а в 1995 г. вновь
стали положительными во все месяцы, кроме ноября. Процессы ОЦА над тер-
риторией России связаны с Южным колебанием. В периоды развития Эль-Ни-
ньо — обширного теплого течения вдоль берегов Чили и Перу - происходит
сдвиг траекторий циклонов и пояса субтропических максимумов к полюсу,
ослабление пассатов и антипассатов. Это приводит к формированию на терри-
тории России очень теплых зим и обширных засух летом. Например, зима
1982-83 г. была в Евразии одной из самых теплых за последние 100 лет и она
совпала с необычайно четко выраженными процессами, свойственными явле-
нию Эль-Ниньо. То же самое относится и к зиме (январь—март) 1989 г.
2.4.7. Планетарная высотная фронтальная зона
Планетарной высотной фронтальной зоной (ПВФЗ) называют узкую зону с
очень большими градиентами геопотенциала, которая выделяется на картах
абсолютной и относительной топографии в тропосфере и нижней стратосфере в
виде значительного сгущения изогипс. В этой зоне скорость ветра достигает
очень больших значений (более 30 м/с). Узкий поток воздуха с максимальны-
ми значениями скорости образует струйные течения.
Высотная фронтальная зона оказывает большое влияние на динамику атмо-
сферы. В области этой зоны образуются циклоны и антициклоны. Подвижные
антициклоны возникают в области входа высотной фронтальной зоны. В Рос-
сии их наибольшая повторяемость отмечается в азиатской части, восточнее
районов с активной циклонической деятельностью.
В качестве основных характеристик ПВФЗ используются: широта осевой
изогипсы на меридианах на картах АТ600, интенсивность, длина, извилистость
и широта на полушарии [108]. Широта осевой изогипсы в среднем по полуша-
рию рассчитывается по формуле
Фо.П = (2’9)
где N — число меридианов, на которых определена широта осевой изогипсы
(N = 1...36); <рf — широта осевой изогипсы ПВФЗ на меридиане.
Интенсивность характеризуется градиентом барического поля в направле-
нии, перпендикулярном к положению ПВФЗ, в полосе шириной 1000 км (по
500 км в обе стороны от центральной изогипсы). Интенсивность определяется
48
как разность широт Дер расположения двух изогипс на одном меридиане южнее
и севернее осевой изогипсы, т. е. как величина, обратная градиенту.
Под длиной ПВФЗ понимается длина характерной изогипсы, по которой
определялась интенсивность. Этот параметр рассчитывается как сумма длин
отрезков осевой изогипсы, заключенных между двумя соседними меридиана-
ми, через 10°.
В качестве извилистости берется отношение общей длины осевой изогипсы
ПВФЗ к длине той параллели, на которой в среднем по полушарию располага-
ется ПВФЗ.
Площадь ПВФЗ ограничена с юга этой зоной и рассчитывается по формуле
S = 27ttff(l-sin(po п), (2.10)
где R3 — радиус Земли у экватора (6378,245 км).
Местоположение центра циркуляции определяется по-разному, например,
как положение центра тяжести столба атмосферы, заключенного между поверх-
ностями Н500 и Но, со значением геопотенциала характерной изогипсы.
Положение и интенсивность ПВФЗ определяют в значительной степени
циркуляцию северного полушария. Так, длина ПВФЗ однородных зональных
процессов примерно в 1,5 раза больше длины волны меридиональных процессов [68].
Характеристики ПВФЗ очень сильно связаны с температурным режимом. На-
пример, найдена связь положения центра циркуляции с ранними и поздними
датами перехода температуры воздуха через 0 °C [78].
Б. И. Сазонов [140] считает, что потепление в середине настоящего столе-
тия также связано с углублением планетарного циклонического вихря.
2.4.8. Перспективные подходы к исследованию
климатообразующей роли атмосферной циркуляции
В предыдущих параграфах рассматривались результаты статистических
исследований ОЦА. Однако как бы ни были совершенны применяемые методы
статистических исследований на современном этапе развития климатологии,
они недостаточно доказательны и не в состоянии полностью обеспечить сущест-
венное улучшение анализа и прогнозирования изменчивости и изменений кли-
мата.
В настоящее время основным методом теории климата является математи-
ческое моделирование атмосферных процессов с использованием уравнений
гидродинамики, отражающих физические закономерности, присущие атмосфе-
ре Земли. С помощью численных экспериментов объясняются многие климати-
ческие закономерности; смоделированы общая термическая структура системы
тропосфера — стратосфера, характерные особенности волновых возмущений,
основные закономерности распределения потоков излучения, конвективных
потоков и др. Несмотря на большие трудности, связанные с использованием
полных физических моделей ОЦА с учетом термического и динамического
взаимодействия океана и атмосферы и других компонентов климатической си-
стемы, результаты моделирования являются обнадеживающими.
Перспективным направлением исследований физических механизмов,
обеспечивающих смену одних циркуляционных процессов другими, является
изучение связей параметров атмосферной циркуляции с внешними факторами:
49
солнечной активностью (корпускулярной и магнитной), особенно активностью
северного полушария Солнца, процессами, происходящими в околоземном кос-
мосе и магнитосфере Земли, диссимметрией Солнечной системы и др. [28, 108].
В указанных работах установлены достаточно тесные связи между характери-
стиками ОЦА. рассмотренными выше, и внешними факторами.
2.5. Влагооборот и его влияние на климат
Несмотря на то что содержание водяного пара в атмосфере достигает всего
лишь нескольких процентов, его роль в формировании погоды и климата очень
велика. Переход водяного пара из одного фазового состояния в другое делает
возможным круговорот воды на земном шаре. Непрерывный взаимообмен вла-
гой между атмосферой и подстилающей поверхностью, перенос ее реками, воз-
душными и морскими течениями из одних районов в другие называется влаго-
оборотом.
Влагооборот является чрезвычайно важным процессом, который наряду с
другими климатообразующими процессами играет большую роль в формирова-
нии климатов Земли и, в частности, России. Отдельные составные элементы
влагооборота (адвекция влаги в атмосфере, испарение, осадки, речной сток),
так же как и влагооборот в целом, тесно связаны с характером радиационного
баланса, атмосферной циркуляцией и свойствами подстилающей поверхности.
Так, количество испаряющейся (с водной поверхности или влажной почвы)
влаги зависит от имеющихся в данном районе энергетических ресурсов испаре-
ния, главным образом от значения радиационного баланса. Адвекция влаги
тесно связана с атмосферной циркуляцией, являющейся транспортирующим
механизмом. От характера атмосферной циркуляции в значительной степени
зависит и количество выпадающих осадков. Большое количество осадков при
прочих равных условиях (влагосодержание и испарение) выпадает в районах с
преобладанием восходящих движений воздуха, т. е. циклонической деятель-
ности.
В свою очередь влагооборот оказывает существенное влияние на радиаци-
онный баланс, циркуляцию атмосферы и свойства подстилающей поверхности.
Так, влагосодержание атмосферы, облачность и осадки заметно влияют на ра-
диационный и тепловой баланс подстилающей поверхности. Перенос водяного
пара благодаря атмосферной циркуляции есть в то же время перенос значи-
тельной части находящейся в скрытом состоянии энергии самой атмосферной
циркуляции.
Самостоятельное климатообразующее значение влагооборота проявляется в
процессах взаимодействия атмосферной влаги с осадками и стоком. Особенно
важна климатообразующая роль влагооборота в засушливых районах, где ис-
следование динамики увлажнения особенно актуально.
Изучение влияния влагооборота на климат макрорайонов сводится к иссле-
дованию отдельных составляющих водного баланса.
Водный баланс для суши, имеюшей выходы речной воды в океан, может
быть записан следующим образом:
£с=Ге-/ё, (211>
где _ЕС, гс и £ — соответственно испарение, осадки и речной сток для суши.
50
Общее количество осадков гс может быть подразделено на осадки адвек-
тивного происхождения г0 и осадки внутреннего происхождения за счет испарения гв.
При изучении влагооборота над ограниченным районом важно знать, какая
доля выпадающих в данном районе осадков образуется из адвективной влаги и
какая — из влаги местного происхождения. Это имеет большое значение для
оценки мелиоративных мероприятий, для климатического прогноза осадков и
диагноза климатических условий. Если, например, местное испарение вносит
существенный вклад в общую сумму выпадающих осадков, то уменьшение зер-
кала естественных водоемов и осушение болот могут привести к засушливости
климата.
О роли внешнего и местного водяного пара в образовании осадков или доли
местных осадков можно судить по коэффициенту влагооборота, вычисляемому
по формуле
k
г EL
— = 1+---,
г 2wV
(2.12)
где iv — среднее влагосодержание поступающего воздуха на наветренной гра-
нице района, средний линейный масштаб которого L; V — средняя скорость
переноса; Е - слой воды, соответствующий испаряющейся влаге за единицу
времени.
1
В среднем поток влаги местного происхождения приблизительно равен ~^ЕЬ.
В табл. 2.1 приведены составляющие влагооборота для европейской части
России, рассчитанные О. А. Дроздовым и А. С. Григорьевой.
Таблица 2.1
Составляющие влагооборота для европейской части России
Характеристика Январь Апрель Июль Октябрь Год
Е см 0,5 3,6 5,0 1,1 29,4
W см 0,8 1,2 2,7 1,4 1,5
V м/с 8,1 7,4 5,9 7,6 7,2
г см 2,7 2,8 6,3 4,9 49,3
см 2,6 2,4 5,5 4,6 44,6
Дг см 0,1 0,4 0,8 0,3 4,7
k 1,048 1,165 1,146 1,058 1,10
Как следует из таблицы, коэффициент влагооборота при прочих равных
условиях возрастает от зимы к лету. Его значение показывает, что в году доля
осадков местного происхождения составляет всего лишь 10 % от адвективных.
Поэтому мелиоративные мероприятия, например облесение территории, в ев-
ропейской части страны незначительно сказываются на увеличении осадков.
Не вдаваясь в детали водного баланса Земли, укажем лишь некоторые его
количественные характеристики на территории России.
51
Наибольшее значение результирующего потока водяного пара в атмосфере
умеренных широт северного полушария наблюдается в Атлантическом океане,
над Гольфстримом, где оно составляет 240 кг/(м • с). На территории России наи-
большее проникновение влаги к востоку происходит вдоль пояса 55—60° с.ш.
Наиболее правильно оценивать перенос влаги по зональной и меридиональ-
ной его составляющим, значение зонального компонента значительно больше
меридионального. Над территорией России зональная составляющая результи-
рующего потока водяного пара в январе составляет над большей ее частью от
20 до 40 кг/(м с). Лишь на Северо-Западе России она возрастает до 80 кг/(м • с),
а на северо-востоке убывает до нуля и над Камчаткой и р. Колымой приобрета-
ет отрицательное значение.
Меридиональная составляющая в январе на территории Восточной Сибири
и Дальнего Востока близка к нулю, а над Западной Сибирью и европейской ча-
стью России изменяется от нуля на западе европейской части страны до 20—
40 кг/(м • с) на ее юго-востоке и на юге Западной Сибири.
В июле зональная составляющая несколько больше и составляет от 80 кг/(м - с)
на западе и юге России до 20—40 кг/(м с) на остальной территории и лишь на
небольшой территории в центре Западной Сибири равна нулю.
Меридиональная составляющая в июле над Уралом и югом Восточной Сиби-
ри имеет отрицательные значения, причем над Уралом достигает —80 кг/(м • с), так
как вторжение сюда арктического сухого воздуха не способствует увлажнению
суши.
Среднее годовое влагосодержание атмосферы в слое 0—7 км над Россией со-
ставляет от 5,5 до 15 мм и убывает с юга на север. Наиболее низкое влагосодер-
жание атмосферы наблюдается зимой (2,5 мм в районе Якутска).
Такая составляющая водного баланса, как осадки, связанная в значитель-
ной степени с результирующим потоком водяного пара с океана и испарением,
будет подробно рассмотрена в гл. 6.
3. СОЛНЕЧНОЕ СИЯНИЕ, СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ,
РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС
3.1. Продолжительность солнечного сияния
Продолжительность солнечного сияния (суммарное число часов, когда свети-
ло солнце) определяется широтой места, долготой дня и количеством облаков.
В годовом ходе минимум продолжительности солнечного сияния (ПСС) на
всей территории России приходится на декабрь, максимум — на июль, иногда
он смещается на июнь, в зависимости от годового хода облачности. На Дальнем
Востоке максимум отмечается в марте, поскольку летом из-за большого числа
пасмурных дней в условиях летнего муссона продолжительность солнечного
сияния резко снижается (табл. 3.1).
Таблица 3.1
Характеристики продолжительности солнечного сияния
Характе- ристика 1 1 п m п м vn 1 VIII н N н Iх” Год
Архангельск
Средняя ПСС, ч 11 49 115 193 272 299 315 213 111 59 17 2 1656
псс„/пссв % 7 21 32 43 47 47 51 41 28 19 9 2 36
Число дней без солнца 26 15 9 4 3 2 2 3 6 14 23 30 137
Смоленск
Средняя ПСС, ч 46 67 131 177 245 286 267 225 160 83 36 20 1742
ПСС„/ПССВ % 18 25 36 42 49 55 52 48 42 25 14 9 39
Число дней без солнца 18 14 10 5 2 1 1 1 3 10 19 23 107
Астрахань
Средняя ПСС, ч 77 100 161 228 296 323 329 309 254 182 97 57 2413
ПСС„/ПССВ % 27 35 44 56 66 69 71 71 67 54 34 21 55
Число дней без солнца 13 9 6 2 0,8 0,2 0,3 0,3 0,8 3 10 16 61
63
В условиях горного рельефа ПСС резко уменьшается, особенно в долинах,
котловинах и на защищенных склонах гор. Только для станций, расположен-
ных на открытой местности, отмечается увеличение ПСС соответственно с ши-
ротой места [3]. Разница ПСС между станциями, находящимися в горных до-
линах и на ровном открытом месте, может достигать 200 ч и более.
3.2. Солнечная радиация
Основной составляющей прихода тепла на земную поверхность является
суммарная коротковолновая радиация, представляющая собой суммарный по-
ток прямой солнечной радиации, поступающей непосредственно от Солнца, и
рассеянной радиации небесного свода (лучистой энергии, рассеянной облака-
ми и самой атмосферой).
Изучению радиационного режима территории России, бывшего СССР и
земного шара посвящено много исследований, в том числе ряд монографий, в
которых, кроме общих закономерностей радиационного режима, исследована
пространственно-временная структура сумм солнечной радиации разного вре-
менного масштаба интегрирования [16, 31, 123, 125].
Солнечная радиация, достигающая земной поверхности, в значительной
степени определяется состоянием атмосферы, в частности ее прозрачностью.
Наиболее распространенной характеристикой прозрачности атмосферы являет-
ся интегральный коэффициент прозрачностир [80,142]. В табл. 3.2 приведены
средние многолетние значения полуденного коэффициента прозрачности атмо-
сферы р2, приведенного к высоте солнца 30°, т. е. к оптической массе атмосфе-
ры т = 2.
Таблииа 3.2
Средние многолетние значения коэффициента прозрачности атмосферы р2
Станция | 1 I 1 п 1 Ш I IV I V | VI 1 VI1 I VIII 1 1Х 1 X 1 XI [ XII 1
Европейская часть 1 Россит
Усть-Вымь 0,82 0,79 0,79 | 0,79 0,78 0,78 0,76 0,76 0,78 0,78 — —
Воейково 0,80 0,78 0,77 0,77 0,76 0,76 0,75 0,76 0,78 0,81 0,81 0,81
Москва, МГУ 0,77 0,75 0,74 0,70 0,70 1 0,70 0,70 0,69 0,70 0,75 0,76 0,77
Смоленск 0,81 0,78 0,77 0,74 0,73 I 0,73 0,72 0,73 0,74 0,78 0,79 0,79
Самара 0,76 0,75 0,76 0,73 0,72 1 0,71 0,70 0,68 0,71 0,76 0,78 0,78
Цимлянск 0,78 0.77 0.76 0.73 0.71 0,70 0,69 1 0,71 0,73 0,76 0,78 0.76
Азиатская часть России
Туруханск — — 0,78 0,77 0,77 0,76 0,77 0,79 0.79 0,80 — —
Норильск — 0,75 0,76 0,76 0,77 0,79 0,78 0,79 0,79 0,81 — —
Ванавара 0,77 0,77 0,77 0,78 0,77 0,77 0,77 0,76 0,80 0,81 0,80 0,80
Охотск 0,84 0,82 0,81 0,79 0,78 0,79 0,78 0,79 0,81 0,83 0,83 0,84
Омск 0,77 0,76 0,76 0,74 0,74 0,74 0,73 0,74 0,76 0,76 0,79 0,78
Борзя 0,80 0,79 0,78 0,78 0,77 0,77 0,76 0,78 0,79 0,81 0,81 0,80
Новосельское 0,77 0,77 0,77 0,75 0,73 0,74 0,74 0,74 0,77 0,79 0,79 0,79 J
65
На территории России прозрачность атмосферы убывает с севера на юг, что
находится в соответствии с увеличивающимся влагосодержанием в толще ат-
мосферы и ее запыленностью, а также со сменой ландшафтных зон и обжито-
стью территории. Последнее проявляется в уменьшении прозрачности атмо-
сферы в европейской части России, где сосредоточена большая часть промыш-
ленно развитых районов, по сравнению с азиатской частью. Различия в коэф-
фициентах прозрачности на близких широтах европейской и азиатской частей
России наглядно видны из приведенного годового хода р2 (см. табл. 3.2).
Энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией (интенсивность
радиации) в условиях безоблачного неба зависит от высоты солнца, свойств ат-
мосферы на пути солнечного луча и от длины этого пути. Прямая солнечная ра-
диация при безоблачном небе имеет довольно простой суточный ход с макси-
мумом в околополуденные часы. В континентальных районах часто наблюдает-
ся асимметричность суточного хода, обусловленная различием прозрачности
атмосферы в до- и послеполуденные часы. Прозрачность атмосферы существен-
но сказывается и на годовом ходе прямой радиации, перекрывая влияние аст-
рономического фактора (высоты солнца), в результате чего максимум прямой
радиации при безоблачном небе может смещаться на весенние месяцы. Диапа-
зон изменения полуденной интенсивности прямой радиации на территории
России колеблется от 0,54—0,91 кВт/м2 летом до 0,02—0,43 кВт/м2 зимой.
Распределение месячных сумм прямой радиации при безоблачном небе
(возможных сумм) по территории России представлено в табл. 3.3 в виде осред-
ненных по широтным поясам значений для центральных месяцев сезонов и
года.
Таблица 3.3
Месячные и годовые суммы прямой солнечной радиации
при безоблачном небе, МДж/м2
Европейская часть России Азиатская част! ь России
Северная широта,..." Январь Апрель i S Октябрь Год Январь Апрель 1 S Октябрь Год
44 197 573 686 361 5430 211 607 738 387 5800
46 170 555 685 338 5210 185 598 742 370 5670
48 142 540 684 317 5025 162 587 745 348 5510
50 123 527 684 305 4870 138 574 748 326 5350
52 103 517 686 273 4720 117 560 750 302 5180
54 84 508 688 252 4580 95 545 751 277 5000
56 67 499 690 229 4460 77 527 752 250 4820
58 52 492 693 208 4350 58 510 753 223 4640
60 38 480 698 185 4230 43 492 752 197 4450
62 28 468 703 163 4120 30 472 751 170 4270
64 18 453 708 142 4000 18 453 750 142 4100
66 10 433 715 120 3870 10 430 748 118 3920
68 4 412 722 95 3730 3 410 746 95 3750
70 — 383 730 75 3570 — 383 743 72 3600
72 — 355 737 54 3430 — 358 740 52 3450
56
Ввиду отмеченной выше различной прозрачности атмосферы в европейской
и азиатской частях России, значения прямой радиации для этих регионов
даны раздельно. Годовой приход радиации в целом в азиатской части больше,
чем в европейской, однако это соотношение не сохраняется в течение года на
всех широтах. В холодный период в северных районах прямая солнечная ради
ация в азиатской части России меньше, чем в европейской, что можно объяс-
нить увеличением количества аэрозоля за счет конденсационной мутности. Ле-
том приход прямой радиации в азиатской части повсеместно выше, чем в евро-
пейской, и он мало изменяется с широтой. Высокие значения прямой радиа-
ции в июне—июле на севере обусловлены сочетанием высокой прозрачности
атмосферы и большой продолжительности дня.
Облачность снижает приход солнечной радиации и может существенно из-
менить ее суточный и годовой ход. Однако для средних условий облачности
астрономический фактор остается преобладающим и дневной ход радиации
подобен ходу при безоблачном небе. Максимум интенсивности радиации также
приходится на околополуденные часы, но значение его меньше: 0,3—0,5 кВт/м2
летом, 0,01—0,10 кВт/м2 зимой. Влияние облачности на суточный ход пря-
мой радиации проявляется в соотношении до- и послеполуденных часовых
сумм. В большей части континентальных районов России в весенне-летние ме-
сяцы часовые суммы прямой радиации в дополуденные часы больше, чем в по-
слеполуденные. Асимметрия в суточном ходе прямой радиации, связанная с
развитием конвективной облачности в послеполуденные часы, дополнитель-
но усиливается еще и за счет уменьшения прозрачности в это время суток по
сравнению с утренними часами. Зимой соотношение до- и послеполуденных ча-
совых сумм радиации обратное — дополуденные суммы радиации меньше по-
слеполуденных в связи с утренним максимумом облачности и уменьшением ее
во вторую половину дня, причем разница между ними может достигать 25—35 %.
Годовой ход месячных сумм прямой радиации при средних условиях облач-
ности выражен довольно резко (табл. 3.4). Максимальные значения почти по-
всеместно приходятся на июнь—июль, в прибрежных районах Дальнего Восто-
ка и на Сахалине максимум сдвигается на май, а на юге Приморья отмечается
вторичный максимум в сентябре. Заметим, что максимальная сумма радиации
в годовом ходе составляет всего 45—65 % от возможной при безоблачном небе
и даже на юге европейской части она достигает лишь 70 %. Минимум прямой
радиации наблюдается в декабре и январе.
Распределение прямой радиации при средних условиях облачности по тер-
ритории России в значительной степени зависит от циркуляции атмосферы.
Это приводит к заметному нарушению зонального распределения радиации в
отдельные месяцы. В зимний период прямая радиация изменяется от нуля на
севере страны до 70—80 МДж/м2 на юге европейской части и до 120 МДж/м2
на юге Приморья. Особенность распределения радиации в весенние месяцы со-
стоит в том, что рост прямой радиации происходит в направлении с юго-запада
России йа восток и северо-восток. Максимальные значения месячного прихода
прямой радиации отмечаются в Забайкалье и Амурской области (280—320 МДж/м2)
в связи с уменьшением влияния влажного атлантического воздуха и увеличе-
нием континентальности при продвижении на восток. Второй максимум на-
блюдается на северо-востоке Якутии и на Колыме (более 280 МДж/м2), что
является результатом сочетания таких факторов, как высокая прозрачность
атмосферы, большая повторяемость ясного неба и продолжительность дня. В теп-
лый период года характер циркуляции меняется. Поступающий в европейскую
57
Таблица 3.4
Месячные и годовые суммы прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность
при средних условиях облачности, МДж/м2
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
м. Челюскин П.н. 0 39 143 187 140 164 58 18 1 П.н. П.н. 750
Оленек 0 14 94 230 285 282 328 194 74 20 4 П.н. 1525
Среднеколымск 0 13 128 284 362 386 294 197 82 27 4 0 1777
Салехард 0 14 85 187 250 279 322 166 67 19 4 0 1393
Архангельск 2 18 75 178 283 313 321 179 72 22 3 0 1466
Якутск 5 44 184 281 318 392 378 267 144 51 16 2 2082
Воейково 7 29 113 182 312 369 318 213 111 32 8 3- 1697
Верхнее Дуброво 21 60 144 237 303 327 314 227 125 45 20 12 1835
Москва 16 55 117 182 287 326 282 230 132 51 18 11 1707
Омск 24 67 163 254 341 382 360 259 164 64 28 20 2126
Сковородино 63 129 253 286 315 370 325 289 209 149 74 41 2503
Самара 25 72 141 255 399 418 392 325 189 79 29 20 2344
Петропавловск-Камчатский 50 81 197 256 286 299 269 229 209 128 64 38 2106
Иркутск 41 99 224 283 348 393 365 310 220 130 50 21 2484
Чита 58 125 243 290 367 395 329 294 233 156 75 41 2606
Хабаровск 99 159 264 271 336 377 341 302 257 173 107 74 2760
Южно-Сахалинск 82 129 205 247 280 291 233 212 220 145 77 58 2179
Астрахань, ГМО 56 100 186 304 427 488 480 427 314 180 67 35 3064
Краснодар 50 71 153 215 319 367 393 342 255 149 58 24 2396
Махачкала 47 68 123 240 389 456 442 392 254 168 68 42 2689
Сад-Город 146 193 283 276 332 250 232 234 278 229 155 116 2724
Примечание. П.н. — полярная ночь.
часть России воздух быстро прогревается и трансформируется в континенталь-
ный. При этом уменьшается относительная влажность, уменьшается облач-
ность, что приводит к увеличению прямой радиации до 320—460 МДж/м2.
Азиатская часть находится в зоне пониженного давления. На севере террито-
рии усиливается циклоническая деятельность, на Дальнем Востоке развивает-
ся муссон, следовательно, в этих районах увеличивается облачность, прямая ра-
диация здесь не превышает 240—280 МДж/м2. В южных районах в результате
сильного прогрева арктического воздуха так же, как и в европейской части
России, уменьшается повторяемость пасмурного неба, и прямая радиация уве-
личивается до 360—390 МДж/м2.
К осени доминирующим становится астрономический фактор, наблюдает-
ся быстрый рост прихода радиации с севера на юг (см. табл. 3.4). Большее ко-
личество облаков в европейской части России приводит к уменьшению годовых
сумм по сравнению с районами Восточной Сибири, где за счет влияния азиат-
ского антициклона в зимний период годовые суммы возрастают. Летний мус-
сон приводит к уменьшению годового прихода радиации в прибрежных райо-
нах Приморья, на Камчатке, Сахалине, Курильских островах. Распределение
годовых сумм прямой радиации приведено в приложении на рис. П.3.2.
Вклад прямой радиации в суммарный приход при действительных услови-
ях облачности достигает максимума в летние месяцы и составляет в среднем
50—60 %. Исключение составляет район Приморского края, где наибольший
вклад прямой радиации в суммарную приходится на осенние и зимние месяцы
(60—65 %).
Приход рассеянной радиации зависит не только от высоты солнца, про-
зрачности атмосферы, облачности, но и от альбедо подстилающей поверхности.
В условиях безоблачного неба при неизменном состоянии атмосферы и под-
стилающей поверхности с увеличением высоты солнца рассеянная радиация
возрастает. Рассеянная радиация меняется в зависимости от соотношения ко-
эффициентов поглощения и рассеяния, так как с ростом коэффициента погло-
щения радиация убывает, а с удлинением коэффициента рассеяния при посто-
янном коэффициенте поглощения — растет.
Важным фактором, влияющим на поток рассеянной радиации, является
альбедо подстилающей поверхности. Если альбедо достаточно велико, то отра-
женная от подстилающей поверхности радиация, рассеиваемая атмосферой в
обратном направлении, может обусловить значительное увеличение прихода
рассеянной радиации. Естественно, что при наличии снежного покрова эффект
увеличения прихода рассеянной радиации за счет рассеяния отраженной от
подстилающей поверхности радиации будет наиболее существенным.
Главная особенность распределения по территории рассеянной радиации
безоблачного неба состоит в уменьшении ее по направлению с запада на восток.
Наименьшие значения рассеянной радиации безоблачного неба характерны
для северо-восточных районов России и Забайкалья в связи с общим уменьше-
нием влагосодержания и аэрозольной мутности атмосферы, т. е. с высокой про-
зрачностью атмосферы в этих районах. Годовые суммы рассеянной радиации
составляют в этих районах 900—1000 МДж/м2. Наибольшие значения харак-
терны для южных районов европейской части России (до 1500 МДж/м2). Уве-
личение рассеянной радиации в южной половине европейской части по сравне-
нию с азиатской связано с существенным аэрозольным загрязнением атмосфе-
ры в этих промышленных районах России. Появление облачности влечет за со-
бой сильное увеличение потока рассеянной радиации. Облака, содержащие
59
большое количество крупных рассеивающих частиц в виде капель воды или ле-
дяных кристаллов, являются мощными центрами рассеяния солнечной радиа-
ции. В табл. 3.5 приведены значения месячных сумм рассеянной радиации при
реальных условиях облачности.
В зимние месяцы распределение рассеянной радиации по территории носит
широтный характер. На севере европейской части малая высота солнца и плот-
ная облачность приводят к снижению рассеянной радиации до значений, мень-
ших, чем при безоблачном небе. К югу рассеянная радиация возрастает.
Принципиально иное распределение рассеянной радиации характерно для
летнего времени. Наибольшие значения наблюдаются на северном побережье
страны (300—450 МДж/м2), наименьшие — на юге (230—250 МДж/м2). Такое
распределение рассеянной радиации обусловлено сочетанием большей, по срав-
нению с югом, облачностью и продолжительностью дня. На крайнем севере до-
полнительное влияние на увеличение рассеянной радиации оказывает высокое
альбедо, поскольку в мае—июне там еще наблюдается снежный покров.
Годовые суммы рассеянной радиации увеличиваются с севера на юг. Две об-
ширные области с пониженными значениями располагаются на северо-западе
европейской части (до 1600 МДж/м2) и на севере Восточной Сибири (менее
1800 МДж/м2). Наибольшие значения (более 2000 МДж/м2) характерны для
южных районов европейской части России, а также для Приморья и Сахалина.
Указанные значения годовых сумм рассеянной радиации при средних услови-
ях облачности превышают значение ее при безоблачном небе на 80—100 % на
севере и на 40 % на юге.
Доля рассеянной радиации в суммарной радиации при действительных ус-
ловиях облачности на побережье северных морей составляет 60—70 %. В уме-
ренных широтах и на юге Дальнего Востока рассеянная радиация составляет около
половины суммарной и даже в самых южных районах — не менее 45 %.
Суммарная радиация при безоблачном небе (возможная радиация) зави-
сит от широты места, высоты солнца, оптических свойств атмосферы и харак-
тера подстилающей поверхности. При безоблачном небе отчетливо проявляется
зависимость суммарной радиации от прозрачности атмосферы. Изменения про-
зрачности атмосферы зависят от содержания в ней аэрозолей и водяного пара.
При увеличении содержания аэрозолей интенсивность прямой радиации
уменьшается, а рассеянной — увеличивается. Уменьшение прозрачности за счет
увеличения содержания в воздухе водяного пара приводит к уменьшению как
прямой, так и рассеянной радиации. Приход суммарной радиации зависит и
от альбедо подстилающей поверхности. Увеличение альбедо подстилающей по-
верхности приводит к росту рассеянной радиации, доля ее в суммарной при бе-
зоблачном небе на территории России изменяется от 20 до 25 %.
В условиях ясного неба суммарная радиация имеет простой суточный ход с
максимумом в полдень. Асимметрия суточного хода, характерная для прямой
радиации, в суммарной радиации мало проявляется, так как уменьшение пря-
мой радиации во второй половине дня компенсируется увеличением рассеян-
ной радиации в связи с увеличением замутнения атмосферы. Максимальная
энергетическая освещенность суммарной радиацией (интенсивность радиации)
на большей части территории наблюдается в июне, в месяц наибольшей высо-
ты солнца. Однако в некоторых районах влияние высоты солнца перекрывает-
ся влиянием прозрачности и максимум смещается на май. Это наблюдается, в
частности, в Забайкалье, Приморье, на Сахалине, а также в ряде районов Вос-
точной Сибири.
60
Таблица 3.5
Месячные и годовые суммы рассеянной радиации
при средник условиях облачности, МДж/м2
Станция I П III IV V VI VH VIII IX X XI XII Год
м. Челюскин П.н. 1 70 236 487 555 346 214 85 15 П.н. П.н. 2009
Оленек 4 38 132 233 338 307 276 210 125 63 11 П.Н. 1737
Среднеколымск 8 43 119 218 299 266 254 201 123 63 16 2 1612
Салехард 10 48 160 270 359 295 254 219 127 66 18 2 1828
Архангельск 14 46 127 199 253 269 262 206 114 52 16 5 1563
Якутск 29 70 145 229 273 266 249 202 139 90 38 16 1746
Воейково 28 64 139 195 261 275 279 227 145 72 28 16 1729
Верхнее Дуброво 49 92 185 229 277 281 285 241 166 104 54 37 2000
Москва 46 83 168 212 272 292 283 235 153 189 38 29 1900
Омск 65 108 177 217 262 • 270 272 239 160 106 63 50 1989
Сковородино 63 97 179 243 297 289 290 235 169 115 70 49 2096
Самара 63 97 176 209 252 257 261 218 157 98 54 41 1883
Петропавловск-Камчатский 61 110 196 269 279 261 269 222 150 105 66 48 2036
Иркутск 62 96 165 214 257 235 231 192 145 108 72 52 1829
Чита 62 94 169 236 275 269 267 218 150 110 68 52 1970
Хабаровск 84 118 200 235 268 272 276 230 159 117 81 71 2111
Южно-Сахалинск 102 144 239 254 277 273 283 246 177 132 97 85 2309
Астрахань, ГМО 81 102 185 224 263 250 239 223 163 120 77 60 1987
Краснодар 80 117 175 221 280 287 279 233 179 131 76 63 2121
Махачкала 97 119 197 251 289 263 272 237 190 141 94 82 2232
Сад-Город 101 130 205 243 280 288 281 246 178 135 95 90 2272
Примечание. П.н. — полярная ночь.
Распределение по территории месячных и годовых сумм суммарной ради-
ации при безоблачном небе приведено в табл. 3.6 в виде осредненных по широ-
там значений.
Таблица 3.6
Месячные и годовые суммы суммарной солнечной радиации
при безоблачном небе, МДж/м2
Европейская часть России Азиатская часть России
Северная широта,...° & 1 i S Октябрь Год Январь 1 1 S I Год
44 271 738 880 466 7000 285 763 912 478 7225
46 244 722 876 440 6795 252 752 908 450 7000
48 217 706 873 408 6590 228 738 905 422 6800
50 190 691 870 385 6380 200 725 902 395 6580
52 162 677 868 356 6175 172 710 898 368 6375
54 137 663 867 329 5970 144 695 897 340 6170
56 112 648 867 304 5760 120 678 895 313 5970
58 88 637 867 275 5590 95 662 894 287 5775
60 68 623 868 247 5400 73 644 893 260 5600
62 50 611 870 220 5245 52 625 892 230 5400
64 34 598 873 194 5080 35 605 892 202 5210
66 21 586 877 165 4950 22 586 893 178 5050
68 12 574 881 138 4840 12 571 893 150 4875
70 П.н. 555 885 110 4750 П.н. 540 895 120 4700
72 П.н. 540 892 85 4670 П.н. 517 897 91 4540
Примечание. П.н. — полярная ночь.
Во все сезоны года как интенсивность, так и суммы суммарной радиации
возрастают с севера на юг в соответствии с изменением высоты солнца. Исклю-
чение составляет период с мая по июль, когда сочетание большой продолжи-
тельности дня и высоты солнца обеспечивает довольно высокие значения сум-
марной радиации на севере, и в пелом на территории страны поле радиации
размыто.
Для суммарной радиации при безоблачном небе, как и для прямой, сохра-
няется та же особенность — более высокие значения в азиатской части по срав-
нению с европейской.
При наличии облачности суммарная радиация определяется не только ко-
личеством и формой облаков, но и состоянием солнечного диска [39, 123]. При
открытом солнечном диске появление облачности приводит к увеличению сум-
марной радиации вследствие роста рассеянной. В отдельные дни при опреде-
ленном расположении облаков на небосводе рассеянная радиация может быть
соизмерима с прямой. В этих случаях суточные суммы суммарной радиации
могут превосходить радиацию при безоблачном небе [18].
Для средних условий облачности наблюдается вполне закономерный суточ-
ный ход суммарной радиации: постепенное возрастание от восхода солнца до
62
полудня и убывание от полудня до захода солнца. Суточный ход облачности на-
рушает симметрию хода суммарной радиации относительно полудня, харак-
терную для безоблачного неба. В большинстве районов России в теплый пери-
од дополуденные суммы суммарной радиации на 3—8 % превышают послепо-
луденные. Исключение составляют муссонные области Дальнего Востока, где
соотношение обратное.
В годовом ходе средних многолетних месячных сумм суммарной радиации
наряду с определяющим астрономическим фактором проявляется циркуляци-
онный (через облачность), поэтому максимум может смещаться с июня на июль
и даже на май (табл. 3.7).
Реальный месячный и годовой приход суммарной радиации составляет
лишь часть возможного. Самые большие отклонения реальных сумм от воз-
можных летом отмечаются на Дальнем Востоке, где облачность снижает сум-
марную радиацию на 40—60 %, а в целом за год — на Северо-Западе европей-
ской части России. Наибольшую долю от возможной суммарная радиация со-
ставляет в самых южных районах европейской части и на Дальнем Востоке
(80—85 %).
Суммарная радиация при средних условиях облачности в зимний период
быстро возрастает с севера на юг от нуля на побережьях северных морей до
140 160 МДж/м2 на юге европейской части и до 200—240 МДж/м2 в При-
морском крае. В течение всей зимы отмечается различие в суммарной радиа-
ции между западными и восточными районами европейской части в связи с
особенностями зимней циркуляции атмосферы над европейской частью Рос-
сии. Эти различия выражены менее резко, чем различия в прямой радиации,
так как с увеличением облачности возрастает рассеянная радиация, и общая
суммарная радиация изменяется незначительно. За счет увеличения рассеян-
ной радиации сглаживается разница в приходе суммарной радиации в европей-
ской и азиатской частях России. В марте благодаря быстрому росту высоты
солнца и продолжительности дня повсеместно отмечается существенное увели-
чение суммарной радиации — от 160 МДж/м2 на севере до 330—360 МДж/м2
на юге европейской части России и до 480 МДж/м2 в азиатской части. Появля-
ется тенденция к нарушению зональности, так как доминирующим становится
циркуляционный фактор. Для апреля (рис. П.3.3) характерен дальнейший
рост суммарной радиации, особенно на севере (до 460—500 МДж/м2). Проис-
ходит резкое нарушение зональности, выражающееся в практически одинако-
вом приходе радиации в юго-западных и северо-восточных районах. В мае и
июне вследствие большой продолжительности дня в высоких широтах умень-
шение радиации с юга на север, наблюдаемое в предыдущие месяцы, отмеча-
ется только до 65° с.ш. Далее к северу месячные суммы суммарной радиации
увеличиваются. Особенно это проявляется в азиатской части России, где благо-
даря малой облачности и сравнительно высокой прозрачности воздуха месяч-
ные суммы суммарной радиации в северных районах так же высоки, как на Се-
верном Кавказе и в Астраханской области (более 600 МДж/м2). В европейской
части России из-за влияния Атлантики отмеченная особенность в возрастании
суммарной радиации к северу выражена менее четко. На Дальнем Востоке уве-
личение облачности и туманов приводит к существенному снижению суммар-
ной радиации. В июле в приходе радиации на территорию России можно отме-
тить два минимума: на севере России в связи с уменьшением высоты солнца,
продолжительности дня (по сравнению с июнем) и с увеличением облачности и
на Дальнем Востоке в связи с летним муссоном.
63
Таблица 3.7
Месячные и годовые суммы суммарной солнечной радиации
при средних условиях облачности, МДж/м2
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
м. Челюскин П.н. 1 109 379 674 695 510 272 103 16 П.н. П.н. 2759
Оленек 4 52 226 463 623 589 604 404 199 83 15 П.н. 3262
Среднеколымск 8 56 247 502 661 652 548 398 205 90 20 2 3389
Салехард 10 62 245 457 609 574 576 385 194 85 22 2 3221
Архангельск 16 64 202 377 536 582 583 385 186 74 19 5 3029
Якутск 34 114 329 510 591 658 627 469 283 141 54 18 3828
Воейково 35 93 252 377 573 644 597 440 256 104 36 19' 3426
Верхнее Дуброво 70 152 329 466 580 608 599 468 291 149 74 49 3835
Москва 62 138 285 394 559 618 565 465 285 140 56 40 3607
Омск 89 175 340 471 603 652 632 498 324 170 91 70 4115
Сковородино 126 226 432 529 612 659 615 524 378 264 144 90 4599
Самара 88 169 317 464 651 675 653 543 346 177 83 61 4227
Петропавловск-Камчатский 111 191 393 525 565 560 538 451 359 233 130 86 4142
Иркутск 103 195 389 498 605 628 596 502 365 238 120 74 4313
Чита 120 219 412 526 642 664 596 512 383 266 143 93 4576
Хабаровск 183 277 464 506 604 649 617 532 416 290 188 145 4871
Южно-Сахалинск 184 273 444 501 557 564 516 458 397 277 174 143 4488
Астрахань, ГМО 137 202 371 528 690 738 719 650 477 300 144 95 5051
Краснодар 130 188 328 436 599 654 672 575 434 280 134 87 4517
Махачкала 144 187 320 491 678 719 714 629 444 309 162 124 4921
Сад-Город 247 323 488 519 612 538 | 513 480 456 364 250 206 4996
Примечание. П.н. — полярная ночь.
В августе в распределении радиации вновь начинает проявляться зональ-
ность, к сентябрю—октябрю широтный характер изменения суммарной радиа-
ции по территории становится преобладающим, оставаясь таким на весь осенне-зим-
ний период. Для этих месяцев характерно уменьшение месячного прихода сум-
марной радиации от 300—400 МДж/м2 на юге России до 60—160 МДж/м2 на
севере. В ноябре и декабре при широтном характере распределения отмечается
дальнейшее уменьшение суммарной радиации.
Общий годовой приход суммарной радиации изменяется по территории
России в широтном направлении, увеличиваясь от 2800 МДж/м2 на побережь-
ях северных морей до 4800- 5000 МДж/м2 в южных районах России — Север-
ном Кавказе, Нижнем Поволжье, Забайкалье и Приморском крае (рис. П.3.4).
3.3. Радиационный баланс
Радиационный баланс подстилающей поверхности равен разности погло-
щенной суммарной радиации и эффективного излучения:
В=(8' + Л-В)-(Еа-8Еа) = 2(1-Ак)-Е8ф, (3.1)
где S' — прямая солнечная радиация; D — рассеянная радиация; Q — суммар-
ная солнечная радиация; R — отраженная радиация; Ак — альбедо подстилаю-
щей поверхности; Es — собственное излучение земной поверхности; 8 — отно-
сительный коэффициент поглощения длинноволновой радиации подстилаю-
щей поверхностью; Еа — встречное излучение атмосферы; Е^ — эффективное
излучение подстилающей поверхности.
Поглощенной радиацией Вк называется солнечная радиация, поглощенная
земной поверхностью и определяемая как разность между количеством посту-
пившей к земной поверхности суммарной радиации и отраженной от нее:
BK=Q(1-AK). (3.2)
На актинометрических станциях альбедо измеряется на площадках, по-
крытых в теплое время травой, в холодное — снегом. Площадки, где измеряет-
ся альбедо, не отличаются единообразием. В зимний период это связано с раз-
личием в качестве снежного покрова (чистота, влажность снега), летом — с
разной степенью покрытия актинометрической площадки травой, ее цветом,
влажностью, видовым составом и т. д.
С ноября по март для большей части территории России, расположенной се-
вернее 50° с.ш., альбедо составляет 60—80 %, что связано с наличием устойчи-
вого снежного покрова; южнее 50° с.ш., где снежный покров неустойчив или
залегает неравномерно, альбедо изменяется в более широких пределах (25—60 % ).
В переходные периоды от холодного к теплому (апрель—март) и от теплого к
холодному (октябрь) из-за разного времени схода и образования снежного
покрова отмечаются еще более резкие различия в альбедо между южными (Ак< 20 %) и
северными (Ак = 60...70 % ) районами. В теплый период альбедо на всей терри-
тории России изменяется незначительно — от 18 до 22 %.
Альбедо, измеренные на актинометрических станциях, не характеризуют в
полной мере отражательных свойств больших территорий. В связи с этим зна-
чения поглощенной радиации, вычисленные по данным непосредственных из-
65
мерений суммарной радиации и альбедо не могут претендовать на большую до-
стоверность, так как реальные условия естественных поверхностей, характери-
зующиеся большим разнообразием, значительно отличаются от условий пло-
щадок наблюдений, в первую очередь это касается различий в альбедо [109].
Различия ДВК между поглощенной радиацией для условий актинометриче-
ской площадки Вк и реальной подстилающей поверхности В'к для ряда точек,
являющихся центрами 5-градусных квадратов, выражены через относительное
отклонение (в % от Вк):
ДВк=100(В' -Вк)/Вк,
значения которого приведены в табл. 3.8. Для полноты информации в табл. 3.8
также даны абсолютные разности средних месячных значений альбедо для
этих же точек (ДАК = А'к - Ак) [133].
Таблица 3.8
Относительные отклонения поглощенной радиации АВК
и абсолютные разности средних месячных значений альбедо АД.
Северная широта, ..." АД % АД %
Восточная долгота, ...° Восточная долгота, ...”
42,6 62,6 82,5 102,5 1 122,6 42,6 62,6 1 82Л | 102,6 | 122,6
Январь
62,5 83 100 117 250 143 -25 -18 -17 -33 -18
57,5 33 55 53 118 73 -15 -15 -12 -28 -11
52,5 —4 -6 16 — — —4 0 -6 — —
47,5 -17 -8 — — — 10 0 — — —
Апрель
62,5 0 -5 -11 65 12 0 0 -3 -13 -8
57,5 -14 -21 -38 -14 0 8 10 23 6 10
52,5 -2 -19 -31 — — 0 13 20 — —
47,5 -10 -1 — — — -2 -3 — — —
Июль
62,5 5 0 0 1 3 -6 -5 -5 -1 -2
57,5 -3 -3 -3 3 4 —4 1 -2 —2 -4
52,5 0 —4 2 — -— 0 -1 0 — —
47,5 -6 -6 — — — 0 2 — — —
Октябрь
62,5 —7 0 8 34 18 -12 —7 0 -13 -11
57,5 0 4 0 9 17 -8 -2 0 -5 -5
52,5 4 5 8 — — —4 —4 4 — —
47,5 -3 2 — — 1 -3 — — —
66
Как видно из приведенной таблицы, наибольшие различия между значени-
ями поглощенной радиации для условий реальной' подстилающей поверхности
и актинометрической площадки наблюдаются в январе в поясе 55—65° с.ш.,
занятом мощными лесными массивами. Разница в альбедо открытых снежных
участков и леса, покрытого снегом, составляющая 15—30 %, приводит к раз-
личию в месячной сумме поглощенной радиации до 1,5—3,0 раз. В бесснеж-
ный период режим поглощенной радиации реальной подстилающей поверхно-
сти достаточно надежно может характеризоваться значениями альбедо стан-
дартных площадок актинометрических станций. В это время альбедо зеленой
травы незначительно отличается от альбедо леса, поэтому даже в районах с
большими лесными массивами различия между В'к и Вк невелики и находятся
в пределах основной ошибки вычисления месячных сумм поглощенной ра-
д нации.
Характер распределения на территории России поглощенной радиации, по-
лученной по данным измерений на стандартных актинометрических площад-
ках, в большую часть года определяется распределением суммарной радиации,
а в переходные месяцы оно в значительной степени связано с особенностями
распределения альбедо подстилающей поверхности. Так, например, в апреле
вследствие больших различий в альбедо между северными и южными района-
ми месячные значения поглощенной радиации отличаются в 5 раз (80 МДж/м2
на севере и 400 МДж/м2 на юге), в то время как суммарная радиация различа-
ется только в 1,5 раза.
В целом за год земной поверхностью поглощается от 50 % (в Арктике) до 80 %
(в южных районах) от поступающей суммарной радиации. Большая часть годо-
вого количества поглощенной радиации приходится на период с апреля по
сентябрь, в северных районах это составляет 90—95 % годовой суммы, в южных —
70—80 %.
Земная поверхность, нагретая в результате поглощения солнечной радиа-
ции, становится источником собственного излучения, направленного к атмо-
сфере. В свою очередь атмосфера, нагревающаяся главным образом за счет тур-
булентного теплообмена с земной поверхностью, также излучает тепловую
радиацию, направленную к земной поверхности — противоизлучение атмосферы.
Для практических целей наиболее важно определить величину лучистого
теплообмена между земной поверхностью и атмосферой. Ее характеризуют с
помощью понятия эффективного излучения земной поверхности , которое
определяется как разность между собственным излучением земной поверхно-
сти Е3 и поглощенной земной поверхностью частью противоизлучения атмо-
сферы 8Еа:
Еэф=Е3-8Еа. (3.3)
Иногда используют тождественное вышеуказанному определение эффек-
тивного излучения — баланс длинноволновой радиации Вд. Он определяется
как разность восходящего и нисходящего потоков теплового излучения на
уровне земной поверхности. Тепловое излучение земной поверхности и атмо-
сферы является длинноволновым, так как целиком локализовано в инфракрас-
ной области спектра (5—100 мкм).
На сети актинометрических станций эффективное излучение не измеряет-
ся. Имеющиеся современные экспериментальные данные по эффективному из-
67
лучению подстилающей поверхности не позволяют подойти к решению клима-
тологических задач, поэтому в таких исследованиях эффективное излучение
определяют расчетным путем.
На основании теоретических расчетов с использованием эксперименталь-
ных данных получены основные закономерности изменения эффективного из-
лучения и противоизлучения [31, 52, 80].
Оценить значения эффективного излучения на территории России можно
по данным наблюдений за поглощенной радиацией Вк и радиационным балан-
сом В (Е.^ =ВК - В), относящимся к поверхности актинометрической пло-
щадки.
В зимние месяцы (декабрь—февраль) характерной особенностью распреде-
ления эффективного излучения на территории России является отчетливо вы-
раженный минимум его значений (< 40 МДж/м2) в зоне 60—70” с.ш. В этой
зоне выделяются два очага, один из которых располагается в европейской час-
ти России, а другой — в азиатской. Физические процессы, способствующие
формированию минимумов в названных районах, различны: в европейской ча-
сти — часто повторяющаяся низкая и плотная облачность, за счет которой зна-
чительно возрастает встречное излучение атмосферы, в Восточной Сибири —
очень низкие температуры почвы и, следовательно, мощные, длительно суще-
ствующие инверсии, сопровождающиеся мглой и туманами; уменьшение эф-
фективного излучения здесь происходит как вследствие ослабления потока
земного излучения, так и за счет увеличения противоизлучения. Формирова-
ние указанных очагов низкого эффективного излучения начинается в октяб-
ре—ноябре, и исчезают они только в марте.
В период с апреля по август распределение эффективного излучения суще-
ственно отличается от широтного. В северных и восточных прибрежных райо-
нах в связи с большой повторяемостью пасмурных дней эффективное излуче-
ние относительно невелико. В умеренных широтах отмечается увеличение эф-
фективного излучения с запада на восток. Наблюдающийся в июне—июле мак-
симум в районе Оймяконского плоскогорья (200—240 МДж/м2) формируется
за счет увеличения излучения земной поверхности в связи с более высокой тем-
пературой почвы и снижением противоизлучения атмосферы. Последнее вы-
звано уменьшением повторяемости облаков нижнего яруса и абсолютной влаж-
ности воздуха по сравнению с европейской частью России.
Распределение годовых сумм эффективного излучения близко к широтно-
му, увеличение их с севера на юг происходит в диапазоне 800—2800 МДж/м2.
Радиационный баланс изменяется под действием факторов, влияющих на
его основные составляющие. Ночью значения радиационного баланса, опреде-
ляемые только эффективным излучением, зависят от температуры подстилаю-
щей поверхности, облачности и стратификации атмосферы. Днем основная со-
ставляющая радиационного баланса - суммарная радиация — зависит от вы-
соты солнца, облачности и альбедо подстилающей поверхности.
Радиационный баланс открытых участков земной поверхности (метеороло-
гический: площадок) наиболее близко характеризует условия мест жилья и хо-
зяйственной деятельности человека. В суточном ходе радиационный баланс по-
верхности с естественным травяным покровом при безоблачном небе имеет от-
рицательные значения ночью и перед восходом солнца. В момент восхода солн-
ца абсолютное значение радиационного баланса, хотя и меньше, но все Же от-
рицательное. После восхода солнца в связи с поступлением солнечной радиа-
ции абсолютные значения радиационного баланса уменьшаются, и при высоте
68
солнца в среднем 7° наступает компенсация расходных составляющих баланса —
эффективного излучения и отраженной радиации. В этот момент радиацион-
ный баланс меняет знак на положительный, затем до высоты солнца 25—30°
происходит рост радиационного баланса, который далее замедляется вследст-
вие увеличения расходной составляющей — эффективного, излучения. Макси-
мальных значений радиационный баланс при безоблачном небе достигает в
полдень или околополуденные часы и составляет в летние месяцы 0,4—0,5 кВт/м2
на севере страны и 0,5—0,65 кВт/м2 на юге [115]. При уменьшении высоты
солнца во второй половине дня происходит уменьшение радиационного балан-
са — вначале медленное, затем быстрое. При высоте солнца в среднем 9° он ме-
няет знак на отрицательный. Далее значения радиационного баланса начинают
уменьшаться, а после захода солнца становятся минимальными и затем оста-
ются практически постоянными. При снежном покрове отмечается практиче-
ски ровный суточный ход радиационного баланса, обусловленный сглаженным
ходом температуры, а следовательно, и эффективного излучения снежной по-
верхности. В зимние месяцы на севере и частично в умеренных широтах радиа-
ционный баланс при безоблачном небе не меняет знак и остается отрицатель-
ным в течение суток.
В годовом ходе максимум радиационного баланса при безоблачном небе от-
мечается в июне, минимум — в декабре. Это свидетельствует о том, что опреде-
ляющим фактором годового хода является высота солнца.
Однако следует отметить, что в умеренных и северных широтах, где харак-
тер подстилающей поверхности резко изменяется в течение года в связи с уста-
новлением и сходом снежного покрова, вторым определяющим фактором годо-
вого хода радиационного баланса наряду с высотой солнца является альбедо
подстилающей поверхности.
Оценка годового радиационного баланса при безоблачном небе (возможного
радиационного баланса) показала, что его значения увеличиваются с севера на
юг от 1450 до 3000 МДж/м2 при изменении суммарной радиации от 4800 до
7500 МДж/м2 [123].
Облачность изменяет не только основную приходную составляющую радиа-
ционного баланса — суммарную радиацию, но и расходную — эффективное из-
лучение (уменьшая его) и отраженную радиацию. Интенсивность радиацион-
ного баланса при наличии облаков зависит еще и от состояния солнечного дис-
ка. В отдельные дни при определенных сочетаниях облачности, высоты солнца
и состояния солнечного диска интенсивность радиационного баланса может
быть выше, чем при безоблачном небе. Это наблюдается, например, в случаях,
когда вблизи зенита находятся кучевые облака, а солнце остается открытым.
Связано это с влиянием эффективного излучения, которое при безоблачном
небе имеет максимальное значение, а при появлении облачности уменьшается
При средних условиях облачности и альбедо для средней многолетней ин-
тенсивности радиационного баланса метеорологической площадки определяю-
щим является астрономический фактор. Представление о суточном ходе радиа-
ционного баланса при средних условиях облачности дает рис. 3.1, из которого
видно, что в течение ночи радиационный баланс подстилающей поверхности
без снежного покрова мало изменяется и остается отрицательным на всех ши-
ротах. Переход от отрицательных значений баланса к положительным проис-
ходит в среднем через 1 ч после восхода солнца и обратный переход от поло-
жительных значений к отрицательным — за 1 ч 30 мин до захода солнца. При
наличии устойчивого снежного покрова переход к положительному радиаци-
69
Рис. 3.1. Суточный ход радиационного баланса В при ясном небе (а) и при средних условиях об-
лачности (б) в январе (1) и июле (2).
онному балансу утром происходит позднее, а обратный переход вечером — рань-
ше (в среднем за 1 ч 10 мин до захода солнца). В зимние месяцы в северных рай-
онах (севернее 58—60° с.ш.), где приход радиации мал, радиационный баланс
в суточном ходе не меняет знак. т. е. отрицательный радиационный баланс на-
блюдается в течение суток.
Годовой ход месячных значений радиационного баланса при средних усло-
виях облачности в основном повторяет ход суммарной радиации, но в районах
с устойчивым снежным покровом большое значение приобретает альбедо под-
стилающей поверхности (табл. 3.9).
Максимальные значения радиационного баланса в большинстве континен-
тальных районов наблюдаются в июне. На побережье и островах западной час-
ти Северного Ледовитого океана в связи с резким снижением альбедо макси-
мум радиационного баланса отмечается в июле Минимум радиационного ба-
ланса на большей части территории России приходится на декабрь. В Западной
Сибири и на Восточно-Сибирском плоскогорье минимум отмечается в декаб-
ре—январе, а в восточной Якутии и на Чукотке — в ноябре.
70
Таблица 3.9
Радиационный баланс
при средних условиях облачности, МДж/м2
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
м. Челюскин -74 -67 -37 -20 30 175 342 169 15 -56 -83 -74 320
Оленек -22 -28 -24 2 144 314 313 187 60 -32 -51 -22 841
Среднеколымск -24 -20 -9 28 277 343 281 180 62 -26 -38 -30 1024
Салехард -55 -46 -27 19 159 329 319 182 63 -25 -42 -40 836
Архангельск -33 -26 —4 132 293 315 315 190 66 -7 -30 -37 1174
Якутск -31 -23 -14 106 315 342 314 217 95 -11 -44 -34 1232
Воейково -37 -27 3 155 294 336 323 212 101 11 -22 -32 1317
Верхнее Дуброво -47 -29 -1 182 300 336 331 222 110 18 -32 -50 1340
Москва -42 -23 25 187 302 339 298 235 118 26 -17 -28 1420
Омск -50 -37 16 210 314 343 340 259 133 24 -38 -52 1462
Сковородино -47 -3 51 219 324 368 358 276 175 41 -36 -48 1676
Самара -29 -14 57 235 341 361 355 279 148 38 -10 30 1731
Петропавловск-Камчатский 69 -46 23 168 340 348 323 264 161 54 -48 -73 1445
Иркутск -31 -3 128 234 331 364 337 263 159 51 -23 -33 1777
Чита -49 -5 127 217 297 344 317 258 157 46 -27 -48 1634
Хабаровск -47 -8 86 248 336 388 374 303 198 73 -29 -62 1860
Южно-Сахалинск -34 -2 100 293 351 371 337 281 210 107 16 -26 2004
Астрахань, ГМО -3 38 152 244 344 362 344 299 191 90 24 0 2085
Краснодар 3 55 144 229 337 367 393 320 206 106 30 1 2191
Махачкала 17 50 119 223 320 351 341 302 182 98 30 11 2044
1 Сад-Город -33 13 167 258 329 315 312 278 221 126 22 -38 1970
Влияние облачности на радиационный баланс оказывается различным в
разные месяцы и на разных широтах. В зимние месяцы в высоких и средних
широтах, где радиационный баланс отрицателен, облачность увеличивает его
(имеется в виду относительное значение), причем возрастание баланса происхо-
дит за счет снижения эффективного излучения. Так, например, в Воейково в
январе облачность уменьшает поглощенную радиацию на 8 МДж/м2 (с 17 до
9 МДж/м2), снижая в то же время расходы на излучение на 91 МДж/м2 (с 137
до 46 МДж/м2), в результате чего радиационный баланс увеличивается более
чем в 3 раза (с —113 до —37 МДж/м2). В период положительного радиационного
баланса облачность повсеместно уменьшает радиационный баланс, так как ее
воздействие на приходящую коротковолновую радиацию оказывается сущест-
веннее, чем на эффективное излучение. В июле в этом пункте облачность
уменьшает коротковолновую поглощенную радиацию на 243 МДж/м2 (с 733 до
490 МДж/м2), в то же время эффективное излучение уменьшается только на
114 МДж/м2 (с 281 до 167 МДж/м2). В результате радиационный баланс на
126 МДж/м2 меньше, чем возможный баланс (449 МДж/м2 — при безоблач-
ном небе, 323 МДж/м2 — средний многолетний). Таким образом, зимой облач-
ность сглаживает, а летом увеличивает различие между радиационным балан-
сом северных и южных районов по сравнению с безоблачным небом [123].
В годовом ходе смена знака радиационного баланса связана с датами обра-
зования и разрушения устойчивого снежного покрова, однако полного совпаде-
ния между ними нет. В западных районах европейской части России радиаци-
онный баланс становится отрицательным на 35—45 дней раньше образования
устойчивого снежного покрова; в центральных, восточных районах и на севере
европейской части — на 20—30 дней; в Западной Сибири, Забайкалье и на
Дальнем Востоке — на 10—15 дней. В Восточной Сибири образование устойчи-
вого снежного покрова и переход радиационного баланса к отрицательным зна-
чениям практически совпадают: разность составляет 3—4 дня, причем в Яку-
тии намечается тенденция перехода радиационного баланса через нулевое зна-
чение после образования устойчивого снежного покрова.
Уменьшение отмеченной разности по мере увеличения континентальности
с запада на восток находится в тесной связи с уменьшением периода между по-
явлением и образованием устойчивого снежного покрова. Это свидетельствует
о том, что определяющим фактором начала периода отрицательного радиаци-
онного баланса является альбедо поверхности. Весной радиационный баланс
меняет знак на положительный до разрушения устойчивого снежного покрова.
В европейской части радиационный баланс переходит через нулевое значение
на 30—40 дней раньше разрушения устойчивого снежного покрова, на севе-
ро-западе разница в датах уменьшается до 20—25 дней. На большей террито-
рии азиатской части России разность составляет 35—50 дней, но есть области,
где она увеличивается до 2 мес. Это прибрежные районы Северного Ледовитого
и Тихого океанов (в том числе островные станции) и Восточная Якутия. Весной
радиационный баланс становится положительным при более высоком альбедо,
чем осенью, поскольку определяющим фактором является большой приход ра-
диации.
На островных полярных станциях (до 75—77 с.ш.) отрицательный радиаци-
онный баланс наблюдается в течение 7—8 мес, в северных континентальных
районах — 5—6 мес (с октября по март). В умеренных широтах радиационный
баланс имеет отрицательные значения 3—4 мес (с ноября по февраль), на юге
(до 45—46° с.ш.) — в течение 1—2 мес (декабрь—январь). Число дней с отрица-
72
тельным радиационным балансом убывает с севера на юг и возрастает с запада
на восток. На востоке России период с отрицательным радиационным балансом
больше, чем на западе, в связи с большей продолжительностью залегания снеж-
ного покрова. Зона, где радиационный баланс положителен в течение всего
года, совпадает с зоной, где устойчивый снежный покров наблюдается менее
чем в 50 % зим (южнее 45' с.ш.). Представление о распределении радиационно-
го баланса по территории России можно получить из табл. 3.9, в которой для
некоторых пунктов приведены месячные и годовые значения радиационного
баланса.
В зимний период распределение радиационного баланса в умеренных широ-
тах существенно отличается от широтного. Нарушение зональности связано с
уменьшением отрицательных значений радиационного баланса на Северо-За-
паде России (влияние облачности) и в Восточной Сибири (наличие инверсий).
Переходный сезон от зимы к лету включает в себя период с марта по май.
Распределение радиационного баланса в эти месяцы определяется главным об-
разом альбедо подстилающей поверхности. Отличительной особенностью этого
распределения наряду с общим увеличением значений является наличие боль-
ших градиентов, обусловленное резкими различиями во времени схода снеж-
ного покрова (рис. П.3.5).
Летом радиационный баланс в целом мало изменяется по территории
России, что является результатом компенсирующего влияния его составляющих —
суммарной радиации и эффективного излучения, возрастающих с севера на юг
примерно в равной мере при близких значениях альбедо травяного покрова для
большинства ландшафтных зон.
Осенью, в отличие от весны, изменение радиационного баланса по террито-
рии происходит более равномерно, его распределение близко к широтному.
Распределение изолиний годового радиационного баланса поверхности ак-
тинометрической площадки, отражая совместное влияние астрономического и
циркуляционного факторов и особенностей подстилающей поверхности, имеет
в основном широтный характер (рис. П.3.6). Радиационный баланс изменяет-
ся от 400 МДж/м2 на севере Таймыра до 2000 МДж/м2 на юге европейской ча-
сти и Приморья. Он составляет в среднем 30—40 % годового прихода суммар-
ной радиации. На западе и юге европейской части России, а также в Приморье
относительное значение радиационного баланса возрастает до 40—45 %, а на
северном побережье азиатской части — уменьшается до 25 %.
Радиационный баланс, измеренный на актинометрической площадке, от-
личается от радиационного баланса естественной поверхности.
На основании связи между поглощенной радиацией и радиационным ба-
лансом можно отметить, что в целом за год радиационный баланс хвойного
леса на 50—60 % выше, чем открытой площадки [5]. Для лиственных лесов
эти различия меньше. Лесостепи, степи и другие нелесные поверхности по сво-
им отражательным способностям близки к актинометрическим площадкам,
поэтому данные актинометрических наблюдений можно использовать для
оценки радиационного баланса полей зерновых культур [52, 133].
3.4. Временная изменчивость характеристик
солнечной радиации
Изменчивость сумм радиации количественно оценивается средним квадра-
тическим отклонением о. Оно имеет важное значение при оценке ошибок норм,
анализе достоверности аномалий, установлении однородности поля радиации,
73
а также может использоваться как критерий для оценки предельных ошибок
пространственной корреляции (в случае однородного поля).
Учитывая существенное влияние астрономического фактора на приход ра-
диации, для анализа изменчивости сумм радиации целесообразнее использо-
вать относительное значение среднего квадратического отклонения, т. е. коэф-
фициент вариации Cv.
Отметим некоторые особенности в изменчивости месячных сумм радиации
от года к году (табл. 3.10).
В январе уменьшение изменчивости месячных сумм суммарной и прямой
радиации происходит в направлении с севера на юг. Максимальные значения
коэффициентов вариации Q и S' характерны для северной половины европей-
ской части России, минимальные — для южной половины азиатской части. Та-
кое распределение отражает влияние основных циркуляционных процессов на
приход радиации в январе — циклонической деятельности над европейской ча-
стью России и антициклонической над азиатской. При одинаковом общем ха-
рактере изменчивости ее значение для прямой радиации почти вдвое больше,
чем для суммарной. Это соотношение сохраняется и в другие сезоны. В апреле
коэффициент вариации суммарной и прямой радиации изменяется почти в ме-
ридиональном направлении. В западных и северо-западных районах европей-
ской части России имеет место максимальная изменчивость в приходе радиа-
ции от года к году, а в Восточной Сибири, особенно к северу от 62° с.ш., измен-
чивость минимальная (15 % для прямой радиации и 4—6 % для суммарной).
В июле коэффициент вариации месячных сумм радиации уменьшается с севе-
ра на юг. На Дальнем Востоке широтность нарушается за счет влияния муссо-
на. Можно отметить, что в июле районы с наибольшим приходом радиации ха-
рактеризуются ее наименьшей изменчивостью, и наоборот. В октябре изменчи-
вость радиации от года к году уменьшается с северо-запада на юго-восток, до-
стигая минимума в районах Забайкалья и юга Дальнего Востока.
Суммарный годовой приход радиации более устойчив от года к году, чем
месячный. Коэффициенты вариации годовых сумм прямой радиации изменя-
ются в пределах 5—17 %, суммарной — 3—8 %. В западных и северо-западных
районах России изменчивость годовых сумм Q и S' в 2—3 раза больше, чем в
южных и северо-восточных.
Межгодовая изменчивость поглощенной радиации тесно связана с межгодо-
вой изменчивостью суммарной радиации и альбедо подстилающей поверхно-
сти. Для того чтобы показать, в какой степени на изменчивость поглощенной
радиации влияет суммарная радиация, а в какой альбедо, обратимся к табл. 3.10.
Зимой в районах с устойчивым снежным покровом изменчивость поглощенной
радиации определяется изменчивостью суммарной радиации. В переходные се-
зоны на севере и в умеренных широтах, а также зимой в южных районах Рос-
сии, когда имеет место большая изменчивость состояния подстилающей поверх-
ности, основной вклад в колебания поглощенной радиации вносит альбедо.
Так, например, в Якутске в апреле и октябре изменчивость поглощенной ради-
ации почти втрое больше, чем изменчивость суммарной радиации. В летний пе-
риод коэффициенты вариации всех трех величин близки между собой.
Наибольшие значения коэффициента вариации эффективного излучения
наблюдаются в холодный период, наименьшие — в теплый. Тем не менее его
значения в летние месяцы в 1,5—2,0 раза превышают изменчивость коротко-
волновых составляющих радиационного баланса.
74
Таблица 3.10
Коэффициенты вариации месячных и годовых сумм составляющих радиационного баланса, %
Станция
| I | II | III | ГУ [ V | VI [ VII | VIII | IX | X | XI | XII | Год
Салехард
Якутск
Воейково
Омск
Чита
Хабаровск
Салехард
Якутск
Воейково
Омск
Чита
Хабаровск
Сад-Город
60
57
29
17
16
12
43
25
48
31
14
14
15
26
19
39
25
10
13
16
15
29
20
14
15
15
19
18
23
15
18
16
25
17
16
18
14
13
32
20
18
27
19
15
22
25
29
20
31
22
25
29
33
22
32
27
20
21
18
37
25
44
34
19
16
15
25
50
32
21
15
100
67
35
20
19
9
12
Салехард
Якутск
Воейково
Омск
Чита
Хабаровск
Сад-Город
Окончание табл. 3.10
Относительные значения средних квадратических отклонений месячных
сумм радиационного баланса изменяются в более широком диапазоне, чем его
составляющих Вк и Ееф. Наибольшей устойчивостью месячный радиационный
баланс характеризуется в летний период. Зимой изменчивость радиационного
баланса возрастает к югу. В периоды схода и образования снежного покрова,
когда значения радиационного баланса меняют знак в течение месяца, в соот-
ветствии с большой изменчивостью альбедо подстилающей поверхности возра-
стает и изменчивость радиационного баланса. Коэффициент вариации Си в эти
месяцы практически не имеет физического смысла, его значение может состав-
лять сотни процентов. Изменчивость годовых значений Вк, и В невелика и
соизмерима с изменчивостью прямой, рассеянной и суммарной радиации [133].
На основании средних квадратических отклонений месячных и годовых
значений составляющих радиационного баланса можно оценить средние квад-
ратические ошибки их норм по формуле
т- = I------7’
-х/п — 1
(3.4)
где ож — выборочное среднее квадратическое отклонение месячных и годовых
сумм; п — число лет, использованное при вычислении средних многолетних
значений (норм).
В целом на территории России средние квадратические ошибки средних
многолетних месячных сумм суммарной, рассеянной и поглощенной радиации
составляют 3—10 % в холодный период года, 1—7 % в теплый. Для прямой ра-
диации средние квадратические ошибки больше — 5—20 % зимой и 4—10 %
летом. Ошибки месячных сумм эффективного излучения мало изменяются в
течение года и составляют 3—8 %. Наибольшие ошибки характерны для сред-
них многолетних значений радиационного баланса. В теплое время года они со-
ставляют 4—10 %, а в холодное 20—30 %. В период перехода радиационного
баланса через нулевое значение средние квадратические ошибки достигают
100 % и более. Средние многолетние годовые суммы всех составляющих радиа-
ционного баланса определяются с большей точностью, чем месячные. Значения
ошибок годовых сумм не превышают 5 %.
Изменчивость сумм радиации от года к году составляет только часть общей
изменчивости, которая характеризуется изменчивостью суточных сумм, вклю-
чающей колебания как от года к году, так и ото дня ко дню. В настоящее время
оценить общую изменчивость радиационных характеристик можно лишь на
примере суммарной радиации. Это связано с тем, что только для нее имеются
достаточно длинные и надежные ряды данных по самописцам, регистрирую-
щим ежедневный приход радиации [150].
Несмотря на то что изменчивость месячных и суточных сумм в общем опре-
деляется одними и теми же циркуляционными факторами, полного совпаде-
ния между ними нет в силу разного масштаба процессов, определяющих эти
виды изменчивости. Общая изменчивость (во временном ряду ежедневных
сумм) включает в себя колебания радиации внутри месяца каждого года, обу-
словленные сменой синоптических процессов, и колебания от года к году, свя-
занные с изменением преобладающих форм общей циркуляции в отдельные
годы, а также с некоторыми изменениями притока солнечной радиации при
крупномасштабных колебаниях прозрачности атмосферы и др. Межгодовая
77
изменчивость не является основной и составляет всего 10—20 % в общей из-
менчивости радиации. Аналогичные положения были отмечены ранее для тем-
пературы — возможность несовпадения областей с максимальной межсуточной
и межгодовой изменчивостью [122, 123].
Важно отметить и количественные различия в изменчивости сумм разного
масштаба интегрирования. Изменчивость месячных сумм о30 в 3—4 раза
меньше, чем суточных о,, что наглядно иллюстрируют табл. 3.11, 3.12 и рис. П.3.7.
Расчеты показали, что отношение для суммарной радиации в среднем
составляет 0,25—0,35, для температуры — 0,4. Один порядок отношения для
температуры и солнечной радиации подтверждает гипотезу А. С. Монина о
том, что для большинства метеорологических параметров соотношение между
различными видами изменчивости одинаково [107].
Таблица 3.11
Коэффициенты вариации суточных сумм суммарной радиации, %
Сравнение значений изменчивости суточных и часовых сумм суммарной ра-
диации в районе Средней Азии показало, что в полуденные и околополуденные
часы они близки между собой, в утренние и вечерние часы изменчивость часо-
вых сумм больше, чем суточных, в 1,5—2,0 раза [26].
Рассмотрев коэффициенты вариации месячных, суточных и часовых сумм,
можно сделать вывод, что с уменьшением масштаба интегрирования изменчи-
вость сумм радиации увеличивается.
При изучении временной структуры сумм радиации важное значение имеет
оценка коэффициентов асимметрии А? и эксцесса Е, которые выражают суще-
ственные особенности эмпирического распределения и прежде всего степень от-
клонения от нормального.
Значения коэффициентов асимметрии и эксцесса месячных сумм радиации
представлены в табл. 3.12. Исходя из основных ошибок определения значений
Ае и Е, соответствующих длине использованных рядов, было принято, что с ве-
роятностью 95 % выборочные оценки коэффициентов асимметрии месячных
сумм не должны отличаться от нулевых значений более чем на 1,0, эксцесса —
на 2,0. При значениях | As | > 1,0 и | Е | > 2,0 можно сделать предположение о суще-
ственном отличии распределения месячных сумм от нормального.
Данные табл. 3.12 подтверждают близость распределения месячных и годо-
вых сумм радиации к нормальному.
78
Таблица 3.12
Коэффициенты асимметрии Д и эксцесса Е месячных сумм радиации
Станция Январь Апрель Июль Октябрь Год
А, | Е А, | Е а. I Е А, I Е Л. I Е
Якутск 0,5 -0,6 Прямая радиация -0,1 1 -0,5 I -0,3 1 ° 1 0,4 1 -0.1 1 0,4 °
Верхнее Дуброво °’3 0,4 0.3 -0.2 Ни 1-0., |о.з| 1-0.1 1-0.4 I0’1
Якутск 1 °>4 1 1,9 Рассеянная радиаци -0,6 1 -0,1 1 -0,3 I ,.5 Н.‘] 0,7 1 "°'9 1,7
Иркутск 1 ° 1 -0,6 0.5 1 О’8 0,3 -0,4 0,9 1,2 |о,1 | -0,5
Воейково 0,2 -0,6 Сумма 0 рная pi 0,6 адиаци 0 -1,2 0,5 0,1 -0,2 0,2
Верхнее Дуброво 0,7 0,7 0,1 -0,7 0,1 0,9 0,4 -0,2 —0 1 -1,0
Сад-Город -0,2 -0,3 -0,2 -1,1 -0,4 -1,1 -0,2 -0,3 -0,2 -0,4
Известно, что нормальное распределение полностью характеризуется двумя
параметрами — средним и средним квадратическим отклонением. Рассчитан-
ные по большому числу станций и опубликованные в [115] эти параметры по-
зволяют получать вероятностные характеристики любой обеспеченности [123].
Имеющиеся ряды самописцев суммарной радиации длиной от 13 до 40 лет
дают основные ошибки коэффициентов асимметрии As и эксцесса Е суточных
и часовых сумм радиации 0,07—0,13 (для Ав) и 0,14—0,25 (для Е). Приняв
тройную ошибку за критерий достоверности, при условии |Д8|> 0,4, | Е |>0,8
можно считать распределения суточных и часовых сумм существенно отклоня-
ющимися от нормального (табл. 3.13).
Таблица 3.13
Коэффициенты асимметрии Ав и эксцесса Е суточных сумм суммарной радиации
Январь Апрель Июль Октябрь
Станпия А. Е А. Е А, Е А, Е
Архангельск 1,6 3,1 0,01 -0,9 -0,4 -0,7 1,2 1,2
Воейково 1,2 1,5 -0,02 -1,1 -0,5 -0,6 1,0 0,5
Москва 0.4 -0,5 -0.02 -0,7 -0,7 -0,2 1,0 0,7
Самара 0,4 -0,4 -0,4 -0,6 -0,8 0,16 0,5 -0,9
Омск 0,6 0,3 -0,5 -0,5 -0,7 -0,2 0,5 -0,4
Сад-Город -1,0 0,9 -0,6 -0,8 0,01 -1,2 -0,7 -0,3
Сытомино 0,8 0,2 -0,2 -0,5 -0,4 -0,7 0,7 0,4
Иркутск 0,6 0,05 -0,4 -0,4 -0,4 -0,7 0,7 0,4
79
Коэффициенты асимметрии и эксцесса часовых сумм по знаку совпадают с
коэффициентами для суточных сумм, а по абсолютным значениям существен-
но превышают их, особенно в полуденные интервалы и 2—3 околополуденных
интервала. Таким образом, характерный для суточных сумм радиации тип
распределения распространяется на дневные часы, но выражен более резко. В край-
ние часовые интервалы, как в утренние, так и в вечерние, коэффициенты As и
Е могут различаться даже по знаку. Это указывает на тот факт, что суточные
суммы формируются в основном за счет часовых сумм в центральную часть дня
[124].
Физической причиной асимметрии для временных рядов солнечной радиа-
ции является наличие пределов: с одной стороны нуля, с другой — максималь-
но возможных сумм, т. е. сумм радиации при безоблачном небе. При асиммет-
ричном распределении мода может быть меньше среднего значения (положи-
тельная асимметрия) или больше среднего (отрицательная асимметрия).
Распределение может искажаться по сравнению с нормальной формой, ког-
да в области, лежащей вблизи среднего значения, а при наличии асимметрии в
области высоких или низких значений имеется непропорционально большое
или малое число случаев. Распределение может быть островершинным или
плосковершинным, что характеризуется соответственно положительным или
отрицательным эксцессом.
В [49, 77] отмечено, что плосковершинность часто обнаруживается в рас-
пределении суточных значений метеорологических величин, когда при двух
различных типах погоды, имеющих почти одинаковую повторяемость, наблю-
даются различные характерные значения параметра. В экстремальных случа-
ях это дает два максимума, которые располагаются по разные стороны от сред-
него, т. е. создается бимодальное распределение.
Совместный анализ коэффициентов асимметрии и эксцесса суточных сумм
суммарной радиации показал, что различные их сочетания четко группируют-
ся по определенным районам и остаются в пределах районов довольно стабиль-
ными. Это указывает на то, что данный район обладает однородными радиаци-
онными условиями, и в нем формируется определенный, свойственный только
ему тип распределения [149].
На основе количественных значений коэффициентов асимметрии и эксцес-
са, их сочетания, с учетом прихода суммарной радиации за сутки и его измен-
чивости ото дня ко дню (коэффициент вариации) были выделены следующие
типы распределения суточных сумм суммарной радиации, характерные для
территории России (рис. 3.2):
— тип I — нормальное (гауссово) распределение, |AJ<0,4, |£|<0,8;
— тип II — положительно-асимметричное, почти нормальной крутизны,
A, > 0,4,| Е |< 0,8;
— тип III — положительно-асимметричное, островершинное, As > 0,4, Е > 0,8;
— тип IV — отрипательно-асимметричное. почти нормальной крутизны,
A, < -0,4,| Е |< 0,8;
— тип V — отрицательно-асимметричное, островершинное, As <-0,4, В > 0,8;
— тип VI — бимодальное и симметричное плосковершинное (Via), | At|<0,4,
£<-0,8.
Поскольку формирование эмпирического распределения происходит под
влиянием астрономического фактора и погодных условий, характерных для
определенного времени года, тип распределения не остается постоянным в те-
80
чение года в пределах какого-либо географического района, а происходит
трансформация одного типа в другой в зависимости от указанных факторов
(рис. 3.3).
Установив типы дифференциальных статистических кривых распределе-
ния, важно подобрать вид функции, выравнивающей данное распределение, и
получить ее аналитическое выражение. Это позволит решать такие задачи, как
интерполяция и экстраполяция распределений, прогноз значений метеороло-
гических величин, применение косвенных методов расчета климатических по-
казателей [74]. Знание закона распределения сумм солнечной радиации позво-
лит получать важнейшие гелиоэнергетические характеристики, в частности
коэффициент использования установленной мощности гелиоустановки.
Для выравнивания одномерных эмпирических распределений суточных
сумм суммарной радиации могут быть применены кривые Пирсона I и III ти-
81
Рис. 3.3. Ти
еделений суточных
а — январь; б
— апрель!
пов. Асимметричные распределения без' эксцесса (как положительные, так и
отрицательные) II и IV типов хорошо выравниваются кривой Пирсона I типа,
положительно- и отрицательйо-асймметричные островершинные — кривой
Пирсона III типа [124]. Попытки аппроксимировать бимодальные и плосковер-
шийНые распределения (типы VI и Via) на данном этапе не дали положитель-
82
20 40 80 80 120 140 160 180
60 80 100 120 140
20 40 60 80 120 140 160 180
сумм суммарной радиации на территории России,
в — июль: г — октябрь.
ных результатов. Для них целесообразно строить типовые интегральные кри-
вые, позволяющие получать вероятностные характеристики.
Характерной чертой временных актинометрических рядов наряду с нерегу-
лярными короткопериодными колебаниями является наличие сравнительно
плавных низкочастотных колебаний. Короткопериодные колебания обуслов-
83
лены непредсказуемыми погодными шумами, в то время как климатические
тренды — реакцией метеорологической величины на относительно медленные
изменения климатообразующих факторов. При этом предполагается, что коле-
бания с периодом, в несколько раз большим времени наблюдений за метеороло-
гической величиной, проявляются в виде монотонного возрастания или убыва-
ния его значений. Определить частоту и амплитуду такого колебания с помо-
щью имеющихся выборок невозможно, поэтому вполне оправдано аппроксими-
ровать временные ряды прямой линией. Полученные результаты будут являть-
ся некоторой характеристикой мощности длиннопериодного колебания, часть
которого наблюдалась на рассматриваемом временном интервале [129].
Анализ характеристик линейных трендов годовых сумм суммарной, пря-
мой и рассеянной радиации показал, что на подавляющей части территории
России за период с 1960 по 1987 г. имеет место статистически значимое сниже-
ние годовых сумм суммарной и прямой радиации, составляющее в среднем
-2,5 % для суммарной радиации и -6,3 % для прямой за 10 лет. На прибреж-
ных и островных станциях морей Северного Ледовитого океана отмечается
рост суммарной, а в некоторых случаях и прямой радиации. Снижение сум-
марной и прямой радиации носит глобальный характер и проявляется не толь-
ко вблизи земной поверхности, но и распространяется до высот 4 км и более,
как показывают данные горных станций. Для рассеянной радиации характер-
но наличие трендов обоих знаков. Положительный тренд, охватывающий более
60 % территории, составляет в среднем около 2,5 % за 10 лет, что не может
компенсировать наблюдаемое падение прямой радиации. Отрицательный
тренд, отмечающийся на остальной части территории, составляет -2,1 % за 10 лет
и усиливает падение суммарной радиации [54].
При рассмотрении временных рядов метеорологических величин наряду с
хаотическими пульсациями наблюдаются сравнительно длинные периоды вре-
мени относительно высоких и относительно низких значений. Такие значения
метеорологической величины принято называть выбросами.
При оценке климатических ресурсов для решения многих прикладных за-
дач (например, при размещении сельскохозяйственных культур, строительном
проектировании, применении активных средств теплозащиты помещений, ис-
пользовании гелиоэнергетических установок и т. д.) представляют интерес дан-
ные о числе и продолжительности периодов, в течение которых суточный при-
ход радиации превышает или находится ниже некоторых значений.
Так, например, зимой при сплошной облачности суточный приход суммар-
ной радиации может уменьшиться до 1 МДж/м2 и ниже (меньше 0,25 кВт -ч/м2).
При этом резко снижается естественная освещенность, и возникает необходи-
мость в дополнительном энергоснабжении, что важно учитывать при планиро-
вании расхода электроэнергии. Анализ выбросов вниз показал, что в январе
общая продолжительность выбросов вниз через уровень 1 МДж/м2 быстро уменьша-
ется с севера на юг. Так, в Архангельске в среднем за январь отмечается 29 дней о
таким низким приходом радиации за сутки, в северо-западном районе России —
около 10 дней, в центральном районе — 4 дня, а на юге европейской части —
только 1 день. На юге Дальнего Востока в условиях малооблачной погоды зи-
мой такие дни за имеющийся период наблюдений (более 30 лет) не отмечались.
Второй пример касается продолжительности выбросов вверх в июле через
уровень 22 МДж/м2 (>6 кВт ч/м2), такое значение часто принимается за нор-
му, благоприятную для технического использования энергии солнца. Количе-
ство дней в июле, когда возможно использование солнечной энергии, изменя-
84
ется по территории России от 8—10 дней на п-ове Таймыр, 10—12 дней на
дальневосточном побережье до 22 дней на юге европейской части России [125].
При изучении временной структуры солнечной радиации представляет ин-
терес исследование выбросов через уровни, связанные с нормой С- и экстре-
мальными значениями Стах и Стт, а также через уровни, отстоящие от нормы
на значение среднего квадратического отклонения а. Последние представляют
интерес при анализе аномалий суточного прихода радиации, так как эти значе-
ния чаще всего принимаются за критерий достоверности аномалий радиацион-
ных элементов [132].
На территории России для суточных сумм суммарной радиации максималь-
ное число выбросов вверх и вниз наблюдается около нормы; в весенне-летний
период оно составляет 4—6, в осенне-зимний — 3—6 (на севере страны 2—3).
Это указывает на частые колебания суточного прихода радиации относительно
нормы в течение месяца.
Сравнение числа выбросов вверх ЛГ1 через уровень С = Q + си вниз через
уровень С = Q — ст (табл. 3.14) показало, что только в январе к северу от 55° с.ш.
и в октябре севернее 65° с.ш. N Г превышает N1, в остальное время среднее чис-
ло выбросов в сторону низких значений больше, чем в сторону высоких значе-
ний [125, 150].
Таблица 3.14
Среднее число выбросов N через уровни С
Станция Январь Апрель Июль Октябрь
о Г*1* о о о 0 2VT С= Q + a О 1|*1 Q N* C=Q + a W4 C=Q-a О II Q
Архангельск 0,50 2,00 3,22 2,94 3,89 2,94 2,50 3,06
Воейково 2,19 2,39 3,88 3,04 3,52 2,64 3,33 3,21
Москва, МГУ 2,75 2,90 3,95 2,74 3,38 2,71 3,00 2,25
Самара 2,71 2,76 3,10 2,10 3,40 2,25 3,45 2,55
Омск 3,43 2,38 3,50 2,25 3,76 2,95 3,62 2,52
Верхоянск 0,37 1,79 2,84 2,68 3,45 2,65 2,55 2,60
Якутск 1,78 2,28 3,49 2,33 3,36 2,86 3,06 2,74
Хабаровск 2,67 1,89 3,53 3,21 4,10 3,10 3,35 2,45
Эту закономерность следует иметь в виду при учете ресурсов солнечного
тепла, расчете аккумулирующих устройств солнечных станций, оценке естест-
венной освещенности и т. д. Такое же соотношение сохраняется и в большинст-
ве случаев для уровней, соответствующих экстремальным значениям — сред-
нему максимуму и среднему минимуму.
Для целого ряда практических приложений наиболее важной характери-
стикой является продолжительность выбросов, определяемая как период
времени, в течение которого суточный приход радиации находится выше или ниже
заданного уровня (табл. 3.15).
85
Таблица 3.15
Общая продолжительность (дни) выбросов вверх Ff и вниз F1 через уровни С
Станция Январь Июль
и F* C=Q C=Q 0 i FfcJ® О F* C = Q с=ё 11 о
Архангельск 1,11 19,56 11,44 4,00 5,33 14,39 16,61 5,56
Москва, МГУ 5,65 15,75 15,25 9,60 5,57 13,09 17,91 4,29
Якутск 4,83 17,75 13,25 5,11 5,61 13,72 17,28 4,94
Общая продолжительность выбросов через уровни, равноудаленные от нор-
мы на ст, 1,5ст и т. д., тесно связана с характером статистического распределе-
ния суточных сумм суммарной радиации.
При удалении от нормы на ст в случае положительной асимметричности рас-
пределения радиации общая продолжительность выбросов вверх через рас-
сматриваемый выше уровень Q +ст превышает продолжительность выбросов
вниз через уровень Q — ст. В случае отрицательной асимметричности соотноше-
ние обратное. Это связано с тем, что при асимметричных распределениях рав-
ноудаленные от нормы значения (уровни) имеют неодинаковую вероятность
повторения. Так, при отрицательной асимметричности распределения значе-
ния Q + ст практически совпадают со значениями средних максимумов, в связи
с чем периоды с суточным приходом радиации выше этого значения не могут
быть длительными, в то время как значения Q — ст далеки от среднего мини-
мума и суточные суммы радиации ниже значения Q - ст встречаются довольно
часто. Противоположная картина имеет место при положительно-асимметрич-
ных распределениях.
Оценка повторяемости продолжительности единичных выбросов различной
длительности показала, что наибольшая повторяемость приходится на кратко-
временные выбросы длительностью 1 и 2 дня. Это относится к выбросам как
вверх, так и вниз через все рассмотренные уровни. Однодневные выбросы через
экстремальные уровни имеют повторяемость не менее 60 %, а через уровень,
равный норме, — не менее 30—40 %. На основании анализа выбросов суточ-
ных сумм суммарной радиации было получено, что на большей части рассмат-
риваемой территории выбросы вниз к минимальным суммам в среднем более
кратковременны, чем вверх к максимальным суммам, исключение составляют
северные районы европейской части России и Сибири в холодное время года.
Следует отметить также тенденцию к распространению на большую террито-
рию выбросов вниз к минимальным суммам, выбросы вверх носят более ло-
кальный характер.
4. ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ
4.1. Температура воздуха
4.1.1. Средняя месячная, средняя декадная и средняя суточная температура
Средняя месячная температура
Тепловая энергия лежит в основе всех метеорологических процессов и поэ-
тому температура воздуха является главнейшим элементом погоды и климата.
Термический режим воздуха формируется под влиянием климатообразующих
факторов разного масштаба. К макромасштабным факторам следует отнести
атмосферную циркуляцию, радиационный режим и характер подстилающей
поверхности, определяемые широтой местности, степенью континентальности
и макрорельефом. Кроме макромасштабных факторов, на термический режим
оказывают влияние местные условия: мезо- и микрорельеф, характер расти-
тельности и почв, близость водоемов и т. д. Размеры страны, неоднородность
подстилающей поверхности и возникающее в этих условиях разнообразие цир-
куляционных процессов приводят к сложной картине пространственно-вре-
менного распределения температуры воздуха.
В ряде работ, посвященных исследованию климата отдельных областей и
районов России [59, 89, 117], авторы предлагают использовать для анализа
термического режима естественные климатические сезоны, границами кото-
рых служат даты наступления (прекращения) устойчивых морозов и замороз-
ков. Очевидно, что длительность этих сезонов в различных физико-географиче-
ских условиях неодинакова. Продолжительность сезонов определяется широ-
той и высотой места над уровнем моря, степенью континентальности климата,
формами рельефа и т. п. Огромное значение имеют и особенности атмосферной
циркуляции, влияние которой нередко перекрывает значение широты места, в
чем мы сможем убедиться позднее. Для сравнимости климатических районов
всей территории России, ввиду больших различий в продолжительности есте-
ственных климатических сезонов (рис. 4.1), целесообразно пользоваться рав-
ными календарными сезонами, которых авторы и придерживались в данной
монографии.
Зима (декабрь—февраль) — самое холодное время года на территории Рос-
сии. На подавляющем большинстве станций минимум в годовом ходе темпера-
туры отмечается в январе, что характерно для континентального типа климата
(рис. 4.2, тип I). В районах с северным морским типом климата наступление
минимума в годовом ходе задерживается. На побережьях арктических и Охот-
ского морей, а также на островах Курильской гряды январские значения тем-
пературы выше февральских или равны им (рис. 4.2, тип II). Для островов
87
Нарьян-Мар
Оренбург
Ростов-на-Дону
Рис. 4.1. Продолжительность естественных климатических сезонов, %
Рис. 4.2. Годовой ход средней месячной температуры воздуха Т.
гм типом климата: I —Якутск, 2 — Енисейск, 3 — Оренбург, 4 — РСм>
орским типом климата^/ — Сочи, 2 — о. Рудольфа, 3 — Владивосток, 4
о. Голомянныи, 5 — Вайда-губа
88
Арктического бассейна характерно отсутствие четкого минимума в середине
зимы. Январь, февраль и март имеют примерно одинаковую среднюю ме-
сячную температуру воздуха („безъядерные зимы”), причем местами темпера-
тура в марте даже ниже, ,чем в первых двух зимних месяцах (западное побере-
жье Новой Земли, м. Желания). В юго-восточной части Карского моря и моря
Лаптевых температура в феврале выше, чем в январе и марте, что связано с
обострением в это время контраста между Атлантикой и Евразией и усилением
выноса теплого воздуха в указанный район.
В зимнее время, когда приток солнечной радиации мал или (выше Северно-
го полярного круга) отсутствует совсем, основным климатообразующим факто-
ром являются циркуляционные процессы. В это время европейская часть Рос-
сии и значительная часть Западной Сибири находятся под влиянием западных
воздушных потоков с Атлантики, а над азиатской частью обычно располагает-
ся устойчивый антициклон, что приводит к нарушению зональности распреде-
ления температуры в большинстве районов европейской части России и на се-
веро-западе Сибири (рис. 4.3).
Зимний антициклон над Восточной Сибирью, являющийся чрезвычайно
устойчивым барическим образованием (повторяемость антициклонов на юге
составляет 26 дней в месяц), способствует формированию на востоке России по-
люса холода в районе Верхоянска — Оймякона (температура в январе —50 °C).
Этому благоприятствует сочетание слабых ветров и малой облачности, приво-
дящее к сильному радиационному выхолаживанию, а расположенные на тер-
ритории Якутии как в меридиональном, так и в широтном направлении гор-
ные хребты препятствуют проникновению сюда теплого воздуха. Изотермы в
Восточной Сибири в зимнее время направлены с юго-запада на северо-восток.
По мере продвижения на восток, к берегам Охотского моря, резко возрастают
горизонтальные градиенты. Сгущение изотерм вдоль побережья объясняется
Рис. 4.3. Зависимость средней суточной температуры воздуха Т от широты и долготы места.
1 — 50“ с.ш.; 2 — 60‘ с.ш.; 3 — 70 с.ш.
89
как отепляющим влиянием моря, так и его защищенностью от воздействия хо-
лодных воздушных течений с суши хребтами Восточной Сибири.
В южных районах России, Краснддарском крае и юге Центрально-черно-
земных областей расположение изотерм приобретает широтный характер, обу-
словленный преобладанием здесь в зимнее время горизонтальных переносов
воздуха и отепляющим влиянием Черного и Каспийского морей. Такой харак-
тер распределения температуры по территории сохраняется для всех зимних
месяцев.
Еще одной характерной особенностью распределения зимних значений тем-
пературы является их инверсионное повышение с высотой в горных районах.
По количеству и глубине сильных инверсий первое место в мире занимают рай-
оны центра и северо-востока Якутии. Радиационное выхолаживание и анти-
циклоническое нисходящее движение воздуха в этих районах создают благо-
приятные условия для инверсий температуры со скачком более 10 °C, а иногда
и до 20 °C. Очень часты инверсии в Предбайкалье и Забайкалье, в Тувинской
котловине, где они начинаются прямо от поверхности земли, и их вертикаль-
ная протяженность может достигать 1—2 км. На Урале и Алтае глубина инвер-
сий составляет 2—3 °C. Благоприятны условия для образования инверсий до
3—5 °C и на северных склонах Большого Кавказа, где застаивается холодный
воздух, поступающий из северных районов европейской части России. Разру-
шение инверсий температуры воздуха и переход к ее нормальному распределе-
нию по высоте происходит только весной.
Декабрь — самый теплый зимний месяц во всех областях России (табл. 4.1).
Влияние медленно остывающих морей, неглубокое промерзание почвы (годо-
вой минимум температуры почвы на глубине 20 см отмечается в феврале—мар-
те) приводят к тому, что температура месяца с самым низким радиационным
балансом выше, чем в январе и феврале. Тем не менее декабрь значительно хо-
лоднее последнего осеннего месяца — ноября. В европейской части России и на
побережье Охотского моря температура в декабре ниже, чем в ноябре, на 4—5 °C,
в континентальных районах Урала и Западной Сибири — на 6—7 °C. Наиболь-
шие различия между значениями температуры в эти месяцы наблюдаются в
Якутии, Забайкалье, на западе Амурской области, где они достигают 8—11 °C.
Если в ноябре южная граница отрицательных значений температуры воздуха
проходит по широте Ростовской и Астраханской областей, то в декабре только
на побережье Черного моря в Краснодарском крае и на юге Дагестана сохраня-
ется положительная средняя месячная температура воздуха.
Январь — самый холодный месяц на большей части территории России
(рис. П.4.1). Наиболее низкая температура в январе в европейской части Рос-
сии (до —20 °C) отмечается на северо-востоке, в долинах рек Уса и Щугур, где в
отдельные годы она может понижаться до -30 °C, что связано с застаиванием
холодных масс воздуха перед Уральским хребтом и ослаблением скорости вет-
ра. Достаточно низкая средняя месячная температура удерживается во всей
восточной половине европейской части России, где она составляет —14...-16 °C.
В западной половине под влиянием выноса теплого атлантического воздуха
средняя месячная температура в январе изменяется от -5 °C на югб-западе до
—12 °C в центре европейской части России. Относительно высокая температура
в январе отмечается на Черноморском побережье Краснодарского края (1,5 °C в
Новороссийске, 4 °C в Сочи). Близость моря, защищенность побережья от хо-
лодных северо-восточных ветров горными хребтами приводят к тому, что зи-
мой в этих районах средняя температура положительна и выше, чем даже в бо-
90
Таблица 4.1
Средняя месячная температура воздуха, "С
Станция I П III IV V VI vn VIII IX X XI XII
Диксон -25,6 -25,7 -24,3 -17,2 -8,7 0,2 4,6 5,0 1,6 -7,3 -17,6 -22,3
Мурманск -10,5 -10,8 -6,9 -1,6 3,4 9,3 12,6 11,3 6,6 0,7 -4,2 -7,8
Архангельск -12,9 -12,5 -8,0 -0,9 6,0 12,4 15,6 13,6 7,9 1,5 -4,1 -9,5
Санкт-Петербург -7,8 -7,8 -3,9 3,1 9,8 15,0 17,8 16,0 10,9 4,9 -0,3 -5,0
Москва -9,7 -8,4 -3,2 5,6 12,5 16,8 18,1 16,5 11,0 4,8 -1,4 -6,0
Екатеринбург -15,5 -13,6 -6,9 2,7 10,0 15,1 17,2 14,9 9,2 1,2 -6,8 -13,1
Оренбург -14,8 -14,2 -7,3 5,2 15,0 19,7 21,9 20,0 13,4 4,5 -4,0 -11,2
Ростов-на-Дону -5,7 -4,8 0,6 9,4 16,2 20,2 23,0 22,1 16,3 9,2 2,5 -2,6
Сочи 5,9 6,1 8,2 11,7 16,1 19,8 22,8 23,1 19,9 15,7 11,7 8,2
Махачкала -0,5 0,2 -3.5 9,4 16,3 21.5 24.6 24,1 19,4 13,4 7,2 2,6
Омск -19,0 -17,6 -10,1 2,4 11,4 17,1 18,9 15,8 10,6 2,1 -8,5 -15,9
Новосибирск -18,8 -17,3 -10,1 1,5 10,3 16,7 19,0 15,8 Ю,1 1,9 -9,2 -16,5
Туруханск -27,2 -23,8 -16,9 -8,6 -0,3 9,5 16,0 12,5 5,6 -5,7 -19,8 -26,0
Енисейск -22,0 -19,5 -10,7 -0,9 7,1 15,1 18,5 14,9 8,2 -0,5 -12,3 -20,7
Иркутск -20,6 -18,1 -9,4 1,0 8,5 14,8 17,6 15,0 8,2 0,5 -10,4 -18,4
Якутск -46,2 -35,9 -22,2 -7,2 5,8 15,4 18,7 14,9 6,2 -8,0 -28,3 -39,5
Николаевск-на-Амуре -23,7 -19,9 -12,5 -2,7 3,9 11,7 16,5 16,1 10,9 2,0 -10,0 -20,0
Владивосток -13,1 -9,8 -2,4 4,8 9,9 13,8 18,5 21,0 16,8 9,7 -0,3 -9,2
Магадан -17,0 -16,0 -12,6 -5,7 1,3 6,6 11,2 11,5 7,1 -2,4 -11,4 -15,0
Петропавловск-Камчатский -7,5 -7,5 -4,8 -0,5 3,8 8,3 12,2 13,2 10,1 4,8 -1.7 -5,5
лее южных районах Дагестана, подверженных свободному проникновению хо-
лодных антициклонических северо-восточных потоков. В связи с их влиянием
температура в январе положительна только на самом юге побережья Каспий-
ского моря.
На территории Западной Сибири в январе преобладает ясная антициклони-
ческая погода. Температура в январе изменяется по территории от -15...-20 °C
на юге до —28...-30 °C на севере. Здесь наиболее теплым является район Те-
лецкого озера на Алтае со средней месячной температурой в январе не ниже -10 °C.
Зимы в Восточной Сибири исключительно суровы. Область наиболее низ-
кой средней январской температуры в мире (-42...-45 °C) охватывает междуре-
чье рек Лены и Колымы. Здесь в районе Оймяконской котловины и Янской
межгорной впадины расположен полюс холода с температурой в январе до
—48...—50 °C. Еще одна область очень низких значений температуры воздуха от-
мечается на северо-востоке Среднесибирского плоскогорья, где в долине р. Оле-
нек средняя температура в январе составляет —38...—43 °C. По мере удаления от
указанных зон холода температура повышается. На Среднесибирском плоско-
горье, южнее верховий рек Оленек и Анабари, средняя температура в январе
изменяется от -35...-36 °C на севере до -20...-24 °C на юге. Теплее и на побере-
жье Северного Ледовитого океана, где хоть и слабо, но сказывается отепляю-
щее влияние морей. Температура в январе повышается здесь от -32...-34 °C на
побережье до -25...-27 °C на островах. Наиболее высокая температура в январе
в Восточной Сибири наблюдается в предгорьях Западного Саяна (-18...-20 °C).
Однако в горных районах располагается область и очень низких ее значений: в
Тувинской котловине с ее резко континентальным климатом, они достигают
-28...-32 °C (-33,6 °C в Эрзине).
На Дальнем Востоке температура в январе, несмотря на близость океана,
значительно ниже, чем в районах европейской части России, расположенных
на тех же широтах. Климат большей части Дальнего Востока носит муссонный
характер: зимой здесь преобладают северо-западные континентальные воздуш-
ные течения, связанные с восточной периферией азиатского антициклона, а
вершины расположенного вдоль меридиана хребта Сихотэ-Алинь слишком
низки для того, чтобы задержать мощные потоки очень холодного воздуха из
центральных районов Азии. Поэтому даже на побережье Приморского края
средняя температура в январе на 9—10 °C ниже нуля, а по мере удаления от бе-
рега она понижается до —20...—25 °C.
Самые высокие в азиатской части России зимние значения температуры
отмечаются на островах Курильской гряды. Здесь влияние зимнего муссона за-
метно ослабевает и температура самого холодного месяца — февраля — состав-
ляет -6...-7 °C.
Февраль по температурным условиям очень близок к январю, а на побере-
жьях даже холоднее. Рост температуры от января к февралю незначителен: от
0—1 °C в европейской части России до 2—3 °C в Западной Сибири, на Камчатке
и Дальнем Востоке. Только в резко континентальных районах Восточной Сиби-
ри, на юге Красноярского края и в Забайкалье разности между средней темпе-
ратурой в январе и феврале достигают 4—5 °C, а в северной части Среднесибир-
ского плоскогорья и в бассейне р. Лены — 5—7 °C. Февраль — последний ка-
лендарный месяц зимы и уже со второй его половины в связи с увеличением
притока солнечной радиации в большинстве районов России начинается весен-
ний рост температуры воздуха.
92
Весна (март—май). Календарный срок прихода весны не совпадает с грани-
цей весеннего сезона, определяемой по дате устойчивого перехода температуры
воздуха через О °C. В европейской части России переход через О °C в среднем
происходит на юге во 2-й декаде марта, в центральных областях и на Среднем
Урале — во 2-й декаде апреля, а в Архангельской области и Республике Коми
он задерживается еще на декаду. В целом переход к безморозному периоду в ев-
ропейской части России осуществляется к концу апреля. Только в районах
атлантического сектора Арктики до конца мая сохраняется температура ниже О °C.
В сибирском секторе Арктики переход температуры через О °C отстает еще при-
мерно на 1—2 недели. В более южных районах время такого перехода в запад-
ной и восточной частях России примерно совпадает.
В марте положительная средняя месячная температура отмечается только
на побережье Черного моря и в Дагестане. На всей территории России средняя
температура в марте выше, чем в феврале. Их различия изменяются от 4—6 °C
в европейской части страны до 10—12 °C в Восточной Сибири. На побережье,
особенно северных морей, рост температуры замедляется до 1—2 °C.
В отдельные годы температура в марте может быть значительно ниже, чем
в январе и феврале. Наиболее характерно это явление для побережья северных
морей, где повторяемость наиболее низкой в году температуры в марте состав-
ляет 10—11 %.
В апреле в связи с увеличением притока солнечной радиации начинается
быстрый рост температуры воздуха на всей территории России. Максимальный
ее подъем характерен для районов Центральной Якутии (до 15 °C). На 12—13 °C
повышается температура на юге Западной Сибири, на 6—7 °C — в западной ча-
сти России. Даже на побережье северных морей значения температуры в марте
и апреле отличаются на 5—6 С. И лишь на побережье Берингова моря эти раз-
ности не превышают 3—4 °C.
В апреле (рис. П.4.2) ход изотерм начинает приобретать широтный харак-
тер, что обусловлено увеличением притока солнечной радиации и, следователь-
но, ростом влияния радиационных факторов. Средняя температура в апреле на
большей части территории России еще отрицательная. В восточных областях
только на юге Хабаровского края, в Амурской области и на островах Куриль-
ской гряды наблюдаются положительные ее значения, а в европейской части
России нулевая изотерма проходит по границе Мурманской, Архангельской об-
ластей, Республики Коми и, огибая Уральские горы, спускается вдоль южной
границы Западно-Сибирской низменности к предгорьям Алтая.
Очень низкие значения температуры сохраняются в Арктике. На материке,
на побережье моря Лаптевых, они достигают —20...—22 °C. Такая же температу-
ра отмечается и на островах Карского моря. На востоке, в районе Чукотского
моря, температура в апреле повышается до —17...—19 °C. Самым теплым в Арк-
тическом бассейне является западный район: на побережье Баренцева моря
средняя многолетняя температура в апреле опускается не ниже -2...-5 °C, а в
южной части Новой Земли она составляет —10 °C.
По мере продвижения к югу от арктического побережья температура возду-
ха в апреле повышается. В европейской части России самым холодным остает-
ся район Предуралья (—6...—8 °C). В центральных и западных областях европей-
ской части средняя температура месяца изменяется от 2 до 4—5 °C. Южнее
Среднерусской и Приволжской возвышенностей средняя многолетняя темпера-
тура в апреле достигает 8—9 °C, а на побережье Черного моря — 10—12 °C. В го-
рах Северного Кавказа до высоты 1000 м в апреле повсеместно температура
93
выше 7—9 °C, а в высокогорной зоне сохраняются отрицательные значения
температуры (Бермамыт (2583 м): -1,8 °C, Эльбрус (4250 м): -11 °C).
В азиатской части России, в Западной Сибири, наблюдается прогиб изотерм
к югу, связанный с более медленным прогреванием сильно выхоложенных цен-
тральных районов Восточной Сибири. Температура в апреле изменяется от
—12...—14 °C на севере азиатской части (в пониженных формах рельефа, в доли-
нах рек, характеризующихся застоем холодного воздуха, средняя температура
в апреле уменьшается до-15...-17 °C) до 2—4 °C в предгорьях Адтая и Саян.
В районе оз. Байкал температура изменяется от -2...-3 °C в Предбайкалье до
—3...—6 °C в Забайкалье. В узкой прибрежной полосе на юге озера и в долинах
рек Чикой и Онон средняя температура в апреле повышается до 1—2 °C. На
большей части территории Дальнего Востока, на Камчатке сохраняется отри-
цательная температура. Только на юге Хабаровского края, в Приморье и на по-
бережье Японского моря температура в апреле выше О °C и изменяется от 1 —
2 °C на островах до 4—5 °C на юге Приморского края.
В мае интенсивный рост температуры воздуха продолжается. В это время
достигают своих максимальных значений разности температуры соседних ме-
сяцев в Восточной Сибири. Здесь в 1-й декаде мая происходит разрушение
устойчивого снежного покрова, и температура поднимается на 13—15 С по
сравнению с апрелем (Оймякон — 16,4 °C, Делянкир — 16,2 °C).
В мае вся территория Арктики восточнее долготы м. Каменный Htjc, север
Урала и северная часть Западной и Восточной Сибири примерно до 65° с.ш.
остаются зоной отрицательных значений температуры. На Таймыре и на севе-
ро-востоке Чукотского полуострова они достигают -9...-11 °C. Сохраняются от-
рицательные значения температуры в высокогорной зоне Большого Кавказа.
Характерной особенностью температурного режима мая в европейской час-
ти России является возврат холодов. Здесь в это время атлантические вхожде-
ния воздуха ослабевают, усиливается влияние континента, устанавливается
антициклоническая циркуляция с хорошо выраженным суточным ходом тем-
пературы воздуха и слабым ветром, что способствует возникновению замороз-
ков в ночные часы. В отдельные дни температура в мае может понижаться от
0...-5 °C в Среднем Поволжье, центральных и северо-западных районах ев-
ропейской части страны до -5...-10 °C в Республике Коми и на Кольском полу-
острове.
Лето (июнь—август). Время наступления летнего максимума температуры
воздуха зависит от степени континентальности района. В материковой части
максимальная средняя месячная температура воздуха преимущественно отме-
чается в июле, а на побережьях прослеживается в августе, что связано с ослаб-
лением к концу лета охлаждающего влияния моря. Это смещение летнего мак-
симума более выражено для восточного побережья в низких широтах. Если на
севере разность между значениями температуры в июле и августе составляет
лишь десятые доли градуса, то на побережье Курильских островов, Сахалина,
Приморского края — от 1,5 до 2,5 °C (Курильск — 13,6 °C в июле и 16 °C в авгу-
сте, Вайда-губа — 10,1 и 10,2 °C соответственно)
Летний тип распределения температуры воздуха на территории России ха-
рактеризуется небольшим уклоном в ходе изотерм с юго-запада на северо-вос-
ток, что объясняется охлаждающим влиянием Атлантического океана в севе-
ро-западных и центральных районах европейской Части.
В июне температура воздуха еще продолжает расти. На 5—6 °C увеличива-
ется температура в европейской части страны и на 8—9 °C в азиатской части с
94
максимумом (10—11 °C) в Центральной Якутии. На побережьях рост замедлен:
до 4—-5 °C на северном побережье идо 3—4 °C на Сахалине, в Приморском крае
и на островах Курильской гряды.
Средняя температура в июне на всей территории России выше 0 °C. Только
на Таймыре и островах Карского моря и моря Лаптевых она отрицательная.
В первой половине июня в европейской части страны еще возможно понижение
температуры воздуха до отрицательных значений, однако вероятность этого не
выше 2—5 %. Южнее Волгоградской области отрицательные значения темпе-
ратуры не отмечаются, и только на склонах Северного Кавказа, в зоне выше
1500 м, температура в июне может понижаться до 0 °C. В Восточной Сибири и
на Дальнем Востоке отрицательная температура в июне — явление достаточно
частое.
Июль на подавляющем большинстве станций в России является наиболее
жарким месяцем. В июле окончательно устанавливается широтное распределе-
ние температуры воздуха (рис. П.4.3). Самая низкая температура в июле отме-
чается в Арктике. Хотя за исключением центральной части Арктического бас-
сейна температура в июле в Арктике положительна, значения ее не превыша-
ют 4—5 °C, а в районе Карского моря лишь немногим более 0 °C (о. Рудольфа —
0,9 °C, острова Голомянный и Домашний — 0,7 °C, о. Уединения — 0,5 °C). Та-
кие низкие значения температуры в этом районе связаны со свободным про-
никновением сюда холодных масс воздуха с севера и с ограниченным доступом
более теплых вод с запада. По мере продвижения на юг температура быстро по-
вышается вследствие трансформации арктических воздушных масс над конти-
нентом.. Вдоль северного побережья она изменяется от 8—10 °C в европейской
части до 5—7 °C на северо-востоке России. Самая высокая температура в июле
отмечается в Прикаспии и Дагестане. Здесь континентальный воздух умерен-
ных широт, проходя над засушливыми степями юго-востока и раскаленными
песками Прикаспия, сильно нагревается и трансформируется в тропический.
Средняя месячная температура в Калмыкии и Астраханской области выше
23—25 °C.
Высокие летние значения температуры (до 17—19 °C) отмечаются в цент-
ральных районах Якутии. Такие значения температуры в июле в европейской
части прослеживаются южнее, в районах Центрально-черноземных областей.
При продвижении от Центральной Якутии на восток к побережью Тихого океа-
на происходит нарушение широтного хода изотерм. Здесь из-за охлаждающего
влияния Охотского и Берингова морей, а также под влиянием летнего муссона
значения температуры в июле достигают лишь 12—14 °C, а на Курильских остро-
вах — 8—10 °C.
В августе температура воздуха начинает понижаться (за исключением при-
брежных районов), однако разности между значениями температуры двух со-
седних летних месяцев невелики: в континентальных районах страны темпера-
тура в августе лишь на 1—2 °C ниже, чем в июле, и только в Восточной Сибири
отмечается понижение температуры на 3—4 °C (в центральных районах Яку-
тии и на Колыме — более 4 °C).
Осень (сентябрь—ноябрь). Понижение температуры подчиняется тем же
; закономерностям, что и рост весенних температур: наиболее интенсивен он в
центральных областях страны, замедлен на побережьях. В годовом ходе сред-
ней месячной температуры весна в районах с океаническим типом климата хо-
лоднее осени, в отличие от континентальных районов, где осень, напротив, хо-
лоднее весны.
95
В сентябре приток солнечной радиации начинает убывать в связи с сокра-
щением продолжительности светлого времени суток. По этой же причине уве-
личиваются теплопотери за счет излучения земной поверхностью. Понижение
температуры от августа к сентябрю в большинстве районов европейской части
России составляет 4—6 °C, на Урале и восточнее него — 6—7 °C, достигая в Вос-
точной Сибири 8—9 °C. На побережьях северных и восточных морей сентябрь
холоднее августа лишь на 2—3 °C.
В сентябре на островах Арктики, расположенных восточнее Новой Земли,
средняя температура опускается ниже О °C. На остальной территории России
температура в сентябре положительная и достигает на юге страны 16—17 °C, а
на побережье Черного моря — 18—20 °C.
В октябре начинает происходить перестройка поля температуры по зимне-
му типу: в европейской части России и в Западной Сибири понижение темпера-
туры с запада на восток более интенсивное, чем с севера на юг (рис. П.4.4).
Только в Восточной Сибири сохраняется широтное распределение температуры
воздуха. Понижение температуры от сентября к октябрю составляет от 5—6 °C
в европейской части России до 12—14 °C в Восточной Сибири. Наиболее интен-
сивное понижение температуры характерно для Центральной Якутии и внут-
ренних районов Магаданской области (15—16 °C).
В большинстве районов европейской части России еще сохраняются поло-
жительные значения температуры. Только на ее северо-востоке и во внутрен-
них районах Кольского полуострова средняя температура в октябре пони-
жается до -1...-4 °C. На юге удерживаются достаточно высокие значения — от
8—9 °C на широте Ростовской области до 14—16 °C на побережьях Черного и
Каспийского морей.
В азиатской части России положительные значения температуры воздуха в
октябре сохраняются на юге Западной Сибири, юго-западном побережье Кам-
чатки, Сахалине и в Приморском крае. Для Восточной Сибири в октябре харак-
терны низкие значения температуры, равные -8...—12 °C, а на северо-востоке
Якутии они достигают -15 °C и ниже. Лишь на 1—2 °C теплее на севере Восточ-
но-Сибирского плоскогорья. Холодно и на севере Забайкалья и Амурской обла-
сти. В долинах верхнего течения рек Витима, Олекмы, Алдана, Чары средняя
температура в октябре составляет -8...-10 °C. На равнинной территории она со-
ставляет —2...—4 °C и сравнима с температурой в Предбайкалье. В Западной Си-
бири температура изменяется от 2—3 °C в предгорьях Алтая до -8...-10 °C на
севере Тюменской области.
В ноябре продолжается интенсивное понижение температуры воздуха. Но-
ябрь холоднее октября на 4—6 °C в западных и юго-западных районах европей-
ской части России и на 6—8 °C на востоке. На Урале и в Западной Сибири раз-
ности между значениями температуры в октябре и ноябре составляют 8—12 °C,
а в Восточной Сибири — 14—16 °C. Очень резко, до 18—20 °C, понижается тем-
пература в центральных и восточных районах Якутии.
На большей части территории России средняя температура в ноябре ниже
нуля: южная граница отрицательных значений находится на широте Ростов-
ской и Астраханской областей.
Распределение годовой температуры воздуха (рис. П.4.5) складывается в .
основном под влиянием зимнего распределения средней месячной температу-
ры, так как естественный зимний период более длителен. В европейской части
России годовая температура воздуха в основном положительна. Только в пред-
горьях Северного Урала, внутренних районах Кольского полуострова и в бас-
96
сейне р. Печоры она ниже О °C на 1—3 °C. Самые высокие значения годовой
температуры воздуха отмечаются на Черноморском побережье Кавказа и юж-
ном побережье Дагестана (10—11 °C). В азиатской части России наиболее хо-
лодными остаются районы Центральной и Восточной Якутии. В дрлинах рек
Яны и Индигирки годовая температура равна -15...-16 °C. Низкие значения
годовой температуры и в Арктическом бассейне. Здесь наиболее высокие значе-
ния годовой температуры (—1...-5 °C) отмечаются на крайнем западе Северного
Ледовитого океана, а наиболее низкие (-13...-14 °C) — на побережьях и остро-
вах морей Лаптева и Восточно-Сибирского. В Чукотском море годовая темпера-
тура немного выше (-10...-11 “С), а в Беринговом проливе она составляет
-6...-7 °C. Годовая температура -6...-7 "С характерна для центральной части
Восточно-Сибирского плоскогорья и севера Забайкалья. Положительные зна-
чения годовой температуры в азиатской части России отмечаются на юге За-
падной Сибири, в Хабаровском и Приморском краях и на юге Сахалина и Кам-
чатки. Самые высокие из них наблюдаются на юге Приморского края и состав-
ляют 5—6 °C.
Амплитуда годового хода температуры воздуха в большей мере зависит от
степени континентальности климата и от характера рельефа и в меньшей мере —
от широты места. Распределение изоамплитуд (рис. П.4.6) носит меридиональ-
ный характер, подчиняясь распределению зимней температуры. Так, амплиту-
да годового хода в Нарьян-Маре, расположенном на 68° с.ш., равна амплитуде в
Астрахани (46° с.ш.) и составляет 30 °C. В основном амплитуда зависит от сте-
пени континентальности климата. Наименьшие значения амплитуды на терри-
тории России составляют 8—10 °C и наблюдаются на западном побережье Ба-
ренцева моря, где они обусловлены относительно теплой зимой и прохладным
летом. На побережье Черного моря при высоких зимних значениях температу-
ры очень высоки и летние значения, поэтому амплитуда здесь возрастает до 18 °C.
Такой же порядок имеют значения амплитуды годового хода на Дальнем Вос-
токе, в районе Командорских островов и на юге п-ова Камчатка. В Приморье,
где влияние зимнего муссона преобладает над летним, амплитуда увеличивает-
ся до 25—30 °C.
По мере продвижения в глубь территории России амплитуда годового хода
температуры увеличивается. В европейской части ее значения изменяются от
25—26 °C у западной границы России до 30 °C в Предуралье, а в азиатской час-
ти — от 30 -40 °C в Западной Сибири до 40—50 °C в Восточной Сибири. Макси-
мальная амплитуда (до 63 °C) отмечается в Восточной Сибири в районе Верхо-
янского хребта и обусловливается резким контрастом между теплым летом и
очень холодной зимой. В Тувинской котловине Саян также отмечаются очень
большие значения амплитуды годового хода, достигающие 50—52 °C.
В Восточной Сибири и на Чукотском полуострове значения амплитуды го-
дового хода со времени опубликования [146] уменьшились на 2—2,5 °C. Это об-
стоятельство связано со значительным повышением (на 1,5—2 °C) средней тем-
пературы в январе в этих районах. Оно началось в середине 40-х годов и достиг-
ло максимальных значений (3—4 °C) в середине 60-х [42]; территориально оно
прослеживается от восточных берегов Чукотки до долины р. Индигирки, за-
паднее которой значительного роста значений температуры в январе не отмеча-
ется. В это же время произошло значительное понижение температуры в се-
верных районах Западной Сибири и европейской части России. Однако это по-
холодание, начавшееся сравнительно недавно и пришедшее на смену резкому
потеплению в Арктике в 20—30-х годах, не отразилось на значениях амплиту-
ды годового хода.
97
Временная изменчивость средней месячной температуры воздуха зависит
как от времени года, так и от физико-географических особенностей территории
района.
В годовом ходе среднее квадратическое отклонение средней месячной тем-
пературы зимой примерно в 2 раза выше, чем летом (рис. 4.4). Время наступле-
ния максимумов а определяется характером преобладающих циркуляционных
процессов и наблюдается в разные месяцы холодного периода с ноября по фев-
раль.
В европейской части страны время наступления максимума годового хода ст
плавно смещается с севера на юг. В Архангельской области и Республике Коми
он наблюдается в декабре, в центральных районах европейской части страны — в
январе, а в южных областях — в феврале. Исключение составляет побережье
Баренцева моря, где максимум изменчивости приходится на февраль, а в от-
дельных случаях даже на март (Нарьян-Мар, Варендай), что связано с наиболее
активной циклонической деятельностью на арктическом фронте в это время.
В азиатской части России, западнее 110° в.д., изменение положения годово-
го максимума ст противоположно его изменению в европейской части: в субарк-
тических и арктических районах максимальная изменчивость средней ме-
сячной температуры воздуха наблюдается в феврале, в центральных — в янва-
ре, а в более южных — в декабре. К востоку от 110° в.д. распределение макси-
мумов среднего квадратического отклонения имеет сложный характер. В меж-
дуречье Лены и Индигирки самые большие в годовом ходе значения ст прихо-
дятся на ноябрь—декабрь. По мере продвижения от этого района на юг и на
восток максимум сдвигается на январь, а на юге Камчатки — на февраль.
Минимальные значения среднего квадратического отклонения средней ме-
сячной температуры приходятся, как правило, на летние месяцы. Однако ле-
том в годовом ходе ст в некоторых районах отмечается вторичный максимум.
Наиболее четко он прослеживается на побережьях Охотского и северных морей
в июле—августе, когда здесь усиливается циклоническая деятельность. В этих
районах минимальные значения ст отмечаются в мае—июне и сентябре на се-
верном побережье страны и в апреле и октябре на побережье Охотского моря.
На Северо-Западе европейской части России минимальные значения ст наблю-
даются в сентябре, а в центральных и южных районах — в августе.
Амплитуда годового хода средних квадратических отклонений изменяется
подобно амплитуде средней месячной температуры от 1—1,5 °C на станциях с
морским типом климата до 4—5 °C в центральных районах Западной и Восточ-
ной Сибири и внутренних районах Чукотки.
Представление о распределении среднего квадратического отклонения
средней месячной температуры воздуха в годовом ходе на территории России
могут дать карты, приведенные для центральных месяцев сезонов. В январе
(рис. П.4.7) наибольшая изменчивость средней месячной температуры воздуха
отмечается на Среднесибирском плоскогорье и на северо-востоке р. Колымы
(ст = 5...6 °C), где в холодное время года проходит ветрораздельная линия вдоль
оси отрога азиатского зимнего антициклона.
Весной очаги максимумов среднего квадратического отклонения располага-
ются в более северных районах. На побережье Карского и в восточных районах
Баренцева моря максимальные значения ст отмечаются в марте. Однако в это
время они уменьшаются и не превышают 4 °C, изменяясь от 1 °C на юго-востоке
до 3—3,5 °C на большей части территории России. В большинстве районов евро-
пейской части России, на юге и востоке Якутии между реками Леной и Колы-
98
Рис. 4.4. Годовой ход среднего квадратического отклонения а средней месячной температуры воздуха.
1 — Варандей; 2 — Мурманск; 3 — Амдерма; 4 — Хатанга; 5 — Батагай-Алыта; 6 — Верхоянск; 7 — Сыктывкар;
8 — Архангельск; 9 — Туруханск; 10 — Салехард; 11 — Марково; 12 — Магадан; 13 — Казань; 14 — Москва;
15 — Сытомино; 16 — Енисейск; 17 — Алексаидровск-Сахалинский; 18 — Владивосток; 19 — Ростов-на-Дону;
20 — Сони; 21 — Томск; 22 — Иркутск; 23 — Корф; 24 — м. Лопатка.
99
мой, на Камчатке и Сахалине, в арктических районах значения о колеблются
от 3 до 4 °C. Наиболее устойчивая из года в год средняя температура в январе
отмечается на юге Дальнего Востока, где о не превышает 2 °C. В апреле (рис. П.4.8)
на южных побережьях Камчатки, Сахалина и Приморского края значения
среднего квадратического отклонения средней месячной температуры не пре-
вышают 1 °C. Для большей части территории России о колеблется в пределах
2—3 °C. Летом (рис. П.4.9) отмечается небольшое (не более 0,5 °C) увеличение
о на Дальнем Востоке. На всей территории России среднее квадратическое от-
клонение не превышает 2 °C и только на севере Западной Сибири, северо-восто-
ке европейской части и на Чукотке его значения достигают 3,5—4 °C. Очаги по-
вышенных летних значений среднего квадратического отклонения на севере
европейской части России объясняются сменой в это время года восточной цир-
куляции на западную и меридиональную. Процесс замещения стабилизирует-
ся только к концу лета — началу осени, времени, когда в этих районах отмеча-
ются минимальные значения о в его годовом ходе. На остальной территории
России в осенние месяцы начинается рост изменчивости температуры, хотя пе-
рестройка поля изменчивости по зимнему типу происходит лишь в ноябре.
В октябре еще сохраняются районы, где ст не превышает 2 °C. На западе европей-
ской части России, на юге Сибири, в Предбайкалье и Забайкалье его значения
колеблются от 1,3 до 1,9 °C, а на юге Приморья, Сахалина и Камчатки они не
достигают 1 °C. Однако зона с изменчивостью от 2 до 3 °C значительно расширя-
ется по сравнению с июлем (рис. П.4.10). Она охватывает большинство районов
европейской части России и Западной Сибири, Центральную и Южную Яку-
тию, р. Колыму. В северных районах азиатской части значения среднего квад-
ратического отклонения в октябре превышают 3 °C.
Средняя декадная температура
Для целого ряда прикладных задач необходима информация более высоко-
го временного разрешения, чем средние за месяц значения температуры возду-
ха. В практике сельскохозяйственного производства, например, необходима
информация и о средней декадной температуре.
Существуют два способа расчета средней декадной температуры: метод не-
посредственного осреднения значений декадной температуры за отдельные
годы и косвенный (графический или аналитический) метод, когда декадная
температура снимается с кривой годового хода средней месячной температуры.
Каждый из этих способов имеет свои недостатки. Если первый способ чрезвы-
чайно трудоемок и требует длинных рядов наблюдений, то второй не позволяет
обнаружить характерные календарные особенности годового хода декадной
температуры, которые часто являются устойчивыми даже при осреднении за
период, близкий к вековому. Приведенные в табл. 4.2 и 4.3 разности между
значениями декадной температуры, полученными разными методами, показы-
вают, что с увеличением длины ряда, как и следовало ожидать, происходит их
уменьшение. Но обращает на себя внимание тот факт, что даже в столетних ря-
дах эти разности достигают 0,5—0,7 °C и имеют в основном один и тот же знак
в каждой декаде данного месяца. Разности для четырех станций Приволжско-
го УГМС показывают, что эта связь прослеживается как во времени, так и в
пространстве. Это дает основание полагать, что отклонения связаны не только
и не столько с ограниченностью длины ряда, но и с определенными особенно-
стями циркуляционных процессов, происходящих в данном районе в конкрет-
100
ный календарный период. Указанные особенности годового хода декадной
температуры характерны для целого ряда областей России в период повыше-
ния температуры воздуха, т. е. в первую половину года. В период устойчивого
понижения температуры воздуха они не обнаруживаются (так, повышение
температуры осенью, известное как „бабье лето”, не прослеживается в годовом
ходе декадной температуры) и разности, полученные разными методами, со-
ставляют не более 0,2—0,4 °C , лишь в отдельных случаях достигая 0,7—0,8 °C
для рядов с коротким периодом наблюдений (30—40 лет)
Таблица 4.2
Разности между значениями средней декадной температуры,
полученными методом гистограмм и непосредственным расчетом,
для периодов различной продолжительности (Санкт-Петербург)
Период, лет Декада I п III IV V VI VII |
30 1-я 0,2 0,6 1,2 0,4 0 -0,1 -0,7
2-я -0,1 -0,4 -0,4 0,5 0,8 "0,2 -0,4 1
3-я -0,3 0,4 0,5 0,2 -0,7 -0,6 0,2
50 1-я 0 0,3 1,2 0,5 0,1 -0,2 —0,7
2-я -0,2 -0,4 -0,3 0,5 0,8 -0,5 -0,4
3-я —о 1 0,5 0,4 0 -0,6 -0 7 0,2
100 1-я 0,2 0 0,6 0,1 0 -о’з -0,5
2-я -0,3 -0,3 —0 7 0,2 0,5 -0,] —0 1
3-я -0,1 0 0 0,1 -0,3 -0,1 0,3
Таблица 4.3
Разности между значениями средней декадной температуры,
полученными методом гистограмм и непосредственным расчетом,
для станций с разным периодом наблюдений (Приволжское УГМС)
Станция Период, лет Декада I II III IV V VI VII
Троицкое 43 1-я -0,5 1,4 -0,8 -0,6 0,8 0,9 -0,2
2-я 0,2 -1,2 0 0,1 -0,4 -0,6 -0,2
3-я 0,2 -0,1 0 7 0,6 0,1 0,2 0
Александров Гай 52 1-я -0,6 1,6 -0,2 —0,7 0,6 0,5 0
2-я 0 -0,9 0,2 0 -0,6 -0,5 0
3-я 0,5 -0,7 -0,3 0,3 0,1 0,1 0
Ершов 80 1-я -0,4 1,0 -0,4 0 0,7 0,6 —0 1
2-я 0,1 -0,7 0,4 —о 1 -0,6 -0,3 -0*2
3-я 0,3 -0,4 0 -0’2 0,1 0,1 -0,2
Октябрьский 100 1-я -0,4 0,4 -0,4 -0,3 0,5 0,3 -0,1
Городок 2-я 0,5 -0,3 0,7 -0,2 -0,5 -0,6 0
3-я 0,3 -од -0,2 -0,4 0,1 0,2 —0,1
Зимой и в начале весны годовой ход декадной температуры в ряде районов
России имеет по несколько вторичных максимумов и минимумов. Так, на севе-
ре п-ова Камчатка и на Чукотке происходит некоторый подъем температуры
воздуха в 3-й декаде января с последующим резким понижением ее в 1-й дека-
де февраля. Аналогичен ход декадной температуры на обширной территории
от Кольского полуострова до юго-западной границы Ленинградской области со
смещением повышения температуры во времени на 1-ю декаду февраля (рис. 4.5).
101
Г °C
Рис. 4.5. Годовой ход средней декадной температуры воздуха Т (январь—июль)
1 — Марково; 2 — Магадан; 3 — Каргополь; 4 — Элиста; 5 — Ола; 6 — Терско-Орловский; 7 — Ст
В этих районах в зимний период разности температур за отдельные декады, по-
лученные разными методами, могут достигать 1—1,5 °C.
Почти на всей территории России самой холодной является 3-я декада
января — 2-я декада февраля. Исключение составляют побережье п-ова Камчат-
102
ка, где наиболее низкая средняя декадная температура отмечается в 3-й декаде
февраля, и побережья и острова Баренцева и Карского морей (1—2-я декада
марта). На большей части территории России самыми теплыми являются 2-я и
3-я декады июля. Раньше всего достигает своего максимума средняя декадная
температура в Магаданской области и центральных областях Чукотки — в
3-й декаде июня — 1-й декаде июля. И наоборот, запаздывает наступление
жары в приморских районах — на Кольском полуострове, побережье Сахали-
на, Камчатки, Дальнего Востока, где максимальная средняя декадная темпера-
тура приходится на 1—2-ю декаду августа.
Летом и зимой изменение температуры от декады к декаде незначительно.
Обычно интенсивное повышение температуры воздуха происходит с конца фев-
раля — начала марта до 2—3-й декады мая. Однако в самом начале повышения
температуры в некоторых районах происходят возвраты холодов, отражающи-
еся на средних многолетних значениях декадной температуры. Так, средняя
многолетняя температура 1—2-й декады марта либо мало отличается от темпе-
ратуры последней декады февраля, либо (на побережье Кольского полуострова
и Магаданской области, в арктических районах европейской части России)
оказывается даже ниже ее. Это понижение температуры на общем фоне ее рос-
та прослеживается в несколько сглаженном виде даже при столетнем осредне-
нии, что свидетельствует о реальности существования данной календарной осо-
бенности годового хода декадной температуры. Возврат холодов происходит на
определенный промежуток времени в течение первых двух декад марта, очень
редко выходя за их пределы, что связано с перестройкой поля давления и вы-
носами холодного воздуха из Арктики в этот период. Эта особенность годового
хода декадной температуры обнаруживается почти во всех районах страны.
Рост температуры от декады к декаде весной изменяется от 6 °C в цент-
ральных районах России (Западная Сибирь, Красноярский край, Якутия) до 1,5—2 °C
на побережьях. Осеннее понижение происходит также более интенсивно в цен-
тральных областях (на 4—5 °C от одной декады к другой) и медленнее на побе-
режьях (до 0,8—1 °C).
Изменчивость значений декадной температуры несколько больше, чем из-
менчивость средней месячной температуры воздуха, но характер распределе-
ния ее во времени и пространстве аналогичен последней. Максимальные значе-
ния изменчивости отмечаются зимой — до 6—7 °C на Чукотке и в Западной Си-
бири, минимальные — летом (о == 2...3 °C).
Средняя суточная температура
Средние месячные и декадные значения температуры воздуха в силу боль-
шой изменчивости температуры во времени дают лишь самую общую характе-
ристику термического режима. Между тем существует целый ряд задач, для
решения которых необходима информация как о температуре отдельных су-
ток, так и о ее временной структуре. Такая информация используется в строи-
тельстве при проектировании ограждающих конструкций и инженерного обо-
рудования; в коммунальном хозяйстве при планировании теплоснабжения зда-
ний; в агрометеорологии при принятии стратегических решений; она необхо-
дима для повышения оправдываемости краткосрочных прогнозов и т. д.
Средняя суточная температура воздуха изменяется в широком диапазоне.
На рис. 4.6 приведены гистограммы повторяемости средней суточной темпера-
туры для Якутска и Архангельска. Очевидно, что распределение значений
103
Архангельск
Рис. 4.6. Распределение числа дней со средней суточной температурой воздуха.
средней суточной температуры для станций, расположенных в разных физи-
ко-географических условиях, имеет общие черты: большое рассеяние суточных
значений зимой (Якутск — 50 °C, Архангельск — 40 °C) и несколько меньшее
летом (20 и 25 °C соответственно); значительная асимметричность распределе-
ний (положительная в Якутске и отрицательная в Архангельске) зимой и уме-
ренная летом. Такой характер распределения значений суточной температуры
связан с их апериодическими колебаниями, обусловленными преимуществен-
но адвективными процессами. Совокупность этих колебаний принято характе-
ризовать такими параметрами временных рядов, как среднее квадратическое
отклонение, отражающее временную изменчивость температуры воздуха, и ко-
эффициент асимметрии, показывающий, насколько форма кривой распределе-
ния суточной температуры отличается от кривой нормального распределения.
Временная изменчивость средней суточной температуры воздуха является
хорошим показателем неустойчивости термического режима. Наибольшие зна-
чения осут для всей территории России, как и в случае средней месячной темпе-
ратуры, отмечаются зимой, когда особенно велики контрасты как между ши-
ротами, так и между океаном и сушей. Характер распределения изменчивости
средней суточной температуры также аналогичен распределению средней ме-
сячной температуры ввиду того, что он обусловлен теми же циркуляционными
процессами. В месячном разрешении влияние этих процессов сглажено, поэто-
му значения больше омес примерно в 2 раза. В январе (рис. П.4.11) значе-
ния осут достигают максимума (11 °C) на севере Восточно-Сибирского плоского-
рья и на Чукотке, в бассейне р. Анадыря. Еще один очаг со значениями осут до
10 С расположен на севере европейской части России, в бассейне р. Печоры.
В Центральной Якутии с ее устойчивым антициклоническим режимом значе-
ния егсут не превышают 7 °C. Такие же значения среднего квадратического от-
клонения отмечаются и в большинстве районов европейской части России. Мини-
мальные значения осут характерны для побережий, где они Hte превышают 5—6 °C.
Весной (рис. П.4.12) отмечается повсеместное уменьшение значений сред-
него квадратического отклонения суточной температуры воздуха. Границы
зимних очагов максимальной изменчивости размываются. Еще прослеживает-
ся область максимальных значений осут на Чукотке, но ее западная граница
смещается к бассейну р. Яны, а сами значения не превышают 7—8 °C. Центр
сибирского максимума поднимается в более северные широты. Здесь также на-
блюдается уменьшение егсут на 4—5 °C по сравнению с январскими значениями.
Наименьшая изменчивость отмечается на побережьях Дальнего Востока и Чер-
ного моря (2—3 °С).
Летом (рис. П.4.13.) в годовом ходе суточной изменчивости наблюдается ми-
нимум. На большей части территории России значения среднего квадратиче-
ского отклонения не превышают 3—4 °C и только в северных и северо-запад-
ных районах, на побережье арктических морей, где в это время наблюдаются
наибольшие контрасты температуры над поверхностями океана и суши, осут
увеличивается до 5—6 °C.
Осенью происходит перестройка полей по зимнему типу. В октябре
(рис. П.4.14) в северо-восточных областях России формируется очаг макси-
мальных значений (до 10 °C). Его образование в этом районе связано с быст-
рым понижением здесь температуры в течение месяца. Позднее, когда основ-
ную роль в формировании режима суточной температуры начнут играть адвек-
тивные факторы, этот очаг распадается на две уже известные нам области, одна из
которых сместится на восток, вторая — на юго-запад. Минимальные значения
105
•^еут осенью, как и во все предыдущие сезоны, наблюдаются на побережьях
Дальнего Востока, Черного и Каспийского морей, где они не превышают 3—
4 °C и где в сентябре—ноябре отмечается вторичный минимум значений сеут.
Межсуточная изменчивость температуры воздуха служит еще одним пока-
зателем изменчивости погоды и зависит главным образом от адвективного фак-
тора. Влияние радиации на разность температур двух соседних суток незначи-
тельно.
Средняя межсуточная изменчивость колеблется от 2—5 °C зимой до 1—2 °C .
летом. Наибольшая ее повторяемость приходится на значения ±2 °C (рис. 4.7),
однако отдельные разности температуры между соседними сутками могут
существенно отклоняться от указанных значений и достигать ±20 °C в холод-
ный период года и +10...15 °C — в теплый. Так, например, жители Санкт-Пе-
тербурга и Ленинградской области помнят, как в декабре 1973 г. температура
воздуха в ночь с 23 на 24 декабря повысилась на 25 °C, а в январе 1976 г., на-
против, упала на такое же значение за одни сутки. Тем не менее в целом связь
между значениями температуры соседних суток достаточно тесная и характе-
ризуется значениями коэффициента корреляции от 0,7 до 0,85 в зависимости
от сезона и местоположения станции (табл. 4.4).
Таблица 4.4
Коэффициенты корреляции средней суточной температуры соседних суток
Станция I II III rv V VI VII VIII IX X XI XII
Мурманск 0,75 0,80 0,78 0,75 0,77 0,75 0,75 0,73 0,77 0,77 0,74 0,78
Архангельск 0,77 0,80 0,78 0,77 0,77 0,77 0,79 0,79 0,78 0,78 0,77 0,81
Санкт-Петербург 0,81 0,81 0,81 0,77 0,77 0,80 0,80 0,78 0,79 0,77 0,78 0,81
Смоленск 0,79 0,77 0,77 0,78 0,79 0,78 0,75 0,78 0,77 0,73 0,77 0,78
Курск 0,79 0,77 0,78 0,80 0,82 0,78 0,76 0,80 0,78 0,77 0,78 0,80
Оренбург 0,74 0,77 0,78 0,80 0,78 0,81 0,77 0,80 0,79 0,73 0,78 0,74
Астрахань 0,79 0,82 0,81 0,80 0,76 0,80 0,77 0,78 0,77 0,74 0,78 0,77
Сочи 0,78 0,78 0,71 0,72 0,69 0,79 0,79 0,81 0,80 0,80 0,79 0,79
Енисейск 0,75 0,71 0,71 0,73 0,71 0,74 0,75 0,75 0,71 0,72 0,73 0,77
Якутск 0,76 0,73 0,76 0,78 0,77 0,73 0,76 0,76 0,75 0,78 0,77 0,77
Анадырь 0,84 0,84 0,83 0,81 0,81 0,75 0,68 0,71 0,79 0,77 0,78 0,82
Магадан 0,83 0,84 0,86 0,80 0,73 0,70 0,64 0,65 0,77 0,81 0,77 0,83
Владивосток 0,69 0,70 0,76 0,63 0,58 0,67 0,74 0,75 0,68 0,66 0,68 0,69
Автокорреляционная функция суточных значений температуры уменьша-
ется на 5-е сутки до 0,1—0,2, что позволяет сделать вывод о затухании связи
между ними к этому времени.
Районы наибольшей межсуточной изменчивости совпадают с районами
наибольших значений среднего квадратического отклонения средней суточной
температуры воздуха. На северо-востоке Западной Сибири, Среднесибирского
плоскогорья и на Чукотке ее зимние значения достигают 5—5,5 °C. Достаточно
велики значения межсуточной изменчивости и на северо-востоке европейской
106
Повторяемость Повторяемость
части России, где зимой они составляют 4—4,5 °C. Летом для всех районов Рос-
сии межсуточная изменчивость не превышает 1,5—2,5 °C.
Асимметричность распределения средней суточной температуры также
определяется такими факторами, как положение района по отношению к ЦДА,
состояние подстилающей поверхности, адвективные вторжения и др.
Анализ пространственно-временного распределения коэффициента асим-
метрии на территории России позволяет сделать вывод, что распределение
средней суточной температуры воздуха в подавляющем большинстве случаев,
особенно в холодное время года, не подчиняется нормальному закону Гаусса.
Рассчитанные для каждого месяца по 200 станциям России коэффициенты
асимметрии средней суточной температуры позволяют определить характер
рассеивания ее значений и степень отклонения их распределения от нормаль-
ного. В приложении на рис. П.4.15—П.4.18 представлены карты распределе-
ния коэффициента асимметрии средней суточной температуры по территории
России для центральных месяцев сезонов.
В январе (рис. П.4.15) территория России разделена линией нулевых значе-
ний коэффициента асимметрии на две части: западную с отрицательными зна-
чениями и восточную, где в это время года лишь на Камчатке и юге Сахалина
наблюдается небольшая отрицательная асимметрия (-0,1...-0,3). Граница раз-
дела этих зон проходит от побережья Новой Земли к югу Таймыра, а затем че-
рез Восточно-Сибирское плоскогорье опускается на юг Предбайкалья. Наи-
большие положительные значения коэффициента асимметрии характерны для
районов Восточной Сибири. Особенно велики они между хребтами Верхоян-
ским и Черского (0,8—0,9), что объясняется сильным радиационным выхола-
живанием в период стационирования в этом районе азиатского антициклона и
образованием здесь полюса холода, когда любая адвекция воздуха способна
лишь повышать температуру. В зоне отрицательной асимметрии очаги макси-
мальных значений As отмечаются в предгорьях Урала и Северного Кавказа
(от -0,7 до -1,2), где возможность резких повышений температуры воздуха
ограничена сопутствующим им снеготаянием.
В апреле (рис. П.4.16) положительная асимметрия отмечается в арктиче-
ских районах. На Таймырском полуострове и побережье Карского моря, в зоне
расположения области наиболее низких температур, значения As достигают
0,6—0,7. Зоны слабой положительной асимметрии отмечаются также в цент-
ральных районах европейской части России, на юге Приморского края и остро-
вах Курильской гряды. На остальной территории России асимметрия отрица-
тельна. В центре Западной Сибири, где в это время происходит интенсивное
разрушение снежного покрова, значения As равны —0,6...—0,7. На Камчатке,
находящейся под воздействием холодных вторжений с Охотского и Баренцева
морей, значения Ае возрастают до —1,0...—1,2.
Летом (рис. П.4.17) для всей территории России характерно симметричное
распределение средней суточной температуры воздуха. Небольшие отрицатель-
ные значения As (до —0,1...—0,3) в континентальных районах и положительные
(0,2—0,4) в районах с морским типом климата (за исключением теплых Черно-
го и Каспийского морей) позволяют говорить о нормальности распределения
суточной температуры в это время. Только на побережье и островах Арктиче-
ского бассейна наблюдаются значительные положительные значения коэффи-
циента асимметрии, достигающие максимума на Таймыре и островах Северной
Земли (до 2,0—2,2), что связано с адвекцией теплого воздуха с материка в лет-
нее время.
108
Характерной особенностью осеннего распределения коэффициента асим-
метрии средней суточной температуры воздуха на территории России является
отсутствие районов с его положительными значениями. В октябре (рис. П.4.18)
зона значительной асимметричности (As = —0,7...—1,1) охватывает территорию
Западной Сибири и междуречье Лены и Енисея. Границы этой зоны совпадают
с границами области средних дат появления снежного покрова в октябре. Изве-
стно, что при наличии снежного покрова при теплых вторжениях начинается
снеготаяние, понижающее температуру воздуха. Поэтому положительные от-
клонения при неустойчивом снежном покрове маловероятны. В ноябре эта зона
смещается на запад, отодвигаясь вслед за перемещением границы образования
снежного покрова. Для районов Центральной Якутии значения As в октябре не
являются показательными для осени в. целом, так как уже в ноябре в этом рай-
оне устанавливаются очень низкие значения температуры воздуха и отмечают-
ся положительные значения коэффициента асимметрии.
В целом годовой ход коэффициента асимметрии средней суточной темпера-
туры воздуха имеет сложный характер (рис. 4.8). На его кривой прослеживает-
ся целый ряд максимумов и минимумов. В одних случаях эти небольшие пони-
жения и повышения значений As связаны с погрешностями вычислений, так
как для расчета 3-го момента распределения необходимы очень длинные ряды
средней суточной температуры, а в других случаях они вызваны местными
условиями. Однако эти колебания коэффициента асимметрии невелики и не
нарушают общего характера его годового хода.
Суточный ход, или изменение температуры воздуха в течение суток, явля-
ется одной из наиболее важных характеристик термического режима.
Суточный ход температуры воздуха обусловливается ходом радиационного
баланса, который, в свою очередь, зависит от высоты солнца, продолжительно-
сти дня, режима облачности и т. п. В многолетнем суточном ходе (рис. 4.9) ми-
нимальные средние часовые температуры на большей части территории России
отмечаются перед восходом солнца и смещаются с 7—8 ч зимой до 3—5 ч в лет-
нее время. В арктических районах, в условиях полярной ночи, изменения тем-
пературы воздуха в среднем не превыщают 0,1—0,3 °C в течение суток, а суточ-
ный ход температуры воздуха в темное время года противоположен обычному,
т. е. максимум температуры отмечается в полночь, а минимум — в околополу-
денные часы (Диксон — ноябрь, о. Четырехстолбовый, Уэлен, fa. Челюскин —
декабрь), что связано со своеобразным суточным ходом скорости ветра в поляр-
ных широтах с октября по февраль с максимумом ночью и минимумом днем.
Время наступления среднего часового максимума в большей степени зависит от
местоположения станций. В континентальных районах максимальная темпе-
ратура отмечается зимой в 13—14 ч, а летом — в 15—16 ч. На побережье, как
правило, самая высокая температура наблюдается в 13—14 ч в течение всего
года, но на южных побережьях Приморья, Сахалина и Камчатки зимний су-
точный максимум наблюдается около 14—15 ч, а летом смещается на более
ранние сроки — 13—14 ч. В связи с этим интересно отметить, что и суточный
ход облачности в летние месяцы здесь отличается от других районов России:
максимальные ее значения приходятся на 11—12 ч, а не на 14—16 ч.
Основной характеристикой суточного хода является его амплитуда. В кли-
матологии принято различать амплитуды, вычисленные как разность между
средними значениями температуры наиболее теплого и холодного часа и между
максимальным и минимальным значениями температуры за сутки. Первая ам-
плитуда называется периодической и определяется суточным ходом, радиации,
сменой дня и ночи. Кроме периодических изменений, т. е. правильного суточ-
109
As Мурманск
0,1
-0,1
-0,3
-0.5
-0,7
A s Ростов-на-Дону
Енисейск
0,4
0,2
0
-0,2
-0,4
-0,6
-0,8
дг Владивосток
Рис. 4.8. Годовой ход коэффициента асимметрии А, средней суточной температуры воздуха.
ного хода температуры зависящего от хода радиационного баланса за сутки,
имеют место непериодические, вызываемые сменой воздушных масс при про-
хождении фронтов. Эти изменения происходят в любое время суток, нарушая
110
Январь
Апрель
Рис. 4.9. Суточный ход температуры воздуха Т.
1 — Ростов-на-Дону; 2 — Мурманск; 3 — Омск; 4 — Владивосток; 5 — м. Челюскин; 6 — Псков; 7 — Якутск.
суточный ход температуры, и определяют непериодическую амплитуду. Разно-
сти между периодической и непериодической амплитудой характеризуют, по
сути, внутрисуточную изменчивость, связанную с адвективными процессами.
111
Наибольшие разности прослеживаются зимой (рис. 4.10), когда суточный ход
температуры выражен слабо и периодическая амплитуда невелика, а измене-
ния температуры, связанные с усиленной циклонической деятельностью, мо-
гут быть значительны. Эти разности увеличиваются с юга на север, что легко
объяснимо полным отсутствием радиационного вклада в тепловой баланс в За-
полярье и постепенного его увеличения в южном направлении в это время. Раз-
ности амплитуд составляют от 7—9 °C в Архангельске и Туруханске до 3—4 °C в
Ростове, Магадане, Владивостоке. Летом во всех областях России они умень-
шаются до 2—3 °C.
Значение амплитуды температуры воздуха зависит от целого ряда факто-
ров. В работе [120] эти факторы разделены на две группы: постоянно действую-
щие (широта, долгота, высота места, близость водоемов, характер подстилаю-
щей поверхности и т. п.) и изменяющиеся во времени (приток солнечной ради-
ации, облачность, влажность, прозрачность атмосферы и т. п.). Так, например,
изменение амплитуды суточного хода температуры воздуха под влиянием мес-
тоположения часто выше, чем ее изменение в географическом разрезе. Наи-
более значительна зависимость от топографических условий: на вершинах и скло-
нах значения амплитуды суточного хода уменьшаются, а в узких долинах и кот-
ловинах — увеличиваются по сравнению с прилегающей равниной. На Кавказе
разности амплитуды суточного хода между положительными и отрицательными
формами рельефа могут достигать 6—8 °C. Еще сильнее выражено влияние форм
рельефа в более континентальном климате Алтая и Саян, где максимальные раз-
ности могут достигать летом 9—10 °C [106]. Близость водоемов также заметно
уменьшает амплитуду температуры воздуха на прилегающих участках суши.
Значительное влияние на значение амплитуды суточного хода температуры ока-
зывает и степень покрытости неба облаками, так как наличие облачности ослаб-
ляет ночью радиационное охлаждение, а днем — нагрев приземного слоя воздуха.
Минимальные значения амплитуды суточного хода на большей части тер-
ритории России отмечаются зимой. В европейской части в январе они колеб-
лются в пределах 6—8 °C и распределение изоамплитуд носит меридиональный
характер (например, вблизи 30° в.д. в Мурманске амплитуда суточного хода в
январе в среднем равна 6,6 °C, в Санкт-Петербурге — 5,6 °C, в Великих Луках —
6,1 °C). Такое распределение амплитуды суточного хода в этом районе связано с
большой неустойчивостью погоды на европейском севере зимой и относительно
большим вкладом радиации на юге. По мере продвижения на восток значения
средней амплитуды суточного хода возрастают. В азиатской части России в ян-
варе они составляют 8—12 °C. Максимальные зимние значения амплитуды от-
мечаются в районе Забайкалья (Багдарин — 16 °C, Чита — 14,4 °C). На побере-
жье Дальнего Востока амплитуда не превышает 4—5 °C. Необходимо отметить,
что на северо-восточном побережье Сахалина, юге Приморского края, южном
побережье Камчатки и Командорских островах минимальная амплитуда суточ-
ного хода отмечается не зимой, а летом (июнь—июль), что связано с действием
летнего муссона в этих районах. На арктическом побережье Восточной Сибири
наименьшие значения амплитуды также приходятся не на зимнее время, а на
начало осени, когда здесь отмечается наибольшая повторяемость пасмурных
дней.
С февраля начинается быстрый рост значений амплитуды суточного хода.
По мере продвижения от западных границ к восточным его интенсивность воз-
растает. Так, в Санкт-Петербурге от января к февралю значения амплитуды
возрастают на 1,6 °C, а в Якутске — на 3,2 °C. Рост значений амплитуды от
112
Рис. 4.10. Годовой ход периодической (1) и непериодической (2) средней амплитуды суточного
хода температуры воздуха Т.
113
Рис. 4.11. Годовой ход среднего квадратического отклонения о температуры воздуха в различные
часы суток.
114
зимы к весне происходит в основном в связи с увеличением нагревания подсти-,
лающей поверхности днем, особенно в южных и средних широтах, где в это
время наблюдается сход снежного покрова. В среднем от зимы к весне средняя,
амплитуда суточного хода на большей части территории России увеличивается
на 2—3 °C. Исключение составляют районы Восточной Сибири, где ее прирост к
апрелю достигает 4—6 °C (на востоке Якутии до 8 °C). В северных районах, где
приток солнечной радиации весной еще мал, нарастание амплитуды замедля-
ется (0—1 °C). Весной в европейской части России суточная амплитуда состав-
ляет 6 °C на севере и 10 °C на юге. В азиатской части ее значения изменяются от
8—10 °C в Западной Сибири до 15—17 °C в Восточной Сибири и Забайкалье.
В Верхоянске средняя амплитуда равна 19 °C, в Оймяконе — 22,3 °C, что связано
как с уже упомянутыми циркуляционными факторами, так и с особенностями
рельефа: известно, что в котловинах, в которых расположены эти станции, ам-
плитуда суточного хода увеличивается. На южном побережье Охотского моря
сохраняются значения амплитуды в пределах 4—6 °C. Весной, в марте—апре-
ле, амплитуда достигает своих максимальных значений на большей части Си-
бири и Дальнего Востока, так как весной в этих районах еще сохраняется анти-
циклоническая деятельность, а летом здесь располагается область пониженно-
го давления, что значительно уменьшает ночное выхолаживание и дневное по-
вышение температуры. В европейской части и на юге Сибири от весны к лету
отмечается рост средней суточной амплитуды в среднем на 1—2 °C. Летом рас-
пределение амплитуды носит хорошо выраженный широтный характер с наи-
меньшими значениями на севере (6—8 °C) и наибольшими на юге (12—14 °C).
Осенью повсеместно происходит уменьшение амплитуды суточного хода, свя-
занное с ослаблением притока тепла и увеличением циклонической деятельно-
сти, и только в южных районах европейской части России, где и приток тепла
остается сравнительно большим и преобладает в это время антициклоническая
погода, максимум отмечается в сентябре.
Изменчивость температуры воздуха в течение суток зависит от времени
года и местоположения станций. Зимой (рис. 4.11) в северных районах страны
амплитуда суточных колебаний среднего квадратического отклонения темпе-
ратуры не превышает 0,5 °C, а в умеренном поясе она изменяется от 1—1,5 °C в
европейской части до 2—2,5 °C в азиатской части страны. В это время мак-
симальные значения ст приходятся на утренние часы, а минимальные — на 14—16 ч.
Весной такой характер распределения ст в течение суток сохраняется в европей-
ской части страны севернее 60° с.ш. и в большинстве районов азиатской части,
за исключением южных районов Западной и Восточной Сибири и Дальнего
Востока. Здесь уже весной происходит переход к летнему типу распределения
среднего квадратического отклонения температуры в течение суток, характе-
ризующемуся наступлением минимума в ночные и предутренние часы, а мак-
симума — в 14—16 ч. В осенний и весенний переходные сезоны суточный ход
изменчивости температуры во многом похож, но на севере зимний тип распре-
деления в октябре проявляется слабее, чем в апреле.
4.1.2. Переход средней суточной температуры через различные пределы
Даты перехода средней суточной температуры через различные пределы
также широко используются в климатологической практике. Как указывалось
ранее, по срокам перехода средней суточной температуры через определенные
уровни выделяют климатические сезоны, отражающие погодные условия того
115
или иного периода года; продолжительность периодов выше определенных пре-
делов служит показателем климатических и агроклиматических условий, учет
которых позволяет принимать стратегические решения при планировании воз-
делывания сельскохозяйственных культур в разных районах страны: даты пе-
рехода через 5 °C рассматриваются как начало и конец вегетационного периода
хладостойких растений, переход через 10 °C — как начало и конец активной ве-
гетации для большинства сельскохозяйственных культур, а период с темпера-
турой выше 15 °C характеризует наиболее теплую часть лета, от продолжитель-
ности которой зависит успешное возделывание теплолюбивых растений.
Устойчивый переход средней суточной температуры воздуха через 0 °C
условно делит год на два периода — теплый и холодный. На территории России
даты перехода средней суточной температуры через 0 °C в период падения тем-
пературы воздуха изменяются с конца августа — начала сентября на островах
и побережье моря Лаптевых до 3-й декады декабря на юге Краснодарского
края (за исключением побережья Черного моря, где устойчивый переход сред-
ней суточной температуры через 0 °C не отмечается). На материке ранее всего
холодный период наступает в северных и северо-восточных районах Якутии и
на р. Колыме. Здесь в Колымской, Яно-Индигирской и Северо-Сибирской низ-
менностях, а также в Верхоянской и Оймяконской впадинах переход средней
суточной температуры через 0 °C происходит уже во 2—3-й декаде сентября.
Лишь на 5—7 дней этот переход задерживается на севере Забайкалья на Стано-
вом и Алданском нагорьях, а также в высокогорных областях Алтая й Саян.
В Западной Сибири почти на всей территории переход температуры через 0 °C
отмечается в течение октября и лишь севернее Салехарда установление отрица-
тельной температуры воздуха приходится на конец сентября.
В октябре наступает холодный период и на севере европейской части Рос-
сии. Здесь больше, чем в восточных районах России, выражен меридиональ-
ный ход изохрон в период перехода средней суточной температуры через 0 °C.
На северо-востоке период с отрицательными значениями температуры устанав-
ливается почти на месяц раньше, чем в северо-западных районах, что связано с
усилением влияния западного переноса на термический режим в это время.
В северо-западных и центральных областях и на юге Поволжья переход через 0 °C
осуществляется в начале ноября, в Ростовской и Астраханской областях — в
середине ноября, а в более южных широтах — в конце ноября — начале декабря.
Большое влияние на установление даты перехода оказывает рельеф. В предгор-
ной зоне Большого Кавказа холодный период года с температурой воздуха
ниже 0 °C наступает лишь в конце декабря — начале января, на высоте более
2000 м — в середине ноября, а выше 3000 м — с середины октября.
В отдельные , годы даты устойчивого перехода средней суточной температу-
ры воздуха через 0 °C могут значительно отклоняться от средних дат. Наиболь-
шая их изменчивость характерна для южных районов европейской части Рос=
сии и побережья Балтийского моря (Калининградская область), т. е. районов,
где устойчивый переход температуры через 0 °C отмечается не ежегодно. Сред-
нее квадратическое отклонение дат перехода средней суточной температуры
воздуха через 0 °C составляет здесь 16—18 дней (табл. 4.6), а 1 раз в 20 лет мо-
жет достигать 40—50 дней (табл. 4.5). Повышена изменчивость дат перехода и
на побережье Баренцева моря (ст= 11... 13 дней). Для остальных районов евро-
пейской части характерны значения о в пределах 8—10 дней. В азиатской
части страны среднее квадратическое отклонение дат перехода це превышает 6 дней
в Западной Сибири, уменьшаясь до 3—4 дней в северо-восточной части Якутии
116
Таблица 4.5
Отклонения (дни) от средней даты перехода температуры воздуха через О, 5, 10 и 15 °C
Районы 1 раз в 10 лет 1 раз в 20 лет
Весна Осень Веона Осень
0°С 5 "С 10 °C 15 °C 0'С 5 °C 10 °C 15 °C 0°С 5 °C 10 °C 15 °C о°с 5 °C 10 °C 15'С
Северное побережье европейской части России ±11 ±13 ±14 — ±17 ±10 ±10 - ±14 ±16 ±20 - ±21 ±13 ±13 -
Северные районы европейской части России ±15 ±11 ±14 — ±12 ±10 ±12 - ±17 ±14 ±20 — ±15 ±13 ±17 —
Кольский полуостров ±18 ±17 ±21 — ±18 ±14 ±20 — ±23 ±20 ±28 — ±23 ±17 ±24 —
Северо-запад европейской части России ±11 ±12 ±13 ±17 ±15 ±12 ±10 +14, -18 ±14 ±15 ±16 +27, -21 ±20 ±15 ±12 +18, -28
Центральные районы европейской части России ±10 ±8 ±10 +15, -10 ±12 ±11 ±10 ±10 ±15 ±10 ±15 +20, -14 ±15 ±13 ±15 ±14
Предволжье ±10 ±10 ±10 ±16 ±12 ±10 ±9 ±13 ±15 ±13 ±15 ±22 ±15 ±13 ±12 ±21
Заволжье ±8 ±10 ±10 ±13 ±10 ±10 ±9 ±13 ±10 ±13 ±15 ±15 ±12 ±13 ±12 ±16
Высокогорная часть Урала ±11 ±14 ±19 - ±10 ±10 ±13 - ±14 ±18 ±27 - ±15 ±14 ±17 -
Предуралье и Зауралье ±9 ±11 ±11 - ±12 ±13 ±10 - ±11 ±14 ±13 - ±15 ±10 ±12
Прикаспийская низменность ±12 ±8 ±7 ±7 ±12 ±11 ±10 ±10 ±16 ±12 ±10 ±10 +16 -22 ±15 ±13 ±14
Западное Предкавказье ±22 ±10 ±7 ±13 +47, -27 ±11 ±10 ±15 ±31 ±12 ±10 ±15 +55, -39 ±15 ±13 ±18
Восточное Предкавказье ±16 ±10 ±6 ±13 +26, -18 ±11 ±10 ±15 ±20 ±12 ±8 ±15 +43, -23 ±15 ±13 ±18
Север азиатской части России ±10 ±15 ±14 — ±8 ±8 ±11 — ±12 ±12 ±17 — ±12 +10 ±12 -1
Окончание табл. 4.5
Районы 1 раз в 10 лет 1 раз в 20 лет
Весна Осень Весна Осень
0°С 5 °C 10 "С 15 °C 0°С 5 °C 10 °C 15 °C 0°С 5 °C 10 °C 15 °C 0 °C 5 °C 10 °C 15 °C
Западная Сибирь ±8 ±8 +10 +10 ±8 ±8 ±10 ±5 ±12 ±12 ±15 ±13 ±12 ±10 ±12 ±10
Предбайкалье ±7 ±7 ±6 ±9 ±7 ±6 ±5 ±9 ±9 ±9 ±8 ±14 ±9 ±7 ±8 ±14
Забайкалье ±7 ±8 ±12 ±11 ±14 ±10 ±15 ±12 ±14 ±11 ±15 ±14 ±17 ±14 ±19 ±15
Центральная Якутия ±8 ±5 ±9 ±12 ±5 ±7 ±7 ±9 ±9 ±7 ±14 ±15 ±7 ±9 ±8 ±11
Камчатка (центральная) ±6 ±5 +7 ±5 ±6 ±6 ±8 ±7 ±8 ±7 ±13 ±7 ±7 ±8 ±10 ±9
Дальний Восток ±5 ±5 ±5 ±6 ±4 ±4 ±5 ±5 ±8 ±8 ±8 ±8 ±5 ±5 ±6 ±7
Сахалин и Курильские острова ±7 ±9 +5, -10 - ±6 ±8 +13, -10 - ±9 ±11 +6, -21 - ±8 ±10 +17, -15 -
Примечание. „+” и — соответственно более ранний и более поздний переход в периоды повышения и понижения температуры воздуха
и на юге Хабаровского края, и лишь на островах Берингова моря и на западном
побережье Чукотки возрастает до 8—10 дней.
Дальнейшее понижение температуры воздуха сопровождается образовани-
ем устойчивого снежного покрова, а вскоре после его образования начинаются
устойчивые морозы и устанавливается зимний режим температуры. Период от
даты перехода средней суточной температуры через 0 °C до начала устойчивых
морозов (наступления зимы) по характеру погоды может быть назван предзи-
мьем. В европейской части России наиболее длительный период предзимья ха-
рактерен для северо-западных районов, где он составляет 25—27 дней, что свя-
зано с поздним установлением снежного покрова из-за отепляющего влияния
Атлантики. Ранее всего в европейской части страны зима начинается на восто-
ке, где разности между датами перехода через 0 °C и начала устойчивых моро-
зов составляют 17—19 дней. В остальных районах рассматриваемой террито-
рии они находятся в пределах 20—22 дней. В Западной Сибири и Краснояр-
ском крае период предзимья длится от 12—15 дней на севере до 20—25 дней на
юге. Очень короток этот период на северо-востоке азиатской части России и в
центральных районах Якутии, где его продолжительность не превышает 9—
11 дней. На юге Забайкалья, Иркутской области и Дальнего Востока период
предзимья примерно в 2 раза длиннее, а на южных островах Курильской гряды
он может достигать 28—30 дней (рис. 4.12).
Начало устойчивых морозов почти совпадает с переходом температуры воз-
духа через —5 °C на большей части Восточной и Западной Сибири и в централь-
ных областях европейской части России. В северных районах России, в Пред-
кавказье и на побережьях Азовского и Охотского морей дата перехода через -5 °C
опережает дату начала морозов на 12—18 дней (на побережье Баренцева моря
до 30 дней), а в Алтайском крае, Минусинской котловине, Предбайкалье и Ха-
баровском крае устойчивые морозы начинаются на 8—12 дней ранее.
Переход температуры воздуха через -5 °C отмечается почти на всей террито-
рии России, но в европейской части, южнее Среднерусской и Приволжской воз-
вышенностей, отрицательная температура воздуха ниже -5 °C устойчиво сохра-
няется лишь в горных районах Северного Кавказа, расположенных выше 1000 м.
Понижение температуры от 0 до -5 °C происходит не равномерно. На Севе-
ро-Западе европейской части России длительность этого перехода составляет
около месяца, на юге — на 3—5 дней больше. По мере продвижения на восток
отмечается уменьшение числа дней между датами перехода через указанные
уровни до 18—20 дней в центральных областях России и Западной Сибири и
10—12 дней в Центральной и Восточной Якутии.
Примерно за такой же промежуток времени происходит переход средней
суточной температуры воздуха через -10 °C. Однако устойчивый период с тем-
пературой воздуха ниже —10 °C в европейской части России отмечается только
к северо-востоку от линии, идущей от Ладожского озера через Волгоградскую
область к северо-восточному побережью Каспийского моря. Юго-западнее этой
линии число дней со средней суточной температурой ниже -10 °C составляет от
35—40 дней в Ленинградской области до 10 дней на юге Краснодарского края.
В азиатской части России лишь на юго-восточном побережье Камчатки и остро-
вах Курильской гряды устойчивый переход температуры воздуха через -10 °C
происходит не ежегодно, а в 30—35 % лет
Продолжительность периодов со средней суточной температурой ниже -5 и
-10 °C тесно связана с датой перехода через эти значения (рис. 4.13). Самые се-
верные станции (м. Челюскин, Амдерма, Диксон и др.) характеризуются боль-
шей продолжительностью периодов при равных датах переходов (рис. 4.13 а).
119
Рис. 4.12. Период (дни)
между средними датами конца устойчивых морозов и перехода средней суточной температуры через О "С. Весна.
Продолжительность Продолжительность
121
Дальнейшее понижение температуры воздуха происходит с той же скоро-
стью, что и между датами перехода через -5 и -10 °C. Устойчивый переход
средней суточной температуры воздуха через -15 °C в европейской части Рос-
сии отмечается лишь в северо-восточных районах в бассейне рек Печоры и Вы-
чегды, а в азиатской части (за исключением упоминавшихся уже прибрежных
районов Дальнего Востока) и в Арктике устойчивое понижение температуры
ниже -15 °C отмечается ежегодно. Только на юре Западной Сибири в отдельные
годы (10—15 %) устойчивый.переход не прослеживается.
В условиях чрезвычайно суровых зим в азиатской части России отмечаются
устойчивые переходы средней суточной температуры воздуха и через уровни
более низких значений. Так, ежегодно понижается ниже -30 °C температура в
Центральной и Восточной Якутии, а в котловинах Янского и Оймяконского
плоскогорий в 10—15 % лет отмечается и период с температурой ниже -50 °C,
средняя продолжительность которого составляет 15—20 дней.
Наибольшая продолжительность холодного периода года отмечается на ост-
ровах и побережье Арктического бассейна. Так, на Земле Франца-Иосифа тем-
пература воздуха ниже 0 °C удерживается в течение почти 11 мес (330—
310 дней). На материке зима наиболее продолжительна на побережье северных
морей восточнее Новой Земли (260—300 дней) и в северной части Среднеси-
бирского плоскогорья, где в районе гор Путорана температура воздуха выше 0 °C
отмечается лишь 70—100 дней. На 10—20 дней короче холодный период в гор-
ных районах на северо-востоке Сибири, в северном Забайкалье и на Чукотке.
В Западной Сибири продолжительность периода с отрицательной температурой
изменяется от 220 дней в низовьях Оби до 170—180 дней в предгорьях Алтая.
Наиболее короткий холодный период в азиатской части России отмечается на
южных побережьях Сахалина и Приморского края, где он составляет 120—
130 дней в году.
В европейской части России уменьшение продолжительности холодного
периода происходит в направлении с северо-востока на юго-запад, и температу-
ра ниже 0 °C удерживается здесь от 200—210 дней в северном Предуралье до
60—70 дней на равнинах западного Предкавказья. Хотя влияние высоты мест-
ности на продолжительность холодного периода более или менее сглажено, в
высокогорных районах Северного Кавказа отмечается его увеличение на 3—4 дня
на каждые 100 м высоты (рис. 4.14).
Продолжительность холодного периода из года в год может значительно из-
меняться (рис. П.4.19). Наибольшей устойчивостью продолжительности зимы
характеризуются районы северо-восточной части Якутии и Хабаровского края.
Здесь значения ее среднего квадратического отклонения не превышают 5—
5,5 дней и даже с вероятностью 1 раз в 20 лет отклонения от средних значений
составляют лишь 10—13 дней. На остальной территории азиатской части Рос-
сии среднее квадратическое отклонение продолжительности периодов с отри-
цательной температурой воздуха изменяется от 10—11 дней в Западной Сиби-
ри до 7—9 дней на северо-востоке Азии и на Камчатке.
В европейской части России ст несколько больше. В ее центральных районах
значения ст составляют 10—12 дней, в северных и северо-западных районах —
15—16 дней, а на побережьях Белого и Баренцева морей — 17—19 дней (откло-
нения продолжительности холодного периода, возможные 1 раз в 20 лет, состав-
ляют ± 30...32 дня). Наиболее неустойчивый период с температурой ниже О °C отме-
чается на юге страны. Здесь, южнее Ростова-на-Дону, среднее квадратическое
отклонение равно 22—24 дня, а максимальные отклонения от средних значе-
ний продолжительности холодного периода изменяются от 25—35 дней в райо-
не Миллерово до 40—55 дней в западном Предкавказье. Это единственный ре-
гион в России, где отклонения от среднего значения в сторону более короткого
122
а)
Продолжительность Продолжительность
Рис. 4.14. Зависимость продолжительности периодов с температурой ниже О 'С (а) и
выше 5,10 и 15 "С (б, соответственно кривые 1—3) от высоты (м) в горах Северного Кав-
123
холодного периода, возможные 1 раз в 20 лет, превышают отклонения более
длительного периода с той же вероятностью на 14—16 дней.
За 11—15 дней до перехода средней суточной температуры через 0 °C на се-
веро-востоке азиатской части и 20—25 дней в остальных районах России пре-
кращаются устойчивые морозы и начинается ранневесенний период (рис. 4.15).
Наиболее продолжителен этот период в западной части Среднесибирского плос-
когорья, в долине р. Енисея, в предгорьях Северного Урала и Алтая (до 30 дней
и более), т. е. в районах, характеризующихся наиболее снежными зимами (сред-
няя из наибольших декадных высот снежного покрова достигает 8Q—100 см).
В период подъема температуры устойчивый переход средней суточной тем-
пературы воздуха через 0 °C ранее всего, уже во 2—3-й декаде февраля, отмеча-
ется на равнинах Предкавказья (табл. 4.6). В горных и высокогорных районах
Большого Кавказа приход весны происходит позже. В среднем при повыше-
нии местности на 100 м наступление дат перехода через 0 °C задерживается на
1—2 дня [60]. Поэтому в зоне 2000 м переход через 0 °C осуществляется в 1—
2-й декаде апреля, а в зоне 3000 м — в 1-й декаде мая.
По мере продвижения на север время перехода к положительным значени-
ям средней суточной температуры сдвигается на более поздние сроки. В евро-
пейской части России, севернее Центрально-черноземных областей, вплоть до
побережья Белого моря переход через 0 °C происходит в течение апреля. Почти
во всех центральных районах европейской части России смена знака темпера-
туры приходится на 1-ю декаду апреля. В Архангельской области и юго-восточ-
ной части Республики Коми температура переходит через 0 °C в 3—4-й декаде
апреля, а на крайнем востоке — в 1-й декаде мая. На островах атлантического
сектора Арктики (Новая Земля, Земля Франца-Иосифа) переход через 0 °C от-
мечается в 1-й декаде, а на севере — в конце 3-й декады июня. Резкое наруше-
ние широтной зональности прослеживается в Челябинской, Свердловской и
Курганской областях (бассейн левых притоков р. Тобола), где по всей полосе
Зауралья между 50 и 60° с.ш. переход через 0 °C наблюдается во 2-й декаде ап-
реля одновременно. На остальной территории Западной Сибири изохроны рас-
пределены почти зонально, с небольшим уклоном с северо-запада на юго-вос-
ток. Их значения изменяются от 1-й декады апреля в равнинных районах Ал-
тая до 2-й декады июня на побережье Карского моря. На побережье восточнее
м. Челюскин нулевая температура появляется между 5 и 10 июня, в более вы-
соких широтах, на островах Северной Земли — во 2-й декаде июля. „Языки” в
ходе изохрон над Карским и Чукотским морями и морем Лаптевых связаны с
частым притоком в эти районы масс холодного арктического воздуха, задержи-
вающего приход весны. По мере продвижения от побережья к югу даты перехода
через 0 °C сдвигаются на более ранние сроки. В конце мая происходит этот пере-
ход на севере Среднесибирского плоскогорья. В это же время весна наступает и
в районах Колымской и Яно-Индигирской низменностей. Задерживается пере-
ход средней суточной температуры через 0 °C в районе п-ова Таймыр и на Севе-
ро-Сибирской низменности. Здесь, наряду с суровым температурным режи-
мом, исключительно высокий снежный покров (до 70 см за зиму в западной ча-
сти Северо-Сибирской низменности) [117], что способствует значительному за-
паздыванию сроков наступления весны (на 12—15 дней). В центральной части
Среднесибирского плоскогорья переход средней суточной температуры через 0 °C
происходит в конце апреля — начале мая, а в южной его части — около середины
апреля. В это же время отмечается переход к положительным температурам в
Предбайкалье и на Витимском плоскогорье в Забайкалье. На Становом и Алдан-
ском нагорьях, а также в центральных районах Якутии он задерживается до
начала мая. Очень поздно, в 1-й декаде июня, происходит устойчивый переход
температуры воздуха через 0 °C в глубоких котловинах восточной части Якутии.
124
Рис. 4.15. Период (дни) между средними датами конца устойчивых морозов и перехода средней суточной температуры через О ’С. Осень.
Таблица 4.6
Даты устойчивого перехода средней суточной температуры через О °C
Станция Период повышения температуры Период понижения температуры
Самая ранняя дата Средняя дата Самая поздняя дата ст Самая ранняя дата Средняя дата Самая поздняя дата о
Архангельск 18 III1950 г. 16 IV 11 V 1941 г. 9,0 3 X 1977 г. 27 X 23 XI1958 г. 10,0
Печора 19 III I960 г. 17 IV 16 V 1952 г. 9,0 19 IX 1976 г. 16 X 22 XI 1967 г. 7,4
Вологда 6 III 1975 г. 4 IV 26 IV 1941 г. 7,6 27 IX 1939 г. 29 X 1 11967 г. 9,6
Мурманск 2 IV 1962 г. 27 IV 23 V 1965 г. 11,9 28 IX 1978 г. 24 X 21 XII1950 г. 9,6
Санкт-Петербург 9 III 1943 г. 31 III 18 IV 1966 г. 9,8 11 X 1941 г. 21 XI 13 11952 г 11,8
Курск 3 III 1978 г. 24 III 13 IV 1965 г. 9,2 14 X 1976 г. 15X1 16 XII 1962 г. 10,0
Ростов-на-Дону 7 II 1973 г. 11 III 1 IV 1956 г. 11,9 30 X 1953 г. 9 XII 23 I 1948 г. 16,3
Астрахань 21 II 1966 г. 15 III 1 IV 1956 г. 11,6 30 X 1953 г. 30 XI 12 11948 г. 14,4
Казань 7 III 1975 г. 2 IV 21 IV 1945 г. 7,0 6 X 1946 г. 4X1 25 I 1959 г. 7,7
Екатеринбург 21 III 1961 г. 5 IV 24 IV 1979 г. 5,9 1 X 1959 г. 25 X 17 XI 1936 г. 8,3
Няксимволь 19 III 1962 г. 17 IV 21 V 1972 г. 7,7 24 IX 1976 г. 13 X 16 XI 1958 г. 7,0
Омск 22 III 1961 г. 7 IV 25 IV 1937 г. 6,3 2 X 1970 г. 23 X 13 XI1938 г. 6,2
Хатанга 12 V 1941 г. 1 VI 16 VI 1962 г. 5,9 6 IX 1957 г. 21 IX 13 X 1947 г. 4,0
Енисейск 24 IX 1961 г. 6 IV 9 V 1969 г. 6,7 2 X 1970 г. 16 X 3 XI 1978 г. 4,9
Иркутск 16 III 1938 г- 9 IV 26 IV 1966 г. 5,5 5 X 1939 г. 20 X 3 XI 1977 г. 5,1
Верхоянск 14 IV 1975 г. 30 IV 14 V 1961 г. 4,2 21 IX 1946 г. 4Х 25 X 1947 г. 3,2
Якутск 10 IV 1978 г. 26 IV 11 V 1940 г. 3,8 17 IX 1977 г. 1 X 15 X 1971 г. 3,2
Алдан 6 IV 1968 г. 2 V 20 V 1954 г. 7,1 10 IX 1946 г. 29 IX 16 X 1949 г. 8,5
Марково 26 IV 1945 г. 15 V 1 VI 1976 г. 6,1 8 IX 1965 г. 29 IX 10 X 1959 г. 4,2
Магадан 18 IV 1962 г. 8 V 27 V 1946 г. 3,8 22 IX 1962 г. 12 X 5 XI 1955 г. 6,1
Охотск 23 IV 1951 г. 8 V 27 V 1946 г. 5,3 27 IX 1962 г. 12 X 3 XI 1969 г. 4,1
Хабаровск 16 III 1959 г. 4 IV 12 IV 1967 г. 4,6 12 X 1978 г. 30 X 10 XI 1957 г. 3,2
Благовещенск 16 III 1959 г. 5 IV 24 IV 1969 г. 4,9 10 X 1950 г. 23 X 6 XI 1963 г. 3,5
Ключи 5 IV 1962 г. 26 IV 13 V 1975 г. 5,0 4 X 1969 г. 25 X 18'11974 г. 4,2
Петропавловск- Камчатский 11 IV 1961 г. 28 IV 15 V 1946 г. 6,7 23 X 1950 г. 4X1 2 XII1942 г. 6,8
Владивосток 13 III 1963 г. 26 III 7 IV 1949 г. 5,2 30 X 1972 г. 14 XI 27 XI 1978 г. 4,0
На Дальнем Востоке даты перехода средней суточной температуры через О °C
изменяются от 1—2-й декады мая в районе Станового хребта до 1—2-й декады
апреля на юге Приморского края, Сахалина, Камчатки и Курильских островов.
На узкой полосе побережья Японского моря и в районе оз. Ханко отмечаются
самые ранние в азиатской части России даты наступления теплого периода —
3-я декада марта.
Среднее квадратическое отклонение дат перехода через О °C весной в целом
распределяется по территории России так же, как и осенью, но изменчивость
дат наступления теплого периода во время подъема температуры на 1—2 дня
больше, чем в период ее падения (см. табл. 4.6), в азиатской части страны и на
крайнем севере европейской части. В центральных, северо-западных и южных
областях европейской части о дат перехода средней суточной температуры
через О °C весной на 2—3 дня (на юге до 5 дней) больше, чем в период осеннего
понижения температуры.
С переходом средней суточной температуры через О °C начинается таяние
снега и оттаивание почвы. Температура воздуха быстро поднимается. Период
от даты перехода через О °C до даты перехода через 5 °C на большей части терри-
тории России длится 15—20 дней (табл. 4.7); в резко континентальных райо-
нах Сибири и на юго-востоке европейской части страны (Оренбургская область,
Заволжье), т. е. в районах, характеризующихся наиболее интенсивным подъ-
емом температуры воздуха весной, он составляет 10—14 дней. Затягивается пе-
риод подъема температуры между указанными уровнями на северо-западе ев-
ропейской части страны, где он составляет 25—30 дней (на побережье Баренце-
ва моря до 35 дней), и побережьях Охотского и Японского морей (35—40 дней)
Наиболее ранний устойчивый переход через 5 °C происходит на побережье
Черного моря. В районе Сочи уже в 1-й декаде марта в 70—80 % лет устанавли-
вается средняя суточная температура выше 5 °C. На широте Центрально-черно-
земных областей этот переход отмечается в 1-й половине апреля, а севернее,
до 60° с.ш., — во 2-й половине этого месяца. В азиатской части страны в это время
переход средней суточной температуры воздуха наблюдается еще только в пред-
горьях Алтая, на юге Красноярского края и Забайкалья и в Хабаровском крае.
В Карелии, Архангельской области и Республике Коми устойчивый период
с температурой выше 5 °C начинается лишь в 1-й половине мая. Примерно в это
же время устанавливается данный период на юге Сибири, а к концу мая — на
всей территории России южнее 65° с.ш. Исключение представляют горные рай-
оны в северо-восточной части Якутии и Колымской низменности, где вследст-
вие застаивания холодного воздуха эта дата приходится на 1-ю декаду июня.
•Еще позднее, а именно в конце июня, отмечается переход через 5 °C на севере
Среднесибирского плоскогорья и в районах нижнего течения р. Енисея. На ост-
ровах и арктическом побережье морей Карского и Лаптевых устойчивый пере-
ход через 5 °C происходит лишь в 20—40 % лет.
В отдельные годы дата перехода через 5 °C отклоняется от средних дат
на± 5... 10 дней в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке и на± 10... 15 дней в
большинстве районов европейской части России и Западной Сибири. Наиболь-
шая изменчивость характерна для северо-западных районов европейской части
и побережья Баренцева и Белого морей, где отклонения дат перехода с вероят-
ностью 1 раз в 20 лет составляют ± 15...20 дней (см. табл. 4.5).
Продолжительность периода с температурой выше 5 °C изменяется от 20—
40 дней в арктических районах до 200—300 дней на юго-западе России.
Период подъема температуры воздуха между датами перехода через 5 и 10 °C
занимает почти столько же времени, сколько между датами перехода через 0 и
5 °C. Некоторая тенденция к замедлению роста температуры отмечается на юге
Даль него Востока. Очень медленно, на протяжении почти двух месяцев, уста-
127
Таблица 4.7
Число дней между датами перехода средней суточной температуры через О—5, 5—10, 10—15 °C
весной (числитель) и осенью (знаменатель)
Станция Граница перехода, "С Станция Граница перехода, °C
0—5 5—10 10—15 0—5 5—10 10—15
Амдерма 25/25 — — Байкит 17/17 17/18 20/24
Диксон 46/31 — Красноярск 16/19 20/20 22/25
Тикси 23/16 — — Кызыл 11/13 18/17 23/13
Архангельск 25/24 22/22 28/30 Иркутск 18/20 24/21 25/22
Троицко-Печорское 26/20 20/21 28/32 Улан-Удэ 17/17 22/17 20/17
Вологда 19/25 22/22 31/27 Петровский Завод 21/17 20/17 23/25
Мурманск 35/25 24/29 — Оленек 11/20 12/20 —
Санкт-Петербург 20/29 25/25 29/27 Верхоянск 10/15 12/18 28/27
Новгород 17/28 22/25 32/30 Оймякон 10/17 14/19
Москва 15/23 17/23 34/24 Якутск 13/14 15/16 15/18
Казань 15/21 14/20 26/20 Марково 11/17 14/23
Самара 14/19 13/18 20/18 Магадан 26/14 27/23 —
Оренбург 11/16 11/18 19/17 Охотск 31/12 26/21 —
Ростов-на-Дону 19/22 12/22 19/19 Благовещенск 14/11 20/16 23/19
Астрахань 14/20 16/21 17/21 Хабаровск 13/12 21/15 23/19
Сочи — 60/53 36/34 Ключи 24/19 17/23 35/38
Свердловск 18/18 23/22 25/26 Петропавловск-Камчатский 39/23 33/30
Салехард 23/17 17/25 — Владивосток 20/14 32/16 36/22
Томск 16/16 19/21 23/25 Александровск-Сахалинский 28/17 26/20 31/18
Хатанга 10/21 11/21 — Курильск 39/27 41/31 33/34
навливается температура выше 10 °C на Черноморском побережье Краснодар-
ского края (см. табл. 4.7).
С переходом температуры через 10 °C начинается активная вегетация расте-
ний. В европейской части России, южнее Ростова-на-Дону, переход через 10 °C
отмечается во 2-й декаде апреля. К югу по мере увеличения высоты местности
дата наступления средней суточной температуры воздуха 10 °C и выше отодви-
гается на более поздние сроки. На высоте 1500 м она обычно приходится на 15—
20 мая, а на высотах более 2500 м дни с устойчивой средней суточной темпера-
турой более 10 °C отсутствуют.
Севернее линии Курск—Оренбург температура воздуха поднимается выше
10 °C в 1-й декаде мая. Широтный ход изохрон, свойственный этому периоду
года, нарушается на Среднерусской и Приволжской возвышенностях, где пере-
ход через 10 °C задерживается в среднем на 5—10 дней. Крупные реки и водо-
емы также несколько задерживают весенний подъем температуры, что особен-
но отчетливо проявляется на датах перехода через 10 °C. В центральных облас-
тях европейской части России, включая Вологодскую и Кировскую, переход
температуры через 10 °C происходит в течение мая, а на северо-востоке евро-
пейской части, в Архангельской области и на Кольском полуострове — только
в июне. На Северном Урале с высоты 600 м устойчивый переход температуры
через 10 °C не отмечается в 20 % лет, а выше 750 м — более чем в 50 % лет. На
островах Баренцева моря температура воздуха более 10 °C наблюдается лишь в
отдельные дни, а на побережье Кольского полуострова, особенно на мысах и близ-
лежащих островах, переход через 10 °C происходит не ежегодно, а в 70—80 % лет.
Не бывает устойчивого периода с температурой выше 10 °C и в арктических
районах азиатской части России. Здесь лишь в отдельные, очень редкие годы
наблюдается максимальная суточная температура от 10—12 °C на островах до
25 °C на побережье северных морей. Южнее, в тундровой зоне азиатской части
России, период активной вегетации наступает лишь во 2-й декаде июля, на вос-
токе — в 1-й декаде. На большей части Восточной Сибири и на Камчатке актив-
ный вегетационный период начинается в июне и только в бассейнах рек Ви-
тима и Лены, на юге Дальнего Востока и в долине р. Енисея в районе Красноярска —
в конце мая. В Западной Сибири в южном Заполярье переход средней суточной
температуры через 10 °C затягивается с конца июня до начала июля, севернее
широты Ханты-Мансийска период с температурой выше 10 °C устанавливается
в 1—2-й декаде июня, а южнее 60° с.ш. — с 1—2-й декады мая в районе Телец-
кого озера до конца мая.
Изменчивость дат перехода через 10 °C несколько больше, чем при перехо-
де через 0 °C (табл. 4.8). Значительная изменчивость отмечается в северных
районах европейской части России (о^ 10... 12 дней). На побережье Баренцева
моря, где температура выше 10 °C поднимается не ежегодно, среднее квадрати-
ческое отклонение дат начала активного вегетационного периода достигает
13—15 дней и в отдельные годы этот период может начаться раньше среднего
срока более чем на месяц или задержаться на такой же срок. Такие же значе-
ния среднего квадратического отклонения характерны для дальневосточных
Курильских и Командорских островов, при этом на Курильских островах от-
клонение от средних дат с вероятностью 1 раз в 20 лет в холодные годы состав-
ляет лишь 5—6 дней, а в аномально теплые годы оно может достигать более
3 недель. Повышена изменчивость дат перехода и в горных районах. Так, на-
пример, в горных частях Северного и Южного Урала отклонения от средних
дат перехода, возможные 1 раз в 20 лет, почти на 2 недели больше, чем в Пред-
уралье и Зауралье. Наименьшая изменчивость (5—6 дней) наблюдается в
континентальных районах Восточной Сибири и на юге Дальнего Востока (3—5 дней).
129
Таблица 4.8
Даты устойчивого перехода средней суточной температуры через 10 “С
Станция Период повышения температуры Период понижения температуры
Самая ранняя дата Средняя дата Самая поздняя дата о Самая ранняя дата Средняя дата Самая поздняя дата ст
Архангельск 8 V 1943 г. 2 VI 26 VI 1971 г. 11,9 23 VIU 1973 г. 10 IX б X 1974 г. 10,9
Печора 1 V 1962 г. 1 VI 28 VI 1979 г. 8,3 19 VIH 1978 г. 4 IX 24 IX 1951 г. 7,9
Вологда 24 IV 1943 г. 17 V 8 VII 1958 г. 9,1 23 VIH 1973 г. 12 IX 6 X 1974 г. 6,5
Мурманск 20 V 1980 г. 26 VI 26 VH 1951 г. 12,8 8 VII 1956 г. 30 VHI 2 X 1974 г. 11,6
Санкт-Петербург 18 IV I960 г. 17 V 11 VI 1941 г. 9,6 1 IX 1941 г. 23 IX 18 X 1979 г. 6,7
Курск 30 Ш 1976 г. 25 IV 12 V 1976 г. 6,2 11 IX 1960 г. 26 IX 19 X 1967 г. 6,9
Ростов-на-Дону 26 1П 1966 г. 13 IV 30 IV 1948 г. 6,6 24 IX 1948 г. 16 X 29 XI 1969 г. 7,7
Астрахань 24 Ш 1977 г. 13 IV б V 1946 г. 5,7 24 IX 1941 г. 14 X 19 XI 1954 г. 5,6
Казань 7 IV 1975 г. 9 V 7 VI 1947 г. 6,6 27 VIII 1939 г 21 IX 18 X 1974 г. 6,0
Екатеринбург 18 IV 1967 г. 13 V 10 VI 1978 г. 7,9 26 VHI1939 г. 17 IX 11 X 1974 г. 6,0
Няксимволь 1 V 1962 г. 2 VI 30 VI 1970 г. 6,3 8 VHI1969 г. 3 IX 25 IX 1959 г. 5,9
Омск 16 IV 1974 г 11 V 6 VI 1971 г. б,б 25 VIII 1947 г. 18 IX 7 X 1966 г. 5,2
Хатанга 4 VI 1959 г. 23 VI 9 VII 1980 г. 7,6 4 VIH 1970 г. 17 VHI 10 IX 1964 г. 5,7
Енисейск 6 V 1962 г. 24 V 18 VI 1949 г. 6,6 18 VTII 1947 г. 8 IX 30 IX 1939 г. 5,5
Иркутск 20 IV 1943 г. 20 V 23 VI 1961 г. 5,1 23 VIH 1957 г. 8 IX 30 IX 1966 г. 4,5
Верхоянск 16 V 1968 г. 31 V 16 VI 1962 г. 6,2 6 VIII 1946 г. 22 VHI 4 IX 1970 г. 8,3
Якутск 13 V 1975 г. 27 V 9 VI 1943 г. 5,7 13 VHI 1975 г. 5 IX 17 IX 1949 г. 5,4
Алдан 18 V 1953 г. 3 VI 21 VI 1950 г. 8,6 12 VIII 1979 г. 2 IX 27 IX 1967 г. 5,6
Марково 27 V 1970 г. 13 VI 8 VII I960 г. 6,6 8 VIII 1956 г. 22 VIII 7 IX 1968 г. 6,5
Магадан 13 VI 1955 г. 4 VII 21 VII 1946 г. 7,8 16 VIH 1967 г. 3 IX 18 IX 1944 г. 6,9
Охотск 14 VI 1962 г. 1 VII 27 VII 1966 г 6,6 3 IX 1949 г. 15 IX 24 IX 1943 г. 6,2
Хабаровск 17 IV 1967 г. 10 V 30 V 1969 г. 5,1 9 IX 1967 г. 30 IX 12 X 1958 г. 3,3
Благовещенск 17 IV 1967 г. 9 VI 29 V 1969 г. 5,1 8 IX 1964 г. 24 IX 9 X 1971 г. 3,2
Ключи 22 V 1948 г. 12 VI 10 VII 1971 г. 6,3 26 VHI 1942 г. 11 IX 29 IX 1946 г. 4,8
Петропавловск- Камчатский 13 VI1978 г. 7 VII 1 VIII1966 г. 10,6 13 VHI 1947 г. 14 IX 6 X 1956 г. 7,8
Владивосток 30 IV 1975 г. 20 V 17 VI 1960 г. 6,1 23 IX 1969 г. 11 X 27 X 1966 г. 3,6
Переход средней суточной температуры через 15 °C для большей части тер-
ритории России характеризует наиболее теплую часть лета. Не отмечается
устойчивый переход средней суточной температуры через 15 °C на островах
арктических морей и их побережьях восточнее п-ова Ямал (рис. 4.16). С веро-
ятностью менее 2—5 % он может происходить на Чукотском полуострове, Ана-
дырском плоскогорье, на побережьях Охотского и Берингова морей и в горных
районах, расположенных выше 800 м (на Северном Кавказе выше 1500 м).
В Архангельской области, Республике Коми и на Кольском полуострове лишь в
30—50 % лет средняя суточная температура воздуха устойчиво поднимается
выше 15 °C. Не ежегодно отмечается период с такими значениями температуры
и на Урале. В северной части Среднего Урала до высоты 500 м он бывает в
70—75 % лет, а выше 550 м — менее чем в 50 % лет. Ежегодно устанавливает-
ся период с температурой выше 15 °C в большинстве районов европейской части
России (южнее 60° с.ш.), на юге Западной и Восточной Сибири, в Приамурье и
Приморском крае (за исключением высокогорных районов Сихотэ-Алиня, рас-
положенных выше 1500 м).
В европейской части России севернее Среднерусской и Приволжской возвы-
шенностей подъем температуры с 10 до 15 °C происходит медленнее, чем с 5 до
10 °C, на 7—10 дней. Затягивается этот период и в долинах рек северо-восточ-
ной части Сибири. На остальной территории страны переход между указанны-
ми пределами происходит примерно за одинаковый промежуток времени.
В 1-й половине мая средняя суточная температура воздуха переходит через
15 °C на юге европейской части России, а к концу мая этот переход заканчива-
ется южнее 55° с.ш. в европейской части и на юге Омской и Новосибирской об-
ластей. В июне устанавливается температура выше 15 °C южнее 65° с.ш. в евро-
пейской части страны и в Западной Сибири, на юге Забайкалья и в Хабаров-
ском крае. На остальной территории России период с температурой выше 15 °C
начинается только в июле.
Изменчивость дат перехода средней суточной температуры через 15 С не-
сколько больше, чем через 10 °C. Особенно заметно она возрастает в районах,
где период с температурами выше 15 °C отмечается не ежегодно. Так, в север-
ных районах европейской части России разность значений среднего квадрати-
ческого отклонения дат перехода через 10 и 15 °C составляет 3—4 дня, а на юге
европейской части России — не более 1—1,5 дня. Наибольшая изменчивость
дат перехода средней суточной температуры через 15 °C характерна для севе-
ро-западных районов европейской части страны, где значения их среднего
квадратического отклонения составляют 12—15 дней. На остальной территории
России в районах, где отмечается устойчивый переход через 15 °C, о = 8...10 дней,
а в Приамурье и на юге Приморья наблюдаются наименьшие значения измен-
чивости дат перехода через 15 °C в период подъема температуры воздуха (4—
6 дней).
Устойчивое повышение средней суточной температуры выше 20 °C в азиат-
ской части России отмечается только на Дальнем Востоке в долинах р. Уссури
и среднего течения р. Амура, на побережье зал. Петра Великого, Приханкайской
низменности в Приморском крае и в долинах рек Онон и Аргуни на юге Забайкалья.
Здесь в 50—60 % лет наблюдается переход средней суточной температуры че-
рез 20 °C и такие значения удерживаются в течение 20—40 дней. В европейской
части России наиболее рано переход через 20 °C отмечается в нижнем течении
р. Волги и в полынных полупустынях Калмыкии и Дагестана. Отсутствие
устойчивого снежного покрова и в связи с этим быстрый прогрев почвы, с од-
131
Рис. 4.16. Вероятность (%) перехода средней суточной температуры воздуха через 15 "С.
ной стороны, и то обстоятельство, что эти районы, являются зоной трансформа-
ции воздушных масс, с другой, создаю" условия для перехода средней суточ-
ной температуры через 20 °C еще в мае. В западном Предкавказье, находящем-
ся под охлаждающим влиянием Черного моря, этот переход осуществляется во
2-й декаде июня, в предгорьях Большого Кавказа — в конце июня — начале
июля. Северная граница зоны, где отмечается устойчивый переход через 20 °C в
конце июля, огибает с юга Среднерусскую и Приволжскую возвышенности и
далее по южной границе Общего Сырта проходит к предгорьям Южного Урала.
Продолжительность периода с температурой выше 20 °C изменяется от 10—
15 дней на северо-западе Курской области до 40—60 дней на юге Воронежской.
В Волгоградской и Ростовской областях он удерживается в течение 60—80 дней и
более. В Астраханской области и Калмыкии период со средней суточной темпе-
ратурой воздуха выше 20 °C продолжается более 3 мес, а в 40—50 % лет в этих
районах выделяется устойчивый переход температуры через 25 °C, когда такие
значения удерживаются в среднем 25—35 дней и наблюдаются, как правило, с
начала июля до 1-й декады августа. В отдельные годы (1958, 1966, 1972) пере-
ход через 25 °C может наблюдаться в Ростовской области и Ставропольском
крае, но вероятность таких событий не более 10—15 %
Понижение средней суточной температуры начинается во 2-й половине
июля на станциях с континентальным типом климата и в августе — с морским.
Период понижения средней суточной температуры с 15 до 10 °C в европейской час-
ти России и в Западной Сибири равен или немного длиннее, чем соответству-
ющий весенний, и составляет 18—20 дней в центральных районах и 28—
30 дней на Северо-Западе страны. На Дальнем Востоке понижение средней су-
точной температуры осенью происходит на 5—8 дней быстрее. Период подъем '
средней суточной температуры от 0 до 10 °C на северном побережье Охотского
моря почти на месяц длиннее периода ее осеннего падения (см. табл. 4.7). Здесь
весенний рост температуры значительно задерживается вследствие расхода
большого количества тепла на таяние снега и льда, а начало периода пониже-
ния температуры воздуха, особенно при переходе через 10 °C, сопровождается
постепенным переходом от летнего типа циркуляции к зимнему, и вхождение
более холодных воздушных масс с материка способствует быстрому понижению
температуры воздуха, несмотря на теплоотдачу омывающих эту территорию
морей.
На западе России, напротив, интенсивность осеннего падения средней су-
точной температуры ниже, чем весеннего ее подъема. Малые затраты тепла на
таяние снега весной и отепляющее влияние Атлантики и южных морей осенью
замедляют осеннее понижение температуры по сравнению с ее весенним подъ-
емом на 5—6 дней на Северо-Западе и на 15—20 дней на юге европейской части
России. Районы Урала и северо-востока европейской части страны по интенсив-
ности выхолаживания опережают западные и юго-западные, и осень здесь на 4—
8 дней короче весны.
В теплый период в условиях горной местности высота над уровнем моря яв-
ляется определяющим фактором в вертикальном распределении продолжи-
тельности периодов со средней суточной температурой воздуха выше заданных
значений, которая сокращается с увеличением высоты местности. О характере
изменения продолжительности с высотой на горных склонах Северного Кавка-
за можно судить по графикам, представленным на рис. 4.14. Градиент
уменьшения продолжительности периодов выше 5 °C составляет около 3 дней на
100 м, выше 10 °C — 4 дня на 100 м и выше 15 °C — 6 дней на 100 м. На Алтае и
133
в Саянах градиент увеличивается на 1—2 дня для всех указанных уровней.
Хотя влияние форм рельефа в теплый период сглажено, в закрытых высокогор-
ных долинах и межгорных равнинах продолжительность периодов выше рав-
ных положительных температур больше, чем на склонах (и тем более на вер-
шинах), в среднем на 10—15 дней во всех горных системах России.
В период понижения температуры воздуха значения среднего квадратиче-
ского отклонения дат перехода через 5 и 15 °C примерно такие же, как и в пе-
риод ее роста. Изменчивость дат перехода средней суточной температуры через
10 °C осенью на 1—2 дня меньше, чем весной (см. табл. 4.8).
Изменчивость продолжительности периодов температуры воздуха больше,
чем изменчивость дат перехода. Наиболее устойчивыми на всей территории
России являются периоды с температурой выше 5 °C. Среднее квадратическое
отклонение их продолжительности составляет 8—10 дней и только на побере-
жье арктических морей увеличивается до 14—18 дней. Изменчивость продол-
жительности периодов со средней суточной температурой воздуха выше 10 °C
больше, Чем периодов с температурой выше 0 °C в северных районах Рос-
сии и на территории Дальнего Востока (рис. П.4.20). Разность между средни-
ми квадратическими отклонениями продолжительности этих периодов в евро-
пейской части России изменяется от 1 дня в Республике Коми до 3—4 дней на
севере Архангельской области и побережье Кольского полуострова. Значитель-
но, до 3—5 дней, возрастает изменчивость на побережье Дальнего Востока, а на
Курильских островах и юго-западном побережье Камчатки значения разностей
достигают 8—9 дней. В южных районах территории России, напротив, измен-
чивость продолжительности периодов со средней суточной температурой возду-
ха выше 10 °C меньше в среднем на 1—3 дня, а южнее Ростовской области раз-
ности между средними квадратическими отклонениями достигают 12—15 дней,
что связано с крайне неустойчивой продолжительностью периодов с отрица-
тельной температурой. Наибольшая изменчивость продолжительности перио-
дов с температурой выше 10 °C наблюдается в западных и северо-западных рай-
онах европейской части России — от 14 до 18 дней. Более 12 дней составляет
изменчивость на севере Забайкалья и Западной Сибири. Наименьшая изменчи-
вость (6—7 Дней) сохраняется на юге Хабаровского края и в Приморье.
4.1.3. Экстремальные характеристики температуры
Средние, абсолютные и средние из абсолютных
максимумы и минимумы температуры
На режим минимальной температуры в большей степени, чем на среднюю
месячную температуру воздуха, оказывают влияние особенности местоположе-
ния станции (характер рельефа, близость больших водоемов, микроклиматиче-
ские особенности подстилающей поверхности и т. д.). В теплый период года от-
мечается, как правило, нормальное падение минимальной температуры с высо-
той. В замкнутых долинах и котловинах минимальная температура ниже, чем
на равнине, на 2—2,5 °C в горах Кавказа и на 3—4 °C в горных системах Забайка-
лья и северо-восточной части Сибири. Напротив, на вершинах возвышенностей
минимальная температура может быть выше, чем на равнине, на 1,5—3 °C. Зи-
мой, когда влияние высоты сильно затушевывается за счет образования инвер-
сий, роль форм рельефа становится еще более значительной. Так, согласно [103],
134
в Восточной Сибири перепад минимальной температуры между низиной и вер-
шиной в горах может превышать 15—20 °C.
Влияние форм рельефа на максимальную температуру более сглажено. В теп-
лое время года, когда турбулентное перемешивание достаточно интенсивно,
максимальная температура нормально убывает по мере повышения высоты
местности. Даже на хребте Черского, где при небольших относительных пре-
вышениях между станциями, расположенными на вершинах сопок и в приле-
гающих долинах, отмечаются самые большие на территории России отрица-
тельные вертикальнее градиенты минимальной температуры и инверсия наблю-
дается в течение всего года, максимальная температура теплого периода нор-
мально убывает с высотой (табл. 4.9). Зимой, когда и в дневное время в понижен-
ных формах рельефа возможно застаивание холодного воздуха, влияние харак-
тера подстилающей поверхности на максимальную температуру больше, но не в
дракой мере, как на минимальную и даже среднюю месячную температуру воздуха.
Существенное влияние на значения экстремумов оказывает и близость
больших водоемов. Согласно [103], летом теплые моря (Черное, Азовское и
Японское) оказывают отепляющее воздействие в ночное время и значения ми-
нимальной температуры повышаются на 1—2 °C на побережьях и на 4—5 °C на
островах. Напротив, на побережьях холодных морей и оз. Байкал средний ми-
нимум ниже, чем на удалении в 3—5 км, и изменяется от 2—2,5 °C на побере-
жьях арктических морей восточной части России до 1 °C на побережьях Барен-
цева моря и оз. Байкал. Зимой отепляющее влияние теплых морей на режим
минимальной температуры сокращается почти вдвое и прослеживается в поло-
се 2—3 км до уреза воды. Влияние холодных морей прекращается совсем. На
режим максимальной температуры близость водной поверхности оказывает об-
ратное воздействие. Так, в теплое время года средняя максимальная температу-
ра на побережье ниже, чем на участках суши, удаленных от него на 5—6 км
(на 2—4 °C на побережьях арктических морей, на 1—3 °C на побережьях Черного,
Каспийского и Азовского морей и на 1—2 °C около больших по площади озер).
Средняя максимальная (минимальная) температура воздуха дает пред-
ставление о средней температуре воздуха в наиболее теплую (холодную) часть
суток.
Годовой ход средних максимумов и минимумов аналогичен годовому ходу
средней месячной температуры, так как определяется теми же циркуляцион-
ными процессами (рис. 4.17) и особенностями характера подстилающей поверх-
ности. Между значениями средней месячной и средней экстремальной темпе-
ратуры существует достаточно тесная связь. Коэффициенты корреляции в те-
чение всего года составляют 0,98—0,99 в азиатской части страны и 0,87—0,94
в европейской части. Анализ разностей между средней экстремальной и сред-
ней месячной температурой показал, что они зависят как от времени года, так
и от местоположения станции и определяются степенью континентальности
тех или иных районов. Наибольшие разности (6—8 °C) отмечаются весной во
внутренних районах Западной и Восточной Сибири в связи с большими темпе-
ратурными контрастами дня и ночи. На юге европейской части России и в юж-
ных районах Сибири максимальные разности относятся к летнему времени.
В июне—августе они достигают 6—7 °C. Для районов с морским типом климата
характерно уменьшение отклонения экстремумов от средней температуры на
4—4,5 °C и его равномерное распределение в течение всего года, обусловленное
противоположным влиянием водной поверхности на экстремальные характе-
ристики температуры воздуха в теплый и холодный периоды года (рис. 4.18).
135
Таблица 4.9
Средняя и экстремальные характеристики температуры воздуха на вершинах (числитель) и в долинах (знаменатель)
Станция Разность высот, м Январь Июль
Средняя Средний минимум il g| Средний максимум й S II Средняя Средний минимум 11 Средний максимум 11 Si V
Омсукчан, сопка 260 -29,3 -31,8 -47 -27,1 -3 12,2 7,9 -2 17,6 32
Омсукчан -34,6 -38,8 -59 -31,0 -2 13,6 7,0 -3 19,8 34
(-2,0) (-2,7) (-4,6) (-1,5) (0,4) (0,5) (-0,3) (-0,4) (0,8) (0,8)
Хаттынах 470 -29,5 -32,0 -46 -27,5 -10 13,5 9,2 -2 18,8 32
Эльген -40,4 -45,3 -63 -36,4 -13 15,2 7,6 -4 22,1 36
(-2,3) (-2,8) (-3,6) (-1,9) (-0,6) (0,4) (-0,3) (-0,4) (0,7) (0,9)
Усойский хребет 158 -23,7 -26,7 -44 -20,7 0 15,7 9,7 -5 18,4 28
Богдарин -30,3 -39,6 -50 -21,5 -1 19,2 7,8 -8 23,7 35
(-4,2) (-8,2) (-3,8) (-0,5) (-0,6) (2,2) (-1,2) (-1,9) (3,4) (4,4)
Курулга 116 -19,7 -24,3 -43 14,0 3 18,0 7,8 2 25,0 36
Акта -22,7 -29,1 -47 . 14,8 1 . 18,5 7,5 2 25,9 38
(-2,6) (-4,1) (-3,4) (0,7) (-1,7) (0,4) (-0,3) (0) (0,8) (1,7)
Таганай Гора 600 -15,6 -18,9 -43 -12,6 4 12,2 9,0 -2 15,9 31
Златоуст -15,4 -19,9 -46 -11,1 8 16,4 10,9 1 22,0 35
(0,03) (-0,2) (-0,5) (0,3) (0,7) (0,7) (0,3) (0,5) (1,0) (0,7)
Чиргаланды 285 -28,4 -34,7 -55 -21,3 -2 12,6 4,9 —7 21,9 35
Эрзин -34,9 -40,7 -59 -28,5 -5 17,8 10,6 0 28,9 38
(-2,3) (-2,1) (-1,4) (-2,5) (-1,1) (1,8) (2,0) (2,5) (2,5) (1,1)
Примечание. В скобках — значения градиента, "С/100 м.
oq Архангельск
I III V VII IX XI
oq Красноярск
I III V VII IX XI
on Владивосток
I III V VII IX XI
Алекса ндровск-
Сахалинский
I III V VII IX XI
Рис. 4.17. Годовой ход средней (1), средней минимальной (2) и средней максимальной (3) темпера-
туры воздуха, “С.
Характер пространственного распределения средней максимальной и мини-
мальной температуры на территории России аналогичен распределению сред-
ней месячной температуры. Наибольшие значения средней максимальной тем-
пературы отмечаются на юге страны, достигая в Калмыкии и Астраханской об-
ласти в июле 30 °C и выше. Самая низкая летняя дневная температура наблю-
дается в арктических районах, где на островах Карского моря она не превыша-
ет 2—3 °C . Очаги наиболее низких зимних средних минимумов располагаются
в Восточной Сибири. Здесь средняя минимальная температура в январе состав-
ляет -50...—52 °C. Летняя средняя минимальная температура почти на всей
территории -России положительна и только на островах арктических морей в
июне, а в Карском море в течение всего года средняя минимальная температу-
ра ниже 0 °C.
Значения среднего квадратического отклонения средних максимумов и ми-
нимумов изменяются как по территории, так и в годовом ходе. Наименьшие
значения о отмечаются в теплый период года. Отклонения средних максиму-
мов и минимумов в июле не превышают 1—2 °C, при этом следует отметить, что
ст максимальной температуры больше ст минимальной в это время. Зимой значе-
137
Рис. 4.18. Годовой ход отклонений ("С) средней минимальной и средней максимальной температу-
ры воздуха от средних месячных ее значений.
1 — Диксон; 2 — Архангельск; 3 — Санкт-Петербург; 4 — Краснодар; 5 — Сочи; 6 — Оренбург; 7 — Туруханск;
ния среднего квадратического отклонения существенно возрастают. В севе-
ро-западных и центральных районах европейской части России, Забайкалье, в
бассейнах рек Лены и Енисея, на Камчатке и в Магаданской области значения
ст средней минимальной температуры в январе достигают 4—5 °C. Очаги наи-
больших значений среднего квадратического отклонения средней максимальной
температуры воздуха зимой расположены в более высоких широтах. В боль-
шинстве районов Магаданской области и на северо-востоке Среднесибирского
плоскогорья они достигают 5—5,5 °C, а в долинах рек Оленек и Анюй даже
превышают 6 °C. Наименьшая изменчивость средних максимумов и минимумов
характерна для прибрежных районов, где даже в зимнее время их значения не
превышают 2 °C.
Абсолютный максимум (минимум) температуры воздуха дает представле-
ние о самой высокой (низкой) температуре воздуха, зафиксированной в отдель-
ные дни.
В отдельные годы максимальная температура зимних месяцев может дости-
гать положительных значений. Конечно, при наличии почти на всей террито-
рии России, кроме Черноморского побережья Кавказа, Прикаспийской низ-
менности и территории Дагестана, устойчивого снежного покрова температура
выше О °C — явление достаточно редкое. На Таймыре, в Тувинской котловине,
в северных и восточных районах Якутйй и на внутренних, удаленных от побе-
режья, станциях Магаданской области пойвление положительных абсолютных
максимумов температуры воздуха в течение всех зимних месяцев исключено
(табл. 4.10).
138
Таблица 4.10
Абсолютный максимум температуры воздуха (°C) и год, когда он отмечался (приведен в скобках)
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Диксон -1 (1937) 0 (1935) -1 (1967) 2 (1947) 10 (1947) 22 (1943) 27 (1965) 27 (1945) 17 (1973) 6 (1947) 2 (1956) 0 (1938)
Мурманск 7 (1949) (1975) 9 (1948) 15 (1959) 27 (1984) 31 (1939) 33 (1972) 29 (1945) 24 (1938) 14 (1981) 10 (1975) 5 (1948)
Архангельск 5 (1971) 4 (1932) 9 (1951) 20 (1983) 29 (1984) 33 (1948) 34 (1972) 32 (1920) 27 (1963) 18 (1974) 10 (1957) 4 (1949)
Санкт-Петербург 6 (1983) 6 (1914) 13 (1938) 25 (1986) 31 (1958) 32 (1917) 34 (1972) 34 (1985) 29 (1968) 21 (1974) 12 (1967) 9 (1953)
Москва 5 (1882) 6 (1958) 17 (1983) 28 (1950) 32 (1891) 35 (1901) 37 (1936) 37 (1920) 32 (1938) 24 (1915) 13 (1927) 8 (1898)
Екатеринбург 6 (1948) 8 (1958) 17 (1951) 29 (1952) 33 (1982) 35 (1936) 38 (1931) 37 (1936) 31 (1941) 25 (1936) 14 (1932) 6 (1917)
Оренбург 5 (1948) 6 (1958) 17 (1952) 31 (1950) 37 (1952) 40 (1967) 42 (1952) 41 (1976) 35 (1979) 27 (1927) 19 (1932) 6 (1947)
Ростов-на-Дону 15 (1948) 20 (1966) 28 (1901) 34 (1970) 35 (1950) 38 (1924) 40 (1938) 40 (1930) 36 (1909) 33 (1888) 35 (1932) 25 (1976)
Сочи 21 (1981) 24 (1901) 30 (1901) 32 (1944) 34 (1899) 35 (1958) 39 (1981) 39 (1961) 36 (1899) 34 (1883) 29 (1938) 23 (1937)
Махачкала 19 (1976) 21 (1958) 24 (1968) 26 (1943) 34 (1945) 36 (1961) 38 (1968) 37 (1957) 35 (1929) 27 (1973) 23 (1952) 20 (1941)
Новосибирск 3 (1948) 5 (1940) 12 (1981) 31 (1972) 35 (1980) 37 (1967) 37 (1953) 35 (1931) 33 (1953) 25 (1943) 11 (1963) 7 (1948)
Окончание табл. 4.10
Станция I II Ш IV V VI VII VIII IX X XI XII
Туруханск -2 1 6 16 28 33 36 31 24 13 6 1
(1962) (1963) (1938) (1984) (1953) (1977) (1968) (1945) (1945) (1947) (1938) (1975)
Енисейск 4 7 13 23 33 36 37 34 29 22 9 6
(1881) (1963) (1961) (1972) (1955) (1885) (1888) (1888) (1953) (1946) (1902) (1979)
Якутск -6 -7 8 21 зз 35 38 35 27 19 3 -2
(1979) (1932) (1981) (1943) (1925) (1966) (1942) (1954) (1934) (1943) (1978) (1951)
Николаевск-на-Амуре 0 6 10 20 30 34 34 35 30 23 11 5
(1984) (1966) (1929) (1959) (1981) (1982) (1980) (1950) (1882) (1948) (1939) (1906)
Владивосток 7 11 16 23 29 31 35 34 31 25 18 10
(1976) (1953) (1938) (1938) (1951) (1925) (1893) (1921) (1921) (1940) (1963) (1916)
Магадан 2 3 6 8 22 23 26 26 20 14 5 3
(1980) (1968) (1952) (1984) (1944) (1943) (1971) (1962) (1952) (1972) (1955) (1955)
Петропавловск-Камчатский 6 6 7 19 23 26 29 28 24 19 11 7
(1968) (1917) (1979) (1982) (1984) (1949) (1959) (1939) (1976) (1956) (1934) (1970)
В европейской части России положительные значения зимней абсолютной
максимальной температуры-отмечаются повсеместно. Наибольшие из них заре-
гистрированы на юге Краснодарского и Ставропольского краев и в предгорье
Дагестана, где в очень теплые зимы 1948, 1966, 1971 и 1981 гг. они достигали
18—20 °C в январе (23 °C в Кировобаде в 1971 г.). Такие высокие максимумы
температуры воздуха обусловлены здесь поступлением теплых воздушных масс с
юга, температура которых незначительно понижается над акваторией незамер-
зающих южных морей. По мере продвижения на север значения зимних абсо-
лютных максимумов понижаются. При этом разности между значениями мак-
симальной зимней температуры на различных широтах значительно больше,
чем между значениями средней месячной температуры. Например, средняя
температура в январе составляет -9,1 °C в Волгограде, -7,8 °C в Санкт-Петер-
бурге, а максимальная температура этого месяца — 13 и 6 °C соответственно.
Мезоклиматические различия территории перекрывают широтные. Так, на по-
бережье Белого моря в отдельные годы абсолютный максимум может быть
выше, чем в более южных районах. Например, на ст. Кемь в январе 1971 г.
вследствие теплых нисходящих потоков (фенов) с гор, расположенных к югу от
станции, температура воздуха достигла рекордной отметки для этих широт —
9 °C. Даже на самой северной оконечности Новой Земли, м. Желания, абсолют-
ная максимальная температура в особо теплые зимы выше О °C (1935, 1937 и
1973 гг.).
На юге Западной Сибири в отдельные дни абсолютные максимумы в январе
достигают 4—5 °C, а в предгорьях Алтая — 9—10 °C, что связано с проникнове-
нием теплых воздушных масс из южных районов Средней Азии. Положительные
зимние максимумы отмечаются и на юге Красноярского края, на побережьях
оз. Байкал и Дальнего Востока. В Приморском крае их значения составляли
в 1983 г. 8—10 °C, а на юге Сахалина—7—9 °C. Интересно, что на Чукотке,
в районе с достаточно суровыми зимами, также зарегистрированы положи-
тельные абсолютные максимумы в январе — до 4—6 °C и выше (8 °C на ст. Берин-
говская в 1962 г.). Такие высокие для этого района значения максимальной
зимней температуры отмечались в годы с преобладанием юго-восточного ветра,
обеспечивающего приток теплых масс морского воздуха по периферии анти-
циклонов Охотского моря и вызывающего на территории Чукотки интенсив-
ные оттепели.
С марта абсолютная максимальная температура воздуха положительна на
всей территории России, за исключением островов Карского моря, где март яв-
ляется самым холодным месяцем. Интенсивное повышение максимальной тем-
пературы от месяца к месяцу продолжается до апреля—мая, а затем рост за-
медляется. Самые высокие значения максимальной температуры отмечаются в
июне—августе и разница между максимумами этих месяцев составляет лишь
1—2 °C. С сентября начинается понижение абсолютной максимальной темпера-
туры, однако в сентябре ее значения отличаются от летних в среднем на 5—7 °C.
Даже в Якутии, где осенью идет очень быстрое понижение температуры, абсо-
лютные максимумы в сентябре составляют 22—25 °C (1949,1973 гг.). В южных
районах европейской части России они выше 30 °C (1952, 1973 гг.). Затем абсо-
лютные максимумы быстро убывают, но и в районах с очень суровым типом
климата в отдельные дни ноября еще сохраняются положительные их значения
(1 С в Верхоянске в 1975 г., 3 °C в Вилюйске в 1963 г., 1 °C в Оймяконе в 1932 г.).
Годовой ход абсолютных минимумов аналогичен ходу как средних месяч-
ных, так и средних минимальных значений температуры. Самые низкие значе-
ния абсолютной минимальной температуры воздуха отмечаются в январе—
феврале, а на островах Карского и Чукотского морей — в марте (табл. 4.11).
141
Таблица 4.11
Абсолютный минимум температуры воздуха (“С) и год, когда он отмечался (приведен в скобках)
Станция I II III IV V VI vn vni IX X XI XII
Диксон -46 -49 -44 -38 -29 -17 -3 -1 -12 -38 -43 -47
(1934) (1930) (1969) (1963) (1964) (1964) (1966) (1974) (1958) (1971) (1964) (1978)
Мурманск -39 -39 -33 -22 -10 -3 2 -2 -5 -21 -28 -33
(1985) (1966) (1966) (1941) (1981) (1962) (1985) (1984) (1939) (1968) (1980) (1958)
Архангельск 5 4 9 20 29 33 34 32 27 18 10 4
(1971) (1932) (1951) (1983) (19'84) (1948) (1972) (1920) (1963) (1974) (1957) (1949)
Санкт-Петербург -36 -35 -29 -18 -6 0 5 1 -3 -13 -22 -34
(1940) (1956) (1942) (1960) (1893) (1930) (1968) (1966) (1976) (1920) (1890) (1978)
Москва -42 -40 -32 -19 -7 -2 4 1 -5 -20 -33 -39
(1940) (1900) (1913) (1931) (1918) (1916) (1891) (1900) (1912) (1920) (1890) (1892)
Оренбург -43 -40 -37 -26 -6 -1 5 -1 -5 -20 -36 -39
(1969) (1954) (£917) (1904) (1969) (1892) (1926) (1976) (1964) (1914) (1920) (1892)
Ростов-на-Дону -33 -31 -28 -10 -2 0 8 3 -5 -10 -25 -29
(1935) (1929) (1929) (1942) (1923) (1916) (1935) (1966) (1916) (1912) (1953) (1921)
Сочи -18 -14 -11 3 3 8 10 3 -5 -5 -10
(1981) (1882) (1913) (1965) (1982) (1978) (1982) (1923) (1941) (1889) (1914) (1982)
Махачкала -25 -20 -14 5 0 7 11 8 1 -6 -20 -22
(1893) (1945) (1929) (1926) (1952) (1898) (1900) (1898) (1956) (1976) (1931) (1924)
Омск -47 -49 -38 -26 -12 -3 3 -1 -8 -28 -41 -45
(1931) (1931) (1945) (1934) (1931) (1968) (1937) (1967) (1933) (1940) (1952) (1968)
Новосибирск -50 -48 -38 -29 -9 -2 2 -2 -7 -26 -46 -48
(1931) (1957) (1939) (1969) (1931) (1938) (1970) (1957) (1954) (1976) (1952) (1938)
Туруханск -60 -61 -53 -41 -29 -8 -2 -6 -17 -43 -55 -60
(1927) (1913) (1915) (1964) (1926) (1926) (1920) (1920) (1912) (1912) (1916) (1916)
Енисейск -59 -53 -47 -36 -17 —4 1 -3 -13 -34 -49 -53
(1931) (1931) (1915) (1984) (1931) (1933) (1934) (1937) (1899) (1935) (1952) (1930)
Якутск -63 —64 -55 -41 -18 -5 -2 -8 -15 -41 -55 -60
(1898) (1891) (1966) (1921) (1955) (1978) (1940) (1928) (1940) (1932) (1911) (1911)
Марково -60 -58 -52 -43 -34 -7 -3 —7 -17 -38 -49 -54
(1910) (1901) (1946) (1976) (1964) (1971) (1965) (1980) (1965) (1965) (1914) (1898)
Николаевск-на-Амуре -47 —46 -38 -30 -12 -4 1 1 —6 -25 -34 -44
(1931) (1919) (1947) (1926) (1931) (1913) (1911) (1931) (1916) (1912) (1909) (1947)
Петропавловск-Камчатский -32 -28 -22 -14 —7 -1 -3 5 0 -7 -15 -21
(1916) (1932) (1919) (1932) (1930) (1966) (1924) (1930) (1969) (1920) (1931) (1978)
Владивосток -30 -28 -22 -8 0 5 9 10 2 -7 -18 -27
(1931) (1901) (1904) (1911) (1915) (1915) (1905) (1898) (1964) (1912) (1947) (1937)
Курильск -24 -27 -26 -15 —7 -4 -2 1 -1 -5 -9 -17
(1908) (1967) (1960) (1979) (1951) (1911) (1913) (1905) (1904) (1923) (1984) (1952)
До апреля включительно значения абсолютной минимальной температуры
на всей территории России отрицательны. Даже на побережье Черного моря,
где средняя месячная температура зимы положительная, в отдельные годы в
апреле зарегистрированы понижения температуры до °C (1965 г.), а в
Дагестане до -4...-6 °C (1938, 1967 гг.). Летние абсолютные минимумы имеют
положительные значения в южных и северо-западных районах европейской части
России, в южных районах Западной Сибири и Красноярского края, в Забайкалье,
на Дальнем Востоке и в Приморском крае. Севернее 60° с.ш. значения абсолютной
минимальной температуры повсюду и в течение всего года, в том числе и ле-
том, отрицательны. Самые низкие летние минимумы отмечаются на побережье
и островах арктических морей, где в июне они могут достигать -10...-17 °C
(1917, 1964, 1966 гг.), а в июле не превышают -3...-6 °C.
Для решения целого ряда задач необходима информация об абсолютных
максимумах и минимумах за год в целом, значения которых используются в
качестве расчетных параметров в ряде нормативных документов. В этих доку-
ментах, например в СНиП [151], приводятся значения справочника [146].
Однако со времени подготовки этого издания прошло более 30 лет и известно
[2, 73,140], что именно последние десятилетия характеризуются целым рядом
климатических аномалий в отдельных районах страны. В последнее 30-летие
некоторые годы отличались очень высокой летней температурой. Особенно
жарким было лето 1972 г. в европейской части России, за исключением ее юж-
ных районов и Предуралья. В Мурманской области максимальная температу-
ра достигала 37 °C, что на 4 °C выше наблюдавшегося здесь ранее абсолютного
максимума. Впервые за 100-летний период поднималась до 34—36 °C темпера-
тура воздуха в Архангельской области В том же году были перекрыты и абсо-
лютные летние экстремумы северо-западных областей европейской части Рос-
сии. В противоположность этому на Урале, в Западной Сибири, Якутии и За-
байкалье лето 1972 г. было даже холоднее обычного на 1—2 °C. Самым жарким
на территории Западной Сибири стало лето 1969 г., пришедшее на смену чрез-
вычайно холодной зиме. В Восточной Сибири в июле 1988 и 1989 гг. темпера-
тура воздуха поднималась до 36—37 °C, лишь в отдельных случаях оставаясь
на 1—2 °C ниже абсолютных максимумов, приходящихся на жаркое лето 1936 г.
На Дальнем Востоке и в Приморье самая высокая температура отмечалась в
1942 и 1950 гг., однако разности этих экстремумов с максимумами в 1982 и
1988 гг. не превышали 1—2 °C. Лишь на Камчатке и в Хабаровском крае, в сис-
теме гор Янкан—Туринга—Салтахан—Джегды абсолютные максимумы оста-
лись ниже публикуемых в [146] на 3—4 °C.
В рассматриваемый период было отмечено и несколько исключительно су-
ровых зим. Так, в декабре—январе 1978—1979 гг. все центральные и северные
районы европейской части России были заняты зоной очень холодного воздуха.
В декабре 1978 г. в Ленинградской, Псковской, Новгородской и Тверской обла-
стях средняя месячная температура воздуха опускалась до -16...-19 °C, что на
10—12 °C ниже нормы, в Смоленской — на 6—8 °C. Эти отклонения равнялись,
а в ряде районов, по некоторым оценкам [119], даже превышали 3 о. В Ниже-
городской и Вологодской областях и в Предуралье абсолютные минимумы до-
стигали -55 °C. Эта зима была очень холодной и в Западной Европе, и в США,
где она в сочетании с очень холодными зимами 1977-78 и 1979-80 гг. оценива-
ется как событие, возможное 1 раз в 550 лет [176]. В Западной Сибири одной из
наиболее холодных за весь период наблюдений была зима 1968-69 г., когда на
этой территории почти полностью отсутствовала циклоническая деятельность,
144
способствующая выносу теплого воздуха в эти районы. Число дней, когда дан-
ная территория находилась под воздействием периферий азиатского антицик-
лона, превышало в эту зиму-среднее число дней вдвое. Вдвое увеличилась и по-
вторяемость меридиональных вторжений холодного воздуха на всем северном
полушарии, обусловив очень низкие температуры в Средней Азии и почти на
всей территории России западнее р. Енисея.1 В Томской, Омской, Свердловской
и других областях абсолютные минимумы достигали в эту зиму —46...—50 ’С.
На юге Западной Сибири зимой 1931-32 г. абсолютные годовые минимумы были
на 3—4 'С ниже, чем в 1968-69 г. В Восточной Сибири, термический режим ко-
торой характеризуется неуклонным ростом зимних значений температуры с се-
редины 30-х годов, наиболее низкие из них отмечались в одну из самых суро-
вых зим прошлого столетия — 1892-93 г., когда на всей территории Евразии,
за исключением Дальнего Востока, отрицательные отклонения январской тем-
пературы составляли 2—3 о. В Верхоянске и Якутске разности минимумов
1892-93 и 1968-69 гг. составили 5 °C. Не достигли в последние 30 лет своих пре-
дельных значений, наблюдавшихся ранее, и минимумы на Камчатке, в Примор-
ском крае, на Сахалине и в Забайкалье.
Распределение абсолютных минимумов на территории России аналогично
распределению зимних значений средней месячной температуры. Значения аб-
солютных минимумов в европейской части России и в Западной Сибири имеют
хорошо выраженную меридиональную направленность; у побережья изолинии
сгущаются; на побережье абсолютные минимумы выше, чем внутри континен-
та. Однако изолинии абсолютных минимумов являются более плавными, так как
зимние экстремумы определяются в большей степени, чем средние значения,
радиационным фактором в условиях антициклонической погоды. Относитель-
но высокие абсолютные минимумы наблюдаются на Черноморском побережье
и побережье Каспийского моря, но и в этих районах они равны -15...-20 °C. Са-
мые низкие абсолютные минимумы отмечаются в долине р. Яны, вблизи Вер-
хоянска и в долинах Оймяконского нагорья (-68 °C). Изотермы абсолютных
минимумов -65 °C проведены по долинам рек Западной и Восточной Сибири
(Нижняя Тунгуска, Оленек, Махра и др.), где исключительно низкие значения
температуры вызваны преобладанием антициклонической погоды и усилением
влияния рельефа (ослаблением перемешивания воздуха).
Изменение абсолютных годовых минимумов по территории России состав-
ляет около 50 °C (от -15 °C на южных побережьях до -68 °C в Якутии). Для аб-
солютных максимумов оно вдвое меньше. В частности, в арктическом секторе
России, на самой северной станции — о. Рудольфа, расположенной в архипела-
ге Земля Франца-Иосифа, в июле 1975 г. наблюдалась абсолютная максималь-
ная температура 16 °C. Только на островах Карского моря даже в самое жаркое
лето в этом районе (в 1979 г.) температура воздуха не поднималась выше
10—12 °C. По мере продвижения на юг абсолютные максимумы температуры
быстро растут, достигая на побережье Северного Ледовитого океана 31 °C (Ам
дерма, 1954 г.) и 37 °C (Хатанга, 1979 г.). Такие высокие значения температуры
на севере России и в Арктике связаны с притоком теплого воздуха с материка.
Радиационный фактор здесь имеет меньшее значение. Над континентальной
частью страны, напротив, именно радиационный фактор оказывает основное
влияние на формирование режима высоких значений температуры, что под-
тверждает широтное распределение изотерм абсолютного максимума.
Наиболее высокие абсолютные максимумы на территории России наблюда-
ются в юго-восточньгх областях европейской части, особенно в Приволжье и меж-
145
дуречье Волги и Урала. Здесь в Астраханской, Волгоградской областях и Респуб-
лике Калмыкия абсолютные максимумы достигали 45 °C (1940 г.). Характерной
особенностью распределения экстремумов в азиатской части России является бо-
лее северное расположение изотерм высоких значений абсолютных максимумов
температуры, чем в европейской части, а в Восточной Сибири севернее, чем в За-
падной. Так, например, изолиния 35 °C в междуречье Енисея и Колымы располо-
жена севернее по сравнению с ее положением к западу от р. Енисея, что связано с
вытянутостью азиатской части и особенно ее восточной половины в северном на-
правлении
Средние из абсолютных максимумов (минимумов) представляют собой
ежегодно ожидаемые экстремумы и являются более показательными характе-
ристиками, так как абсолютные экстремумы — явление чрезвычайно редкое.
Распределение средних из абсолютных максимумов (рис. П.4.21) к северу
от 60° с.ш. имеет широтный характер, что связано с постепенным прогревани-
ем поступающего из Арктики холодного воздуха, одинаково интенсивным как
на западе, так и на востоке. На арктическом побережье отмечается очень зна-
чительное сгущение изотерм. В полосе 65—75° с.ш. в районе Северо-Сибирской
низменности средние из абсолютных годовых максимумов температуры воздуха
изменяются на 10—12 °C (от 16—18 до 28—30 °C), в то время как южнее 60-й па-
раллели на этих же долготах изменения их практически не происходит, а в запад-
ных районах оно такое же на расстояниях, в 5—6 раз превышающих указанное.
Южнее 60° с.ш. изотермы отклоняются от широтного хода на Среднерус-
ской и Приволжской возвышенностях. Еще более заметно это отклонение под
влиянием Уральских гор, где средние из абсолютных максимумов на 2—3 °C ни-
же, чем температура на Восточно-Европейской равнине и Западно-Сибирской
низменности.
В Восточной Сибири широтный ход изотерм нарушается как под влиянием
возрастания степени континентальности климата, так и сложной зависимости
от рельефа. На Дальнем Востоке широтный градиент выражен крайне слабо.
Значения среднего из абсолютных максимумов возрастают по направлению от
береговой линии в глубь континента.
Наиболее высокие значения средних максимумов отмечаются на юге евро-
пейской части России. Здесь в Астраханской области, в степях Калмыкии и на
Ставропольской возвышенности почти ежегодно абсолютная максимальная
температура достигает 36—38 °C.
Самые низкие средние значения абсолютной максимальной температуры
отмечаются на островах Карского моря (5—12 °C), а на материке наиболее низ-
кие максимумы наблюдаются на мысах, вдающихся на севере в Берингово, а
на востоке — в Охотское моря. С продвижением от их берегов в глубь материка
средние из абсолютных максимумов температуры растут. В центре Алданского
нагорья и на юге Забайкалья они почти такие же, как на более южных широ-
тах в европейской части России (32—34 °C), что связано с удаленностью этих
районов от больших водных акваторий и ослаблением влияния дальневосточ-
ного муссона.
Распределение среднего из абсолютных минимумов (рис. П.4.22) является
более сложным, чем распределение максимальной температуры, так как мини-
мальная температура в значительно большей степени зависит от местных усло-
вий и характера рельефа.
Самые низкие средние из абсолютных годовых минимумов температуры
воздуха характерны для районов северо-восточной Сибири: на Оймяконском
нагорье и в Верхоянской впадине их значения равны -60...-61 °C. Еще один
146
очаг холода, средние из абсолютных минимумов в котором выше, чем в упомя-
нутых районах на 1—2 °C, расположен в северо-восточных районах Среднеси-
бирского плоскогорья, в междуречье Лены и Енисея.
Для Дальнего Востока с муссонным климатом также характерны низкие
значения средних из абсолютных минимумов. Зимний муссон здесь проявляет-
ся в виде преобладания северо-западных воздушных течений по перифе-
рии азиатского антициклона. Особенно сильно влияние муссона в южной части
дальневосточной территории России. Становой и Яблоновый хребты не задер-
живают холодных масс воздуха с континента, поэтому средние из годовых аб-
солютных минимумов температуры воздуха в Амурской области, Приморском
крае и на Сахалине такие же, как во внутренних районах европейской части Рос-
сии (от -20 до -40 °C), несмотря на близость морей. Во Владивостоке, напри-
мер, средние из абсолютных минимумов составляют —25 °C, а в Сочи они равны
-8 °C. Самыми теплыми на территории Дальнего Востока являются юго-восточ-
ные районы Камчатки и Курильских островов. Здесь благодаря влиянию теп-
лого течения в Тихом океане (ветвь Куросио) ежегодно возможные средние из
абсолютных минимумов составляют —14...—16 °C.
В Арктике наиболее теплым является побережье Баренцева моря ввиду пе-
реноса сюда южными и юго-западными ветрами атлантического и европейско-
го континентального воздуха. Благодаря этому средние из абсолютных мини-
мумов'температуры воздуха здесь на 15—20 °C выше, чем в районах Арктики,
расположенных восточнее Новой Земли.
Наиболее высокие средние из абсолютных минимумов температуры воздуха
отмечаются на Черноморском побережье Краснодарского края (—4...-6 °C), что
связано как с влиянием моря, так и с защищенностью побережья от вторжения
холодного воздуха горными хребтами. По мере удаления от побережья средние
из абсолютных минимумов температуры быстро понижаются. В Краснодар-
ском и Ставропольском краях они равны -20...-23 °C, а в Астраханской облас-
ти опускаются до -29 °C. Здесь в зимнее время значения средних из абсолютных
минимумов даже ниже, чем на побережье Кольского полуострова (—20...—24 °C).
Это связано с отсутствием как отепляющего влияния Каспийского моря, так и
преград для проникновения холодного воздуха из Арктики и Сибири.
Среднее квадратическое отклонение абсолютных минимумов почти вдвое
больше среднего квадратического отклонения абсолютных максимумов. Наи-
большие значения омин (рис. П.4.23) характерны для европейской части стра-
ны, так как ее равнинный рельеф не представляет препятствия для доступа
воздушных масс с севера, запада и юга, что увеличивает изменчивость условий
погоды из года в год. Когда в европейской части России преобладает западный
тип циркуляции, здесь формируются положительные аномалии температуры.
В отдельные годы абсолютные минимумы оказываются намного выше средних
многолетних. Например, зимой 1925 г., когда только в январе было зарегист-
рировано 25 дней с зональным переносом воздуха, абсолютный минимум был
на 8—10 °C выше среднего. Напротив, восточный тип циркуляции, характери-
зующийся стационированием антициклонов в европейской части, когда на его
фоне наблюдаются кратковременные переходы к меридиональному типу и
вторжения арктического воздуха, приводит к понижению температуры возду-
ха в отдельные годы до -40...-45 °C (зимы 1939-40, 1978-79 гг).
Значения омия уменьшаются с запада на восток от 4,5 до 3 °C. Область наи-
меньших значений изменчивости минимальной температуры располагается в
147
Санкт-Петербург
Ростов-на-Дону
Рис. 4.19. Среднее квадратическое отклонение абсолютной минимальной (1) и максимальной (2)
температуры воздуха.
Восточной Сибири, так как в условиях стационарного азиатского антициклона
в течение зимы каждый год создаются условия для интенсивного выхолажива-
ния. На рис. 4.19 приведен годовой ход среднего квадратического отклонения
абсолютных максимумов и минимумов. Среднее квадратическое отклонение
зимних максимумов температуры в Верхоянске во много раз превышает сред-
нее квадратическое отклонение зимних минимумов. К востоку от области наи-
148
меньших значений оыин и на побережье Дальнего Востока изменчивость абсо-
лютных минимумов возрастает до 2,5—3 °C.
Изменчивость абсолютных максимумов (рис. П. 4.24) мала, омокс не превы-
шает 1—2 °C на всей территории России, что говорит об устойчивости значений
абсолютной максимальной температуры. Исключение составляют арктические
районы Западной и Восточной Сибири и побережье Охотского моря. Здесь омак(,
увеличивается до 2,5—3 °C.
Число дней с максимальной и минимальной температурой
Понижение температуры воздуха ниже -30 °C и ее повышение выше 25 °C
являются критериями опасных явлений погоды. Однако, учитывая размеры
страны и различия в требованиях к пороговым значениям температуры в зави-
симости от специфики эксплуатируемых объектов, целесообразно расширить
критерии опасной низкой температуры и рассмотреть характеристики режима
температуры ниже —30, —40 и —50 °C и выше 25 и 30 °C.
Распределение среднего числа дней с минимальной температурой на терри-
тории России связано с теми же циркулярными процессами, которые опреде-
ляют ранее рассмотренные характеристики температуры. Поэтому в европей-
ской части России направление изолиний равного числа дней с температурой
больше или равной заданному значению носит почти меридиональный харак-
тер, а в центре азиатской части — зональный, который нарушается в районах с
орографически сложной поверхностью (рис. П.4.25). Характерной особенно-
стью системы изолиний числа дней является их сгущение в направлении с за-
пада на восток. В европейской части число дней с температурой ниже -30 °C ва-
рьирует от 5 на юге до 30 на севере, т. е. разность составляет 25 дней. В азиат-
ской части, по мере продвижения от Урала к Центральной Якутии (к полюсу
холода в районе Верхоянского нагорья) эта разность увеличивается до 100 дней.
Еще большие разности числа дней с данной температурой наблюдаются на побе-
режье Дальнего Востока, где на расстоянии немногим более 600 км число дней
с температурой ниже 30 °C изменяется от 3—10 на побережье Охотского моря
до 130—160 на Оймяконском плоскогорье.
Вследствие большой зависимости числа дней с низкой температурой, как и
температуры вообще, от высоты и рельефа местности, создается чрезвычайно
сложная картина его распределения в районах горного Алтая, Саян, Станово-
го, Яблонового и Верхоянского хребтов и др. Чем выше расположена станция,
тем меньше отмечается на ней дней с низкой температурой благодаря развитию
в горах инверсий при антициклонической погоде. Зависимость от форм релье-
фа проявляется достаточно четко. Наиболее холодными являются глубокие
межгорные долины и котловины. Именно в этих формах рельефа располагают-
ся очаги большого числа дней с низкой температурой на юго-востоке Алтая
(Кош-Агач — 78 дней), в центре Саян (Кызыл — 83 дня, Эрзин — 92 дня), в сис-
теме гор Станового и Яблонового хребтов (Калакан — 117 дней). В котловинах
Верхоянского хребта, на станциях Верхоянск и Оймякон температура ниже -30 °C
отмечается в течение полугода. В долинах рек, где происходит скопление хо-
лодного воздуха и дополнительное его выхолаживание в ночные часы, число
дней с температурой ниже -30 °C также значительно больше, чем вне долин в
том же районе.
Наименьшее число дней с температурой ниже —30 °C отмечается на побере-
жьях Дальнего Востока и Баренцева моря, а также в европейской части России
149
южнее 50° с.ш. (0,05—1 день). На побережьях Черного и Каспийского морей и
островах Тихого океана дней с понижением температуры до -30 °C и ниже не
зарегистрировано.
Характер распределения (т. е. конфигурации изолиний) числа дней с тем-
пературой ниже —35 и -40 °C примерно такой же, как и числа дней с темпера-
турой -30 °C. Изолиния одного дня с температурой, равной или ниже -30 °C,,
проходит западнее Среднерусской возвышенности, южная часть изолинии
с температурой, равной или ниже -35 °C, располагается в Предуралье, а дни
с температурой, равной или ниже -40 °C, в европейской части России отмечаются
только на севере, в бассейне р. Печоры, где их число составляет 6—8.
Число дней с температурой ниже -30, -35 и -40 °C имеет четко выражен-
ный годовой ход (рис. 4.20). Для всех указанных градаций температуры макси-
мум числа дней приходится на январь. Только в Якутии, в районе верхоянско-
го полюса холода, число дней в декабре й январе одинаково и составляет почти
полный месяц для температуры, равной или ниже -30 °C. Число дней с темпе-
ратурой, равной или ниже —35 °C, в декабре в этом районе больше, чем в февра-
ле, а в ноябре больше, чем в марте, что связано с более быстрым повышением
температуры воздуха по сравнению с ее понижением в годовом ходе.
В арктических районах, напротив, в феврале и марте различия в числе дней
для градации —30 °C очень малы. Число дней с температурой ниже —35 °C в фев-
рале такое же, как в январе, а в марте оно уменьшается до 70 % от его уровня в
январе—феврале. Наибольшее число дней с температурой ниже —40 °C отмеча-
ется также в январе, а В' феврале и марте оно не более 40 % от январского.
В центральных районах европейской части России и в Западной Сибири при
максимуме числа дней в январе отмечается преобладание декабрьского числа
дней над февральским. На юге азиатской части России распределение числа
дней с температурой, равной или ниже -30 °C, в течение года симметрично от-
носительно января, а число дней с температурой, равной или ниже —35 и —40 °C,
максимально в декабре. В Приморье и на Дальнем Востоке распределение чис-
ла дней симметрично для всех трех рассматриваемых градации.
Средние квадратические отклонения числа дней с минимальной температу-
рой воздуха, равной или ниже -30 °C, на территории России меняются от 0,07
на юге европейской части России до 80—90 дней в центральных районах Яку-
тии. Для двух других критических уровней (-35 и -40 °C) значения о уменьша-
ются с понижением уровня температуры.
Распределение по территории России числа дней с максимальной темпера-
турой выше 30 °C (рис. П.4.26) характеризуется широтным ходом:, изолиний.
Только на Дальнем Востоке под влиянием охлаждающего воздействие Охот-
ского и Берингова морей ход изолиний приобретает меридиональный характер.
Температура выше 30 °C отмечается почти на всей территории России. Не
зарегистрировано ни одного дня о такой температурой только на островах-Арк-
тического бассейна побережьях Карского, Чукотского и Берингова морей, на>
западном побережье моря Лаптевых й на северном побережье Охотского моря.
Не отмечались дни с температурой выше 30 °C и на от е - ьных высокогорных
станциях Большого Кавказа (Бермамыт, Терстэл, Эльбрус, Шаджатмаз).. Вгце-
лг» я можно утверждать, что в европейш й части Ро< • z чр •_ до дней с темпера-
турой выше 30 °C увеличивается с северо-запада на юго-восток. В азиатской ча-
ст и оно увеличивается в обратном направлении, что соответствует представлен-
ному ранее распределению средней месячной температуры в июле. Под. влия-
нием орографических особенностей места >сти ход и юлирцй.числа,дней с тем-
150
Рис. 4.20. Число дней с минимальной температурой воздуха ниже -30, -35 и -40 "С в Верхоянске (а)
Иркутске (б), Николаевске-иа-Амуре (в), Архангельске (г), Диксоне (3) и Смоленске (е).
151
пературой выше 30 °C отклоняется от широтного направления. Зависимость от
формы рельефа в данном случае обратная по сравнению с зависимостью от ре-
льефа распределения минимальной температуры. В замкнутых формах релье-
фа число дней с температурой выше 30 °C больше, чем на открытых, при про-
чих равных условиях. С увеличением высоты места или с приближением к вод-
ной поверхности число дней с высокой температурой уменьшается.
В большинстве районов европейской части России число дней с температу-
рой, равной или выше 30 °C, изменяется от 0,1 на северных побережьях до 10 на
широте Казани. На Среднерусской возвышенности число дней с высокой тем-
пературой ниже, чем в соседних районах, и составляет даже на широте Курска
не более 5 дней. Южнее уменьшаются расстояния между изолиниями числа
дней или увеличивается широтный градиент числа дней с температурой, рав-
ной или выше 30 °C. В районах южнее Среднерусской и Приволжской возвы-
шенностей идет быстрое нарастание числа дней с высокой температурой, кото-
рое достигает в степных районах Дагестана и Калмыкии 60—70 дней в году.
Распределение числа дней с высокой температурой в горных районах Став-
ропольского края и республик Северного Кавказа чрезвычайно сложное в свя-
зи с крайней неоднородностью рельефа. Поэтому по имеющимся данным прове-
дение изолиний затруднено и нецелесообразно. Можно лишь констатировать,
что здесь отмечается большая изменчивость числа дней с температурой, равной
или выше 30 °C: от 40 дней в районе Минеральных Вод до отсутствия их на вы-
сокогорных станциях. В азиатской части России число дней с температурой,
равной или выше 30 °C, почти повсеместно не превышает 10 дней в году. Толь-
ко в глубоких котловинах Алтая и Саян и на юге Забайкалья и Дальнего Восто-
ка оно увеличивается до 15—20 дней в году.
Понижение (повышение) температуры до -30 (30) "С, удерживающееся в те-
чение 10 дней и более, считается стихийным явлением.
Повторяемость числа дней с температурой ниже —30 °C, удерживающейся в
течение 10 дней и более, на всей европейской части России не превышает 0,1 и
только в верховьях р. Печоры она увеличивается до 0,2.
В азиатской части России понижение температуры ниже -30 °C в течение
10 дней отмечается ежегодно на огромной территории в бассейне рек Лены,
Яны и Индигирки, которая простирается вплоть до Алданского нагорья. В за-
падном и восточном направлениях от этой области повторяемость столь сурово-
го зимнего явления постепенно уменьшается. Еще один очаг большой повторя-
емости температуры ниже —30 °C, удерживающейся в течение 10 дней, нахо-
дится в районах Чуйской долины Алтая и Тувинской котловины Саян.
Температура воздуха выше 30 °C, удерживающаяся в течение 10 дней под-
ряд, отмечается на территории России чрезвычайно редко. Только в Астрахан-
ской области и в Калмыкии такое явление регистрируется почти ежегодно
(Р = 0,8...0,9). Здесь в отдельные годы максимальная температура воздуха бо-
лее 30 °C может отмечаться в течение 20—25 дней подряд (Астрахань, Степной,
1981 г.). В Ставропольском крае, Волгоградской области и Центрально-черно-
земных областях наблюдается в среднем от 3 до 5 лет из 10, когда максималь-
ная температура выше 30 °C держится более 10 дней подряд. Севернее этих рай-
онов в европейской части России лишь в чрезвычайно жаркое лето 1972 г. тем-
пература выше 30 °C наблюдалась в течение 10 дней даже на широте Архан-
гельска.
В азиатской части России это опасное явление погоды повторяется 1—2 раза в
год лишь в Хабаровском крае и на юге Забайкалья (наиболее пожароопасном районе).
152
Продолжительность периодов с высокой и низкой температурой
Продолжительность периодов с температурой, близкой к экстремальной,
представляет большой практический интерес.
Суммарная продолжительность (в часах) периодов с низкой температурой
тесно связана с числом дней с минимальной температурой ниже заданных уров-
ней (рис. 4.21). График связи представлен отдельно для числа дней менее и бо-
лее 50, так как при определении непрерывной продолжительности по общей
линии связи оказалось, что в случаях, когда число дней с минимальной темпе-
ратурой составляет менее 50, суммарная продолжительность, определяемая по
линии связи, будет завышена на 100—200 ч, а при числе дней более 50 — занижена.
Определены уравнения регрессии, выражающие эту связь:
т = 14Л 8,5 для числа дней < 50;
т = 23,9Л - 553,8 для числа дней > 50,
где т — суммарная продолжительность периодов с температурой ниже заданного
уровня; D — число дней с минимальной температурой.
Коэффициенты корреляции соответственно равны 0,99 ± 0,01 и 0,98 ± 0,02.
Следовательно, распределение по территории суммарной продолжительности
аналогично распределению числа дней с низкими температурами.
Область наибольшей суммарной продолжительности периодов с низкой
температурой располагается в центральной и северо-восточной частях Якутии.
Здесь суммарная продолжительность периодов с температурой ниже -30 °C со-
ставляет более 2000 ч (рис. П.4.27), их средняя непрерывная продолжитель-
ность в Якутске в январе равна 9—10 суткам, а максимальная непрерывная
продолжительность достигает 50—60 суток. В долинах рек Яны и Индигирки,
суровость климата которых нами уже описывалась, суммарная продолжитель-
ность такой температуры в год превышает 3000 ч, а в отдельные годы темпера-
тура ниже —30 °C удерживается в течение более двух месяцев. Максимальная
непрерывная продолжительность может достигать 30—40 суток, а в замкну-
тых горных долинах — 60 суток. Суммарная продолжительность периодов с
температурой ниже -40 °C уменьшается примерно вдвое, но в районах полюсов
холода она продолжает оставаться свыше 2000 ч в год. В январе средняя непре-
рывная продолжительность периодов с температурой ниже -40 °C сокращается
до 40—60 ч, а в долинах рек на северо-востоке Якутии такие значения темпера-
туры удерживаются в течение 4 суток и более (табл. 4.12). Максимальные зна-
чения непрерывной продолжительности периодов с температурой ниже -40 °C со-
ставляют 700—750 ч в центральных районах, а в котловинах Оймяконского
плоскогорья они достигают 30 суток и более (Оймякон — 1173 ч) (табл. 4.13).
Суммарная продолжительность периодов с температурой ниже -50 °C значитель-
но сокращаётся (Вилюйск — 73 ч, Якутск — 117 ч), но в долинах рек Яны и
Индигирки она остается более 600 ч.
Свыше 1500 ч в году держится температура ниже -30 °C на севере Восточ-
но-Сибирского плоскогорья и на Таймыре. В отдельные годы в этих районах
температура такого уровня держалась непрерывно в течение 600—700 ч. Сум-
марная продолжительность периодов с температурой ниже -40 °C составляет
здесь 600—700 ч, а средняя непрерывная продолжительность в зимние месяцы
не превышает 60—70 ч.
153
a)
Побережье арктических морей (Диксон, м. Челюскин, Амбарчик) характе-
ризуется уменьшением суммарной продолжительности периодов с температу-
рой, равной или ниже -30 °C, почти вдвое (800—1000 ч), а на островах Северно-
го Ледовитого океана морозы с температурой ниже —30 °C удерживаются в тече-
ние 300—500 ч. Продолжительность периодов с температурой ниже -40 °C
уменьшается от 200 ч на побережье до 30—70 ч на островах и далеко вдаю-
щихся в океан мысах.
154
Таблица 4.12
Суммарная продолжительность (я) периодов
с температурой воздуха ниже заданного уровня
Станция Уровень, 'С X XI XII I П Ш IV Год
Якутск -30 10 375 714 744 527 172 4 2546
-35 1 236 579 562 444 75 1 1897
-40 — 121 387 444 288 25 0,2 1265
-45 — 22 182 229 113 4 — 550
-50 — 4 25 69 19 0,2 - 117
Оймякон -30 72 493 744 744 672 406 63 3195
-35 25 447 657 744 482 315 27 2696
-40 3 335 612 553 471 203 4 2180
-45 0,2 182 468 423 336 85 — 1495
-50 — 52 295 304 180 24 — 856
Хатанга -30 33 309 332 575 425 345 47 2066
-35 2 151 268 377 365 180 7 1352
-40 — 52 125 269 206 61 1 714
-45 — 6 49 127 69 7 — 258
-50 — — 17 15 13 — — 45
Шмидта, мыс -30 — 18 144 169 276 171 26 804
-35 — — 21 61 95 34 1 212
-40 — — 1 13 13 3 — 30
-45 — — — — 0,4 0,2 — 1
Ванавара -30 12 132 360 429 332 101 7 1373
-35 3 72 244 287 250 52 0,2 909
-40 — 22 143 180 149 19 — 513
-45 — 4 65 85 69 4 — 227
-50 — 1 19 34 20 — - 73
Березово -30 1 21 114 226 147 10 — 519
-35 — 6 52 105 76 1 — 241
-40 •— 0,4 25 31 25 — — 82
-45 — 0,4 8 7 2 — — 17
-50 — — — 1 — — — 1
Томск -30 8 77 130 90 6 311
-35 — 4 38 58 38 1 — 139
-40 — — 14 13 9 — — 37
-45 — — 1 2 0 — — 4
Троицко- -30 0,4 8 79 149 69 2 — 308
Печорское -35 — 3 44 75 30 — — 151
-40 — 1 19 30 10 — — 59
-45 — — 6 4 2 — — 13
-50 — — 0,2 — — — — 0
Архангельск -30 — 2 23 56 28 2 - 111
-35 - I 8 15 6 0,2 — 29
-40 — — 1 — 0,4 — — 2
Казань -30 —. — 1 29 18 — — 49
-35 — — — 2 1 — — 2
Николаевск- -30 — — 42 109 20 — — 171
на-Амуре -35 — 2 13 1 — — 17
-40 — — — 1 — — — 1
155
Таблица 4.13
Характеристики продолжительности периодов с температурой воздуха ниже заданного уровня за год
Станция Продолжительность, ч
суммарная средняя максимальная
-30 °C -35 °C -40 °C -45 °C 50 С -30 °C -35 "С -40 °C -45 °C -50 °C -30 °C -35 °C -40 °C -45 °C -50 °C
Якутск 2546 1897 1265 550 117 59 41 28 21 13 1300 597 513 183 96
Оймякон 3195 2696 2180 1495 856 65 41 29 25 15 1600 1440 1173 627 414
Марково 1043 582 316 85 6 21 16 13 8 9 492 261 135 75 15
Алдан 845 337 65 1 — 25 17 13 5 — 414 180 84 9 —
Диксон 1003 322 62 1 — 32 21 17 7 — 387 294 78 9 —
Хатанга 2066 1352 714 258 45 49 41 35 27 19 669 573 312 297 84
Тура 1950 1371 857 429 133 48 42 35 28 21 802 642 420 381 138
Ванавара 1373 909 513 227 73 23 18 14 13 10 573 219 132 96 42
Енисейск 628 345 160 36 1 21 17 12 9 3 303 141 117 54 6
Березово 519 241 82 17 1 31 25 22 11 6 393 315 183 51 —
Томск 311 139 37 4 — 20 14 9 5 — 249 132 30 9 —
Омск 245 87 9 — — 21 14 8 - — 315 108 33 — —
Барнаул 192 56 10 — — 16 13 9 — — 156 66 15 — —
Благовещенск 228 34 1 — — 16 14 12 — — 120 21 9 — —
Нарьян-Мар 342 131 40 2 - 21 17 13 5 — 168 150 45 6 —
Сыктывкар 175 59 12 1 — 21 12 15 6 — 122 99 18 6 —
Мурманск 20 2 — — — 14 12 — - — 60 24 — — —
Оренбург 56 10 - — — 12 8 — — — 186 90 — — —
Казань 49 2 — — — 16 7 — — — 81 12 — — —
Такие же значения продолжительности периодов с низкой температурой отме-
чаются и на северо-востоке Забайкалья, где в долинах рек Чалы, Витима, Шилки
и Других суммарная продолжительность периодов с температурой ниже -30 °C
составляет 900—1000 ч, а ниже -40 °C — 300—400 ч. Следует отметить, что на
склонах и вершинах Станового и Яблонового хребтов продолжительность таких
периодов почти в 10 раз меньше, чем в долинах, где застаивается холодный
воздух. Зависимость суммарной продолжительности от форм рельефа хорошо
прослеживается и в горных районах Алтая и Саян, где суммарная продолжи-
тельность периодов с температурой ниже -30 °C может различаться на 500—1000 ч
в зависимости от высоты долин над уровнем моря, их глубины, ширины, кру-
тизны склонов и т. д. Так, для Западной Сибири характерно изменение сум-
марной продолжительности от 400—500 ч на севере Томской области до
200—300 ч на юге для равнинных районов, а на склонах Кузнецкого Алатау
суммарная продолжительность понижается до 50—70 ч в год. В Тувинской же
котловине продолжительность периодов с температурой ниже —30 °C увеличи-
вается до 900—1100 ч. Продолжительность периодов с температурой ниже —40 °C
на ст. Ненастная составляет менее 1 ч, а на станциях Кызыл и Эрзин — более 200 ч
в год.
В европейской части России наибольшая суммарная продолжительность
периодов с низкой температурой отмечается в бассейне р. Печоры, где она рав-
на 200—300 ч в год для температуры ниже -30 °C и 30—60 ч для температуры
ниже -40 °C. В Архангельской области и Республике Коми температура ниже
-30 °C удерживается в течение 80—100 ч, а ниже -40 °C — не более 20 ч в году.
В более западных и южных районах продолжительность периодов с темпе-
ратурой ниже -30 °C составляет не более 10—40 ч, а температура -40 °C не от-
мечается совсем.
Годовой ход суммарной продолжительности периодов с температурой ниже
-30...-40 °C аналогичен ходу числа дней с температурой ниже этих пределов
(рис. 4.22). В азиатской части страны периоды с температурой ниже -30 °C на-
блюдаются с октября по апрель в центральной Сибири и на севере Краснояр-
ского края; на остальной территории Сибири — с ноября по март. На Дальнем
Востоке только в зимние месяцы температура опускается ниже —30 °C, а на по-
бережье — лишь в отдельные годы в январе. В европейской части России на се-
веро-востоке и в северном Предуралье температура ниже -30 °C удерживается с
октября по март, а в центре она отмечается, как и на Дальнем Востоке, только
зимой. Периоды с температурой ниже -40 °C отмечаются, как правило, на ме-
сяц позднее осенью и раньше весной. Исключение представляют районы цент-
ральной части Восточной Сибири, где температура ниже -40 °C наблюдается в
отдельные годы как в октябре, так и в апреле. Температура ниже —50 °C отме-
чается в этом районе с ноября по март, а на севере Красноярского края только в
зимние месяцы.
Наибольшая продолжительность периодов с температурой, равной или ниже
-30 °C, на всей территории России приходится на январь и только на аркти-
ческом побережье — на февраль. Такое же распределение в течение года харак-
терно и для продолжительности периодов с температурой —40 и —50 °C, но в от-
дельных районах Восточной Сибири в декабре суммарная продолжительность
периодов с такими значениями температуры больше, чем в январе. Суммарная
продолжительность осенью также больше, чем весной, но на побережье Север-
ного Ледовитого океана суммарная продолжительность периодов с температу-
рой ниже —30 °C в марте во много раз больше, чем в ноябре (о. Врангеля — 100
157
и 0,8 ч соответственно, о. Диксон — 187,8 и 61 ч). По мере удаления от побере-
жья эти различия сглаживаются, а во внутренних районах с выраженным кон-
тинентальным типом климата суммарная продолжительность в ноябре превы-
шает значения марта на 100 ч и более (см. рис. 4.22).
Годовой ход непрерывной продолжительности периодов с низкой темпера-
турой несколько отличается от годового хода суммарной продолжительности
(рис. 4.23). В северо-восточных районах Якутии и Красноярского края макси-
мальные значения непрерывной продолжительности периодов для всех рас-
сматриваемых уровней температуры отмечаются в январе, но на юге Сибири и
в европейской части России происходит их смещение на декабрь. В арктиче-
ских районах, севернее Новой Земли, максимум непрерывной продолжитель-
ности периодов с низкой температурой наблюдается в феврале. Соотношение
между продолжительностью периодов весной и осенью в целом сохраняется, и
только на арктических станциях, расположенных на некотором удалении от
берега (Хатанга, Анадырь), средняя непрерывная продолжительность периодов
с морозами весной меньше, чем осенью, хотя суммарное число часов с темпера-
турой ниже определяемых уровней больше весной (рис. 4.24).
Распределение продолжительности периодов с высокой температурой
(рис. П.4.28) по территории России носит широтный характер. Область наи-
большей продолжительности периодов с температурой выше 25 и 30 °C распола-
гается на юге европейской части России, где в Калмыкии и Астраханской обла-
сти средняя суммарная продолжительность периодов с температурой выше 25 °C
составляет более 1000 ч, а с температурой выше 30 °C — более 300 ч в год. Не-
прерывная продолжительность периодов с температурой выше 25 °C составляет
Рис. 4.22. Годовой ход суммарной продолжительности (ч) периодов с низкой температурой.
1—5 — соответственно -30, -35, -40, —45 и -50 ’С.
158
Рис. 4.23. Годовой ход средней непрерывной продолжительности (ч) периодов с низкой темпера-
турой.
1 —5 — соответственно -30, —35, -40, -45 и -50 "С.
8 8 ё о 5 8 й § о 3 ё S
Рис. 4.24. Продолжительность (ч) периодов с низкой температурой в ноябре (2) н мар-
те (2).
-30 -35 -40 -45 °C
ч Диксон
Ч
200 1,
160 ’
159
здесь 8—10 ч, а в отдельные годы достигает 70—90 ч (табл. 4.14). По мере уда-
ления от этих районов на север и к Черноморскому побережью Краснодарского
края суммарная продолжительность периодов с высокой температурой быстро
убывает и уже на широте Воронежа не превышает 300 ч. На арктическом побе-
режье европейской части России суммарная продолжительность периодов с
температурой выше 25 'С составляет около 30 ч, а на северном побережье и ост-
ровах азиатской части России такие температуры не зарегистрированы. На по-
бережье Охотского моря суммарная продолжительность периодов с температу-
рой выше 25 °C составляет не более 3—4 ч. На юге Приморья благодаря охлаж-
дающему влиянию летнего муссона суммарная продолжительность периодов с
высокой температурой меньше, чем на побережье Черного моря, почти в 10 раз.
Таблица 4.14
Характеристики продолжительности периодов
с температурой выше заданного уровня за год
Станция Продолжительность, ч
суммарная средняя максимальная
25 'С 30 "С 25 С 30 "С 25‘С 30 "С
Якутск 215 40 8 6 18 15
Оймякон 68 3 6 4 12 6
Марково 3 — 3 — 3 —
Алдан 92 6 7 4 15 9
Диксон — — — — — —
Хатанга 32 2 8 5 15 9
Тура 122 15 7 6 15 10
Ванавара 209 30 8 6 16 12
Енисейск 179 20 7 3 18 12
Березово 49 1 6 4 15 8
Томск 186 18 7 5 15 11
Омск 309 50 8 6 18 11
Барнаул 301 34 8 5 21 12
Иркутск 168 10 6 4 20 10
Владивосток 62 2 6 4 21 6
Сыктывкар 112 9 7 6 18 9
Мурманск 20 2 7 5 18 9
Москва 167 12 7 6 18 9
Оренбург 690 158 9 6 66 15
Казань 286 33 8 6 24 11
Октябрьский Городок 426 87 8 6 39 16
Ростов-на-Дону 721 155 9 7 45 18
Астрахань 1055 299 10 7 90 15
Сочи 497 23 8 5 42 9
160
ч Троицко-Печорское
Бараб и
Оренбург
Якутск
IV V VI VII VIII IX X XI
Рис. 4.25. Суммарная продолжительность (ч) периодов с температурой выше 25 ’С (1) и 30 ”С (2).
Температура выше 25 °C отмечается с апреля по октябрь только южнее Рос-
товской области, в центральных районах европейской части России и на юге
Сибири — с апреля по сентябрь, на юге Якутии и в центральной части Восточ-
но-Сибирского плоскогорья — с мая по сентябрь, а в более северных районах —
только в летние месяцы. Годовой ход суммарной продолжительности периодов
с температурой выше 25 и 30 °C характеризуется максимальными ее значения-
ми в июле на всей территории страны (рис. 4.25) и только на побережье Даль-
него Востока — в августе. В другие летние месяцы в азиатской части России
суммарная продолжительность периодов с температурой выше 25 и 30 °C в
июне больше, чем в августе (за исключением побережья Дальнего Востока).
В европейской части России на севере и северо-западе сохраняется такое же
распределение суммарной продолжительности в течение лета, а южнее широты
Москвы суммарная продолжительность в августе больше, чем в июне, и разно-
сти продолжительности между этими месяцами возрастают с севера на юг (Мо-
сква — 5 ч, Оренбург — 32 ч, Грозный — 83 ч).
Непрерывная продолжительность периодов с температурой выше 25 °C прак-
тически на всей территории страны составляет в среднем за летние месяцы 6—
8 ч (см. табл. 4.14), и только на побережье Дальнего Востока и на крайнем севе-
ре в азиатской части России она понижается до 3—5 ч, а в южных районах ев-
ропейской части, напротив, возрастает до 9—11 ч. Непрерывная продолжитель-
ность периодов с температурой выше 30 °C на 1—2 ч меньше, чем периодов с
температурой выше 25 °C, повсеместно, кроме крайнего севера и юга европей-
ской части России, где расхождения возрастают до 3—5 ч. Максимальная не-
прерывная продолжительность периодов с температурой выше 25 °C составляет
в среднем 15—18 ч на большей части территории России, кроме юга европей-
ской части страны, где она может изменяться от 48 ч на. широте Оренбурга до
90 ч в Астрахани и Элисте.
161
4.1.4. Заморозки
Заморозком называется понижение температуры воздуха или деятельной
поверхности до О °C и ниже на фоне положительной средней суточной темпера-
туры воздуха. Заморозки отмечаются повсеместно на всей территории России и
в сельскохозяйственных зонах наносят значительный ущерб возделываемым
культурам. Фундаментальные работы по агроклиматической характеристике
заморозков были выполнены в ГГО под руководством И. А. Гольцберг [45]. Эти
исследования легли в основу многих разработок, связанных с районированием
территорий для сельскохозяйственного производства, при установлении сро-
ков сева, а также используются для создания методов борьбы с заморозками.
И. А. Гольцберг были выделены три типа заморозков по их происхождению:
1. Адвективные заморозки возникают в результате крупномасштабного
вторжения холодного воздуха и длятся в течение нескольких суток подряд. Во
время этих заморозков даже дневная температура может быть ниже О °C. При
этом типе заморозков микроклиматические различия нивелированы.
2. Радиационные заморозки возникают в тихие ясные ночи в результате ин-
тенсивного ночного выхолаживания, причем они могут наблюдаться при вы-
сокой положительной дневной температуре. При этом типе заморозков весьма
значительны микроклиматические различия, связанные с формами рельефа.
3. Адвективно-радиационные заморозки возникают в результате адвекции
холода и последующего ночного радиационного выхолаживания. Эти замороз-
ки отмечаются при относительно высокой средней суточной температуре возду-
ха, а их наибольшая повторяемость приходится на позднее весеннее и раннее
осеннее время, т. е. они наиболее опасны для сельскохозяйственного производ-
ства.
По времени наступления заморозков на сельскохозяйственных территори-
ях России можно выделить две зоны: холодную и умеренную. К холодной зоне
относятся территории севернее изолинии с продолжительностью безморозного
периода 80—90 дней (рис. П.4.29). В арктических районах более чем в поло-
вине всех лет безморозный период отсутствует. В умеренной зоне, где располо-
жены основные площади посевов, продолжительность безморозного периода
колеблется от 90 дней на севере европейской части России и Западной Сибири
до 180 дней в южных районах (Северный Кавказ). В данном случае рассматри-
ваются осредненные показатели для равнинной территории России; микрокли-
матические особенности заморозков будут рассмотрены в конце главы.
Из табл. 4.15 видно, что в умеренной зоне длительность безморозного пери-
ода, по данным измерений в метеорологической будке, в среднем на 20 дней
больше по сравнению с тем же периодом на поверхности почвы. Эта разница
возрастает до 30 дней в южных районах Восточной Сибири.
В холодной зоне заморозки возможны во все месяцы вегетационного перио-
да растений. Раньше всего заморозки заканчиваются на Черноморском побере-
жье Кавказа — в конце февраля. В Центрально-черноземных областях эта дата
сдвигается на 1-ю декаду мая. Широтное изменение даты наступления замо-
розков (рис. П.4.30) меняется на меридиональное вблизи морских побережий.
Для сельскохозяйственных культур является важной средняя суточная темпе-
ратура, равная 10 °C, выше которой отмечается интенсивный рост растений.
В западных районах России заморозки прекращаются раньше, чем осуществляет-
ся переход температуры через эту градацию. В континентальных районах при оди-
наковой средней месячной температуре период без заморозков на 20—40 дней
162
Таблица 4.15
Средние даты начала, окончания безморозного периода,
а также его длительность в воздухе и на почве в различных районах России
(по И. А. Гольцберг)
Район Дата начала безморозного периода Дата окончания безморозного периода Длительность безморозного периода, дни
в воздухе на почве в воздухе на почве в воздухе на почве
Север европейской части России 1 VI 12 VI 1 IX 21 VIII 105 85
Север Западной Сибири 11 VI 22 VI 11 IX 1 IX 90 70
Запад европейской части России 15 V 30 V 21 IX 10 IX 120 95
Юг европейской части России 20 IV 5 V 11 X 30 IX 170 155
Среднее Поволжье 1 VI 18 VI 11 IX 31 VIII 135 115
Южный Урал 11 V 25 V 1 X 20 IX 140 115
Юг Западной Сибирь 21 IV 8 V 11 X 30 IX 130 110
Юг Восточной Сибири 1 VI 16 VI 10 IX 25 VIII 90 60
Дальний Восток (Приморье) 11 V 21 V 1 X 24 IX 150 135
короче, чем период с температурой выше 10 °C. В отдельные годы дата наступ-
ления заморозков сильно меняется. Например, в Московской области при сред-
ней дате последнего заморозка 6 мая он может отмечаться 10 апреля (самый
ранний заморозок) и 15 июня (самый поздний заморозок). Для сельскохозяйст-
венных культур такие заморозки: самые поздние весной и самые ранние осе-
нью, являются наиболее губительными, хотя их вероятность и не превышает 5 %.
В агроклиматических справочниках дается подробная информация о замороз-
ках по всей сети существующих станций. В [148] приводятся даты самого ран-
него и самого позднего заморозков (табл. 4.16).
Таблица 4.16
Даты самого позднего (весна) и самого раннего (осень) заморозков в воздухе
Станция Дата заморозка Станция Дата заморозка
самого позднего самого раннего самого позднего самого раннего
Санкт-Петербург 28 V 15 IX Новосибирск 9 VI 30 vin
Москва 12 VI 7 IX , Красноярск 10 VI 30 VIII
Казань 3 VI 8 IX 1 Иркутск 11 VI 24 VHI
Саратов 2 VI 14 IX Чита 20 VI 7 VIII
Екатеринбург 12 VI 18 VIII 'Хабаровск 23 V 23 IX
Оренбург 4 VI 7 IX Якутск 1 VII 5 VIH
Омск 8 VI 2 IX Владивосток 5 V 7 X
Примечание. По данным таблицы нельзя выделить безморозный период, так как эти экст- ремальные даты наблюдались в разные годы.
163
Следует выделить местоположение станций, которое влияет на заморозки
иногда в большей степени, чем даже пространственное изменение при переходе
из одного климатического района в другой. Подробно этот вопрос рассмотрен в
[103]. При адвективных заморозках, которые сопровождаются облачной и вет-
ренной погодой, различия в микроклимате не столь значительны, а наиболее
заморозкоопасными являются наветренные склоны. При адвективных и радиа-
ционно-адвективных заморозках форма рельефа, характер растительности, на-
личие водоемов существенно сказываются на их длительности и интенсивно-
сти. В табл. 4.17 приведены возможные поправки на термический режим во
время интенсивных заморозков. На вершинах и крутых склонах, где отмечает-
ся стоковый эффект, интенсивность заморозков может быть на 3—5 °C меньше,
чем на ровной площадке, а безморозный период на 25 дней продолжительнее.
В пониженных формах рельефа, где осуществляется лишь приток холодного
воздуха, эффект обратный — возрастает интенсивность заморозков, а безмороз-
ный период короче на 20—30 дней.
Таблица 4.17
Поправки на заморозкоопасность (по сравнению с равниной)
в ясную штилевую погоду в различных формах рельефа
Форма рельефа Характер циркуляции Поправка
на интенсивность заморозка, “С на длительность безморозного периода, ДНИ
Котловина Приток холодного воздуха -4...-6 -20...-40
Речная долина Долинная циркуляция +2...+3 +10...+15
Берег водоема Бризовая циркуляция +3...+4 +15...+20
Замкнутая долина Приток холодного воздуха -3...-5 -20...-30
Вершина, крутой склон Стоковый эффект +3...+5 +15...+20
Большой город Мезоциркуляция +5...+6 +15...+20
Примечание. Для города поправки даются по сравнению с окрестностями.
Наряду с природными факторами, значительное влияние на заморозки ока-
зывают и крупные антропогенные объекты: города и водохранилища. Искусст-
венные водохранилища играют такую же роль, как и естественные водоемы-.
В больших городах, даже если они расположены на равнине, безморозный пе-
риод может возрасти на 2—3 недели.
На заморозки влияет растительность, увлажненность почвы и ее механиче-
ское состояние. На залесенных склонах холодный воздух задерживается и воз-
растает заморозкоопасность, также она увеличивается на лесных полянах. Сухие
и разрыхленные почвы обладают малой теплопроводностью и быстро охлажда-
ются. В густом травостое повреждается верхний ярус листьев, особенно если
растения расположены на восточных и юго-восточных склонах: их быстрое
164
прогревание утром за счет солнечной радиации и охлаждение ночью увеличи-
вают эффект обморожения. Температура, при которой начинается гибель рас-
тений или их повреждение, называется критической. Критическая температу-
ра различна на разных фаз^х развития растений. В период цветения многие
зерновые, картофель, табак повреждаются при температуре-1...-2 °C. То же
относится и к плодовым культурам, которые чаще всего гибнут весной во вре-
мя цветения и образования завязей. Борьба с заморозками путем дымления
была известна еще в Древнем Риме. Этот способ является наиболее дешевым и
эффективным. Наряду с ним используют укрытие растений, прямой обогрев
плантаций, обильный полив, при котором выделяется скрытая теплота конден-
сации. Если говорить о климатологическом аспекте, то наибольшее практиче-
ское значение име.ет составление карт морозоопасности для конкретного хозяй-
ства, что позволит рационально размещать сельскохозяйственные культуры и
значительно уменьшить ущерб от заморозков.
4.1.5. Оттепели
Оттепели и последующее понижение температуры оказывают неблагопри-
ятное влияние на ряд отраслей экономики: сельское хозяйство, строительство,
транспорт. Они часто приводят к гибели озимых культур, эрозии почв, гололе-
ду, гололедице и соответственно к обрыву линий электропередачи, дорож-
но-транспортным происшествиям. Попеременное оттаивание и промерзание
ограждающих конструкций меняют их физико-технические свойства и умень-
шают долговечность. Особенно наглядно это иллюстрируется разрушением обли-
цовки зданий. В северных и восточных районах России во время оттепелей раз-
рушаются зимники (снежные дороги), которые являются единственными
транспортными артериями для грузоперевозок.
Ни в одном отечественном учебнике по метеорологии и климатологии нет
точного определения понятия оттепели, хотя все климатологи единодушны в
том, что оттепель — это повышение температуры воздуха до О °C и выше в зим-
ний период. В европейских странах любое изменение температуры от отрица-
тельной к положительной называется оттепелью. Там, как правило, оттепелью
называют прекращение заморозков. Поэтому основной задачей является опре-
деление холодного периода, внутри которого повышение температуры можно
считать оттепелью. Оттепели должен предшествовать период отрицательных
значений температуры, в течение которого максимальная температура должна
оставаться ниже О °C. В течение этого промежутка времени развиваются устой-
чивые погодные процессы, которые Б. П. Мультановский назвал „естествен-
ным синоптическим периодом”, подчеркивая, что он не является календар-
ным. Поэтому в различные годы может происходить смещение начала и окон-
чания периода с оттепелями. К. Ш. Хайруллин оттепелью считает повышение
максимальной температуры до О °C и выше внутри следующего периода: за на-
чало принимается день, с которого максимум остается отрицательным не менее
5 дней; за конец принимается день перехода средней суточной температуры
воздуха через О °C.
Подобно заморозкам, оттепели подразделяют на три типа: 1) адвективные,
2) радиационные, 3) радиационно-адвективные (смешанные) [4].
165
Для европейской части России характерны адвективные оттепели, для Восточ-
ной Сибири — радиационные, отмечающиеся в предвесенний период (табл. 4.18).
Адвективные оттепели в европейской части России связаны с вторжениями
атлантических циклонов (реже — средиземноморских), сопровождаются об-
лачностью, осадками при высокой относительной влажности (> 90 % ) и длятся
несколько дней.
Таблица 4.18
Повторяемость (%) оттепелей различного типа
Станпия Оттепель
адвективная радиационная смешанная
Санкт-Петербург 85 10 5
Новосибирск 47 46 7
Красноярск 42 - 48 10
Туруханск 60 30 10
Чита 7 88 5
Якутск 17 77 6
Владивосток 23 68 9
Радиационные оттепели наблюдаются в ясную погоду и вызываются днев-
ным прогревом воздуха за счет солнечной радиации. Суточная амплитуда тем-
пературы воздуха возрастает до 14—15 °C. В Чарской котловине (Забайкалье)
средняя суточная амплитуда в марте составляет 20 °C (табл. 4.19): температура
воздуха днем повышается до 10 °C, а ночью опускается до -10 °C.
Смешанные оттепели характерны для предвесеннего периода, когда после
адвективной оттепели происходит ее усиление за счет солнечной радиации, по-
сле чего воздух ночью выхолаживается и наступает морозный период.
Таблица 4.19
Средняя суточная амплитуда температуры воздуха (”С)
во время оттепелей всех типов
Станция XII I П Ш IV
Санкт-Петербург 4.5 5 5 5(10) 6(11)
Москва 5 5 5(10) 6(10) —
Новосибирск 5 6(11) 6(12)
Туруханск 8 8(14) '
Чита — — (15) (16)
Владивосток 6 6(11) 5(12) —
Примечание. В скобках приведена амплитуда при радиационных оттепелях.
При подсчете числа дней с оттепелью была установлена длина рядов, доста-
точная для определения числа дней с оттепелью с ошибкой не более 2—3 дней.
166
Для Северо-Запада России необходим ряд наблюдений около 25 лет, для юж-
ных и центральных районов европейской части России — 20 лет, для Западной
и Восточной Сибири — около 15 лет (табл. 4.20).
Таблица 4.20
Значения о и длина ряда N (лет),
необходимые для подсчета среднего числа дней с оттепелью
Станция о Станция о N
Архангельск 14 20 ’Новосибирск 9 14
Санкт-Петербург 16 25 Красноярск 8 15
Москва 12 22 (Чита 9 18
Саратов 12 20 г Якутск 8 14
Екатеринбург 10 15 ((Владивосток 7 12
Характер происхождения оттепелей влияет и на их распределение по меся-
цам (табл. 4.21). Например, в Среднем Поволжье и Забайкалье число дней с от-
тепелью примерно одинаково (около 30), однако в Забайкалье 80 % всего числа
дней отмечается в марте—апреле, а в Поволжье 60 % оттепелей в основном бы-
вают в ноябре—феврале, так как здесь преобладают адвективные оттепели.
Таблица 4.21
Число дней с оттепелью
Станция X XI XII I П III IV V Зима
Мурманск — 14 7 4 2 7 12 — 46
Архангельск — 4 6 3 2 9 14 — 38
Санкт-Петербург — 3 12 8 6 16 1 — 46
Воронеж — 4 12 7 7 16 — — 46
Москва — 4 8 5 5 16 2 — 40
Казань — 3 4 2 2 9 3 — 23
Саратов — 2 6 4 4 12 — — 28
Екатеринбург — 6 1 1 2 11 6 — 27
Новосибирск — 2 1 0,5 1 7 11 — 22
Туруханск 2 1 — — — 2 14 13 32
Красноярск — 6 2 0,5 2 11 4 — 25
Чита 1 4 0,1 — 0,5 11 13 — 30
Якутск 2 — — — — 1 15 — 30
Магадан 1 2 1 0,1 0,1 1 9 6 20
Петропавловск-Камчатскии — 4 3 2 1 4 8 — 22
Владивосток — 1 5 1 3 15 — — 25
Примечание. 0,5 — 1 день в 2 года; 0,1 — 1 день в 10 лет.
167
Таблица 4.22
Возможные отклонения числа дней с оттепелью в зависимости от с
Вероятность отклонений, %
10 20 30 40 50 60 70 80 90
18 23 15 9 5 0 -5 -9 -15 -23
16 21 13 8 4 0 —4 -8 -13 -21
14 18 12 7 4 0 —4 -7 -12 -18
12 15 10 6 3 0 -3 -6 -10 -15
10 13 8 5 2 0 -2 -5 -8 -13
8 10 7 4 2 0 -2 -4 —7 -10
Из года в год могут происходить значительные вариации числа дней с отте-
пелью в зависимости от суровости зимы. В Санкт-Петербурге иногда отмечают-
ся „безъядерные” зимы, когда практически нет сильных морозов. Но бывают
зимы и вообще без оттепелей, например, зима 1996 г. В табл. 4.22 приводятся
возможные отклонения числа дней с оттепелью в Санкт-Петербурге в зависи-
мости от о.
Имея о, можно говорить о возможных отклонениях числа дней с оттепелью
в различные годы. Например, при среднем годовом числе дней с оттепелью в
Санкт-Петербурге, равном 46, существует 20 %-я вероятность того, что число
дней с оттепелью за зиму составит либо 31, либо 61 день.
В Сибири при большей устойчивости зимнего термического режима колеба-
ние числа дней с оттепелью при 20 %-й вероятности составляет всего ± 7.
Параллельно с числом дней с оттепелью было рассмотрено число дней с
максимальной температурой воздуха выше или равной 0 °C. Оно за сезон не-
сколько больше, чем число дней с оттепелью, так как включает ранние весенние и
поздние осенние заморозки. Затем было подсчитано отношение длительности
холодного периода (в днях) к числу дней с максимальной температурой выше
или равной 0 °C, получен безразмерный коэффициент устойчивости холодного
периода К и построена карта его распределения по территории. Коэффициент
устойчивости колеблется от 2 на юге России (в Краснодарском крае и Дагестане)
до 13 на севере п-ова Таймыр (рис. 4.26). Южнее изолинии К = 2 уже нет смысла
говорить об оттепелях.
Для европейской части России характерен меридиональный ход К с изме-
нением от 2 до 5. За Уральским хребтом распределение К носит широтный ха-
рактер и только на Дальнем Востоке изолинии повторяют береговую линию.
Характер происхождения оттепелей и соотношение их типов позволили вы-
делить на территории России 6 районов (табл. 4.23):
I. Европейская часть России с двумя подрайонами: а) юго-западный, б) се-
веро-восточный.
II. Западная Сибирь.
168
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
50 \ Zjfpt K \p7\0yK/xS^5 CX2,‘V^t\ \ icMLr-'l /К LA I1\lk Vs /KJ k flf* v\\V y<?/ ///x > у —X > \\xM£z jK Qy/\— 40s tWb Aj 5 7> KJ KJv~ \ V /г'г /К / r £ J \ JJJ \ \ \ Х'а/аО'^'х —Мг\ \ X* 60 3^L-\ \ \ / Х^п13\ \ ^^12 \J^ rvj^AjSX / / х /К (УХ Cvh vHa \ U Ч Z\< l)/N <& ,ts —7V/\f\X<'K<l А \ К50 11 \ -^, -Ц—/^хп ) \’aead п \оК \/ ’ 5 / 5 1 \ у f \ У~^ ) /Ч^Хг* \ Т^ \ кХх
60 70 80 90 101 0 110 120 130 140
. Таблица 4.23
Характеристика районов России, выделенных по типу оттепелей
Районы Подрайоны Число дней с оттепелью и 2 со ° И О. i § § £ 5 & г Повторяемость оттепели, %
1 g 1 ! 1 радиационной
I. Европейская часть а) Юго-западный 35—50 10—15 8—9 70—80 10—20
б) Северо-восточный 20—35 10—15 6—7 65—70 > 20
П Западная Сибирь 17—25 12—17 4—6 40—45 40—45
Ш. Восточная Сибирь а) Южный 25—30 20—25 3—4 10—15 75—80
б) Центральный и северный 15—25 15—20 3—4 10—20 70—75
IV. Прибрежные районы Дальнего Востока, Камчатка, Сахалин 20—30 15—20 4—5 35—40 50—55
V. Приморский край 25—30 15—20 5—6 20—25 65—70
VI. Предгорья Кавказа 40—45 5—10 8—10 70—80 10—20
III. Восточная Сибирь с двумя подрайонами: а) южный, б) центральный и
северный.
IV. Прибрежные районы Дальнего Востока, Камчатка, Сахалин.
V. Приморский край.
VI. Предгорья Кавказа.
Вся европейская часть России характеризуется преобладанием адвектив-
ных оттепелей (70—80 %). В районе 1а отмечается максимальное число дней с
оттепелью — 35—50 за сезон. Это связано с выносом теплых влажных масс воз-
духа с Атлантики и Средиземноморья Северо-восток европейской части, Сред-
нее и Верхнее Поволжье (район 16) характеризуются сокращением числа дней с
оттепелью до 20—35 за сезон. Несмотря на сокращение числа дней с оттепе-
лью, число оттепельных периодов сокращается мало (с 9 до 7), т. е. они менее
продолжительны, а максимальная температура ниже. Если на юго-западе евро-
пейской части России преобладают оттепельные периоды длительностью более
170
5 дней, то в районе 16 — 2—3 дня. В районе 1а преобладают оттепели интенсив-
ностью 2,5—5,0 °C (до 40 %), в районе 16 их интенсивность уменьшается до
1,0—2,5 °C.
Район II характеризуется равным количеством адвективных и радиацион-
ных оттепелей. Этот обширный район удален от основных центров формирова-
ния зимних циклонов, поэтому они приходят сюда ослабленными, длитель-
ность оттепельных периодов невелика и составляет 1—2 дня (свыше 50 %).
Распределение оттепелей в течение года носит иной характер, чем в европейской
части России, где они более или менее равномерно распределяются по зимним
месяцам. В Западной Сибири 70 % всех оттепелей приходится на март—апрель.
Уменьшается и число оттепельных периодов (до 4—5), а интенсивность оттепе-
лей составляет всего 1,5—2,5 °C.
Своеобразным районом является Восточная Сибирь, где общее число дней с
оттепелью возрастает по сравнению с Западной Сибирью за счет поступления
большого количества солнечной радиации: в отдельные периоды свыше 80 %
составляют радиационные оттепели. Они характеризуются большими суточными
амплитудами (около 15 °C) и смещением на предвесенний период (март—
апрель). В северных районах максимальное число оттепелей наблюдается в ап-
реле—мае.
На побережье Дальнего Востока, на Камчатке и Сахалине определенное влия-
ние оказывают моря Тихого океана, но оно не столь значительное, как влияние
Атлантического океана на европейскую часть России. Это объясняется особен-
ностями зимней циркуляции, при которой преобладает вынос воздушных масс
с континента. При одинаковых значениях средней месячной температуры, на-
пример с Мурманском, оттепелей в зимний период на Дальнем Востоке в 2 раза
меньше. Увеличение облачности и возрастание числа дней с туманами препят-
ствуют прогреванию приземного слоя воздуха, что приводит к уменьшению
числа дней с радиационными оттепелями; их повторяемость уменьшается до
50—55 % и лишь на юге Приморского края вновь возрастает до 65—70 %.
На юге России в предгорьях Кавказа на высотах 600 -800 м в январе темпе-
ратура опускается до —5 °C и в этот месяп отмечается 10—15 дней с оттепелью.
Однако зимы здесь неустойчивые, что связано с влиянием Черного и Каспий-
ского морей. На высотах, близких к 1000 м, возрастает число ясных дней и от-
мечаются радиационные оттепели. Оценка оттепелей в предгорьях Кавказа —
специальная задача и может быть выполнена лишь в мезомасштабе. Что каса-
ется равнинных районов юга России, то для них характерны крайняя неустой-
чивость зимнего периода и значительное количество числа дней с оттепелью.
В Астрахани, Ростове-на-Дону, Краснодаре за зиму (декабрь—март) насчиты-
вается до 45 дней с оттепелью при интенсивности 8—9 °C и длительности свыше
10 дней.
На равнинных территориях России оттепели могут отмечаться и при сред-
ней месячной температуре -20 °C, но в горах при температуре ниже -15 °C отте-
пели не наблюдаются. Если адвекция теплого воздуха глубоко проникает в
континентальные равнинные районы, то горы являются для воздушных масс
естественным препятствием. Накладывают свой отпечаток и зимние инверсии,
которые прослеживаются до высот 1000 м.
171
4.2. Температура почвы
Почва — компонент климатической системы, являющийся наиболее актив-
ным аккумулятором солнечного тепла, поступающего на Землю. Ее термический
режим складывается в первую очередь под влиянием таких составляющих теп-
лового баланса, как радиационный баланс и испарение влаги с ее поверхности.
Циркуляционные процессы и прежде всего адвекция воздушных масс оказыва-
ют на температуру почвы меньшее непосредственное влияние, чем на темпера-
туру воздуха и многие другие метеорологические величины. Однако в форми-
ровании температурного режима почвы участвуют снежный покров и осадки, в
значительной степени связанные с общей циркуляцией атмосферы и влагообо-
ротом. Сильное влияние на температуру поверхности почвы оказывает рельеф
местности.
Температура поверхности почвы и ее верхнего слоя в значительной мере опре-
деляет возможности произрастания различных сельскохозяйственных культур.
Глубина ее промерзания и протаивания учитывается при строительстве зданий
и сооружений, проектировании и эксплуатации транспортных сетей.
4.2.1. Средняя годовая, средняя месячная, средняя суточная температура
Средняя годовая температура
Анализ основных особенностей географического распределения температу-
ры подстилающей поверхности начнем с распределения годовой температуры.
Как видно из рис. П.4.31, оно носит почти зональный характер. Некоторое от-
клонение от зональности наблюдается на юге европейской части России, где
изолинии располагаются под небольшим углом к широтным кругам. Годовая
температура почвы убывает с юго-запада на северо-восток.
В азиатской части России нарушение зональности отмечается в восточной
части Якутии и Забайкалье, где изолинии заметно прогибаются к югу, а также
вдоль дальневосточного побережья — там они приобретают меридиональное на-
правление.
Наиболее низкая температура почвы имеет место на побережье северных
морей азиатской части России и на севере Якутии, где годовая температура по-
всеместно ниже -12 °C. Очаги самой низкой температуры почвы (< -16 °C) рас-
полагаются так же, как и температуры воздуха, в районе Оймякона, Верхоян-
ска и в долине р. Яны.
В европейской части России самая низкая температура наблюдается на се-
веро-востоке Большеземельской тундры, где в районе Воркуты отмечается
—6...—8 °C. В направлении на юг температура почвы повышается как в европей-
ской части страны, так и в азиатской и принимает в европейской части южнее
63—65° с.ш., а на территории Западной Сибири южнее 57—60° с.ш. положи-
тельные значения. Исключение составляет территория Восточной Сибири и
особенно Забайкалья, где отрицательная температура наблюдается даже в зоне
50—55° с.ш. В долине р. Витима и ее притоков годовая температура почвы до-
стигает -7...-8 °C. Небольшая отрицательная средняя годовая температура на-
блюдается также на о. Сахалин и на Камчатке. Самая высокая средняя годовая
температура почвы имеет место на юге европейской части России, где в Крас-
нодарском и Ставропольском краях она превышает 12^—13 °C, а на побережьях
Черного и Каспийского морей — 14—15 °C.
172
Средняя месячная температура
Наряду с общими климатообразующими факторами на температуру под-
стилающей поверхности значительное влияние оказывают местоположение стан-
ции и характер поверхности: зимой — наличие или отсутствие снежного по-
крова, в теплое время года — тип и механический состав почвы.
По механическому составу почвы делятся на песчаные, супесчаные и сугли-
нистые, различающиеся между собой по теплоемкости, температуропроводно-
сти и генетическим свойствам (в частности, по цвету). Песчаные и супесчаные
почвы, характеризующиеся меньшей влажностью, теплее суглинистых. Наи-
большие различия между температурой суглинистых и песчаных почв наблю-
даются в переходные сезоны, так как более влажные суглинистые почвы про-
сыхают значительно медленнее. Это различие увеличивается с ростом темпера-
туры в связи с более быстрым уменьшением влажности песчаных почв, что свя-
зано, в свою очередь, с меньшей их теплоемкостью и меньшими затратами теп-
ла на испарение. В летние месяцы различие между температурой песчаных и
суглинистых почв уменьшается из-за меньшего различия их влажности. Суще-
ственную роль в распределении температуры подстилающей поверхности (в свет-
лое время суток) играет цвет почвы, характеризующий ее отражательную спо-
собность (альбедо). Темные почвы поглощают больше солнечной радиации и,
следовательно, сильнее прогреваются, чем светлые. Наибольшим альбедо (75—
90 %) обладает поверхность свежевыпавшего снега.
В годовом ходе температуры подстилающей поверхности прослеживается
простая периодичность с минимумом в зимнее время и максимумом летом.
На большей части территории России наиболее высокая температура почвы
наблюдается в июле на Дальнем Востоке в прибрежной полосе Охотского моря,
в июле—августе на Камчатке и Сахалине, в августе на юге Приморского края.
На арктическом побережье Западной и Восточной Сибири, в западных рай-
онах европейской части России, на Среднерусской возвышенности, в По-
волжье, Южном Предуралье, южных районах Краснодарского края и на Кам-
чатке минимальная температура подстилающей поверхности с одинаковой ве-
роятностью отмечается как в январе, так и в феврале. На большей части осталь-
ной территории минимум приходится на январь, на Кольском полуострове, се-
вере Магаданской области, в Чукотско-Анадырском районе и на Курильских
островах — на февраль.
Возрастание средней месячной температуры поверхности почвы весной наи-
более интенсивно происходит в азиатской части России. От февраля к марту она
повышается здесь на 10—15 °C (особенно выделяются районы Забайкалья), в евро-
пейской части — на 5—9 °C.
На большей части территории России (кроме Арктики) максимальное нара-
стание температуры почвы (в основном за счет дневного прогрева) наблюдается
от марта к апрелю, что определяется прежде всего более быстрым увеличением
притока солнечной радиации (табл. 4.24).
В европейской части России температура увеличивается на 7—13 °C, в райо-
нах Западной и Восточной Сибири — на 11—18 °C, в Хабаровском крае и на Чу-
котке — на 8—14 °C, в Приморье, на Сахалине и Камчатке — на 4—12 °C.
Дальнейшее повышение температуры почвы от апреля к маю происходит
медленнее по всей территории, кроме районов Арктического бассейна, Сибири,
Магаданской области и особенно Центральной Якутии и Чукотки. Здесь имен-
но в это время отмечается наибольший рост температуры в годовом ходе от ме-
сяца к месяцу (на 17—21 °C).
173
Таблица 4.24
Повышение температуры почвы ДТ от апреля к маю
Станция Средняя температура, °C дт°с
Апрель Май
Верхоянск -16 5 21
Оймякон -16 4 20
Среднеколымск -16 2 18
Якутск -8 9 17
Островное -16 2 18
Омолон -16 1 17
Усть-Олой -16 1 17
При переходе от весны к лету (май—июнь) рост температуры почвы от ме-
сяца к месяцу почти повсеместно замедляется. Исключение составляют лишь
районы Архангельской области и Республики Коми, где именно от мая к июню
наблюдается интенсивный рост температуры. От июня к июлю и от июля к ав-
густу увеличение температуры почвы до своих максимальных значений проис-
ходит особенно медленно.
Понижение температуры после достижения максимума в первую полови-
ну осени наиболее интенсивно происходит также в азиатской части России
(табл. 4.25).
Таблица 4.25
Понижение температуры почвы ДТ от октября к ноябрю
Станция Средняя температура, 'С ДТ "С
Октябрь Ноябрь
Оймякон -16 -38 22
Якутск -9 -31 22
Тура -7 -25 18
Среднеколымск -13 -29 16
Понижение температуры подстилающей поверхности от ноября к декабрю
на всей территории проходит достаточно равномерно.
Следует иметь в виду, что в зимнее время за подстилающую поверхность
принимается поверхность снега, покрывающего площадку, на которой распо-
лагаются почвенные термометры.
174
Годовая амплитуда температуры подстилающей поверхности увеличивает-
ся с запада на восток (рис. П.4.32). В большинстве районов европейской части
России она равна 30—35 °C (на арктическом побережье 20—30 °C). В азиатской
части в связи с очень низкой температурой зимой и сравнительно высокой ле-
том во внутренних районах территории амплитуда значительно больше: она до-
стигает 40—45 °C в Западной Сибири, 45—60 °C в Восточной Сибири, 65—67 °C
в районе Верхоянска. По мере продвижения на восток в азиатской части стра-
ны амплитуда постепенно уменьшается до 45—50 °C (в Магаданской области,
Хабаровском и Приморском краях). В прибрежных районах Дальнего Востока
благодаря относительно мягкой зиме и прохладному лету она не превышает
30—40 °C.
В январе на большей части территории России температура подстилающей
поверхности уменьшается с запада на восток (рис. П.4.33). Изогеотермы имеют
меридиональную направленность, особенно хорошо выраженную в средней по-
лосе европейской части России. Усиление континентальности климата в вос-
точном направлении в северных широтах является одной из причин мощного и
длительного залегания здесь снежного покрова. В январе наиболее низкая
средняя температура поверхности в европейской части страны наблюдается в
районах Тиманского кряжа и Северного Урала (-18...-22 °C). На юге европей-
ской части средняя месячная температура поверхности в январе в Краснодар-
ском и Ставропольском краях и Ростовской области составляет —2...—6 °C, в
Калмыкии -5...-8 °C. Зимние оттепели, уменьшение альбедо из-за неравномер-
ности залегания снежного покрова (до 25—27 %), большой приход солнечной
радиации приводят к повышению температуры почвы в отдельные дни в янва-
ре до 7—14 °C [115].
В центральной части Западно-Сибирской низменности средняя месячная
температура подстилающей поверхности на 8—10 °C ниже, чем на тех же ши-
ротах в европейской части страны, несмотря на то, что приток солнечной ради-
ации в январе в Западной Сибири значительно больше, чем на соответствую-
щих широтах в европейской части. Это связано, в первую очередь, с усилением
антициклонической деятельности и уменьшением облачности. Однако наряду
с дневным притоком солнечной радиации, которая в значительной степени от-
ражается поверхностью снежного покрова (альбедо 75—80 %), здесь происхо-
дит и сильное ночное выхолаживание поверхности. В южных районах Запад-
ной Сибири средняя температура подстилающей поверхности составляет
—18...—20 °C, на юго-западе она повышается до —16...—17 °C.
На низменных и сильно заболоченных участках Южного Зауралья в январе
часто наблюдаются оттепели и туманы. Альбедо тающего снега резко уменьша-
ется и на общем фоне невысокой температуры, низкой облачности и слабых
ветров создаются благоприятные условия для сохранения тепла в почве.
На большей части территории Восточной Сибири сохраняется общая тен-
денция убывания температуры с запада на восток. Наиболее низкая температу-
ра поверхности в январе наблюдается в восточных горных районах в котлови-
нах, впадинах, узких долинах, где в условиях антициклонической погоды на-
блюдается стекание и застаивание холодного воздуха, что оказывает сущест-
венное влияние на температуру подстилающей поверхности. Наибольшее ради-
ационное выхолаживание на территории Восточной Сибири наблюдается в гор-
ной части Якутии. В районах Оймяконской котловины и Янской впадины сред-
175
няя температура поверхности в январе достигает -47 °C (Оймякон) и -48 °C
(Верхоянск). Интересно, что средняя температура подстилающей поверхности
в январе практически не отличается от средней месячной температуры возду-
ха. Это говорит о том, что адвекция воздуха в январе практически отсутствует.
В январе 1973 г. в Оймяконе зарегистрирован абсолютный минимум темпера-
туры поверхности, равный -68 °C, в феврале 1969 г. в Верхоянске он составил
-66 °C. На юге Восточной Сибири наиболее высокая температура подстилаю-
щей поверхности наблюдается в прибрежной зоне оз. Байкал, так как здесь
зимний период характеризуется частыми туманами, уменьшающими выхола-
живание. В долинах рек Лены и Ангары, в районах Иркутска и Нижнеангар-
ска средняя температура в январе не опускается ниже -24...-26 °C. Самая низ-
кая средняя месячная температура подстилающей поверхности в Забайкалье
отмечается на Алданском нагорье (-38...-40 °C).
В Дальневосточном регионе температура подстилающей поверхности в ян-
варе увеличивается в направлении с запада на восток. Изогеотермы сгущены и
вытянуты вдоль побережья- На побережье Анадырского залива и Берингова
моря происходит ослабление деятельности зимнего муссона, в связи с чем здесь
имеет место увеличение низкой облачности и количества осадков. Наиболее
высокая температура поверхности в январе отмечается в прибрежной зоне
(-14...-16 °C) и на юге Камчатки (-8...-10 °C). Прибрежные районы бассейна
Нижнего Амура и Приморского края характеризуются средней температурой
поверхности в январе от —16...—18 °C в зоне Татарского пролива до —12...—14 °C
на юге Приморья. На Сахалине зима менее сурова, чем на материке, но даже
здесь в северных районах средняя месячная температура поверхности достига-
ет -22...-24 °C.
Весной переход средней месячной температуры поверхности почвы через 0 °C
начинается с южных районов европейской части России. Увеличение притока
солнечной радиации способствует здесь быстрому оттаиванию почвы уже в
конце февраля и начале марта. В апреле (рис. П.4.34) на Окско-Донской равни-
не, юге Среднерусской и Приволжской возвышенностей средняя температура
почвы составляет 4—10 °C'и повышается до 12—14 °C в Ростовской области,
Краснодарском и Ставропольском краях, на Прикаспийской низменности. В неко-
торые годы максимальная температура почвы в апреле достигает 40—46 °C [115].
В юго-западных районах европейской части России весеннее прогревание
поверхности начинается с 1-й декады апреля, когда появляются радиационные
оттепели. В северных районах европейской части в апреле еще сохраняется
снежный покров и средняя температура поверхности не поднимается выше
-2...-4 °C, а на восточном побережье Баренцева моря она составляет -10...-12 °C,
несмотря на большую продолжительность полярного дня и увеличение притока
солнечной радиации.
В арктической зоне Сибири наблюдаются самые низкие для апреля значе-
ния средней температурил Подстилающей поверхности (-18.L.-20 °C), достигаю-
щие -22 °C в горной части п-ова Таймыр. Таяние и сход снежного покрова на-
ступают на крайнем севере значительно позднее, чем где-либо на территории
России. Снег сходит здесь в конце мая, а на побережье лежит даже до середины
июня. В Зауралье снег вёсйой сходит несколько раньше, чем в восточных райо-
нах Западно-Сибирской низменности, вследствие чего здесь раньше оттаивает
и прогревается поверхность почвы. В южной части Западной Сибири в апреле
176
почва прогревается до 2—4 °C, за исключением предгорий Алтая и долин гор-
ных рек, где местные циркуляционные особенности и рельеф еще поддержива-
ют зимний режим погоды. Снежный покров, уплотненный ветрами в течение
зимы и радиационными оттепелями весной, в этих горных районах сходит мед-
ленно, оставаясь на поверхности до середины апреля. В отдельные дни здесь
возможно понижение температуры поверхности в апреле до -30...-36 °C [115]
при средней месячной температуре -5...-7 °C. В северной части Западной Сиби-
ри средняя месячная температура равна -16...-18 °C. В Центральной Якутии в
широкой долине р. Лены в апреле температура поверхности составляет
—8...—12 °C. В этих районах значительно теплее, чем в восточной части Янского
плоскогорья и на Оймяконском нагорье, где в системе замкнутых долин и кот-
ловин средняя месячная температура подстилающей поверхности не превыша-
ет -14...-18 °C.
На Дальнем Востоке наиболее низкая средняя температура в апреле наблю-
дается в долинах Северо- и Южно-Алюйского, Чукотского и Анадырского хреб-
тов (—16...—18 °C). Устойчивые морозы прекращаются здесь только в конце ап-
реля—начале мая. На побережье Анадырского залива и Берингова моря на
фойе сильных ветров и частых метелей средняя месячная температура подсти-
лающей поверхности не превышает -8...-12 °C. Положительных значений
средняя температура почвы в апреле на Дальнем Востоке достигает лишь на
юге Амурской области и о. Сахалин. В Приморье, в районах Владивостока и
Приханкайской низменности ее значения составляют 4—7 °C.
Летом температуру почвы определяет в основном количество приходящей
солнечной радиации, достигающее в это время года максимума. Изогеотермы
приобретают широтную направленность, за исключением южных районов ев-
ропейской части России и юго-восточных районов Якутии, где влияние релье-
фа усиливает неравномерность прогрева долин, возвышенностей и крупных во-
доемов (рис. П.4.35).
Наибольшие значения средней месячной температуры почвы наблюдаются
на юге европейской части России. Преобладание малооблачной и безветренной
погоды способствует увеличению притока солнечной радиации к поверхности
почвы и ее нагреванию в июле в среднем до 26—30 °C. Особенно хорошо этот
процесс выражен во второй половине лета, когда над Казахстаном устанавли-
вается область высокого давления, обеспечивающая интенсивный вынос на юг
европейской части России сухого и сильно перегретого воздуха из среднеазиат-
ских пустынь и преобладание ясной погоды. В отдельные дни поверхность поч-
вы в июле прогревается до 60—62 °C [115].
При перемещении на северо-запад приток солнечной радиации уменьшает-
ся, увеличиваются облачность и количество осадков. Это приводит к пониже-
нию температуры почвы до 20—24 °C в средней части Восточно-Европейской
равнины и до 14—18 °C в северных районах. Особо выделяется район Средне-
русской возвышенности, где за счет большой повторяемости облачной погоды в
обширных заболоченных низинах, дополнительно увлажняемых сравнительно
частыми осадками, средняя температура почвы в июле не превышает 18—19 °C.
Наименьшие значения температуры почвы в июле зарегистрированы на по-
бережье Арктики. Несмотря на то что поток солнечной радиации здесь значи-
телен (продолжительность полярного дня составляет около 3 мес), температура
почвы в июле не превышает 14 °C даже на южном побережье Баренцева и Кар-
177
ского морей, а в арктической зоне Западной Сибири ее значения наименьшие
для всей территории России (6—8 °C). Причиной этому является сплошная низ-
кая облачность и преобладающие здесь в летнее время сильные северные ветры.
В районах Западной Сибири в связи с большей континентальностью кли-
мата температура почвы несколько выше, чем на тех же широтах в восточных
районах европейской части России, и составляет 16—20 °C. По мере продвиже-
ния в глубь материка температура почвы повышается до 22—24 °C.
В Восточной Сибири на распределение средней температуры почвы в июле
накладывается значительное влияние рельефа и экспозиции склонов, вследст-
вие чего зональность в распределении температуры Нарушается. На Централь-
ноякутской низменности в широких долинах создаются благоприятные усло-
вия для прогревания поверхности до 20—22 °C. В сухих горных долинах Запад-
ного и Восточного Саян при отсутствии сильных ветров и большом притоке
солнечной радиации почва прогревается до 22—24 °C. В Забайкалье влияние
рельефа и экспозиции склонов способствует усилению активности фронтов и
увеличению количества осадков, понижающих, в свою очередь, температуру
почвы на Становом и Алданском нагорьях до 18—20 °C. При смещении к восто-
ку температура почвы продолжает понижаться. На побережье и островах се-
верных морей средняя температура почвы в июле не превышает 8—10 °C.
На Дальнем Востоке температурный режим поверхности почвы определяет-
ся главным образом выпадением большого количества осадков, повышающих
влажность почвы, и уменьшением притока солнечной радиации, связанным с
увеличением облачности при муссонной циркуляции. На побережье Охотского
и Берингова морей широтное направление изогеотерм нарушается и становит-
ся близким к меридиональному. На наиболее увлажненных территориях сред-
няя температура почвы в июле не превышает 14—16 °C. В Хабаровском крае
она уменьшается в северо-восточном направлении с 22—24 до 16—18 °C.
В октябре (рис. П.4.36) в северных районах европейской части России, на
большей части Сибири и Дальнего Востока (за исключением крайних южных
районов) устанавливается снежный покров.
Наиболее высокая средняя температура почвы в октябре сохраняется на
юге европейской части страны (10—14 °C). В отдельные дни в Краснодарском и
Ставропольском краях поверхность почвы может прогреваться даже до 35—40 °C
[115]. По мере продвижения на север европейской части России средняя месяч-
ная температура почвы понижается до 2—4 °C в центральной части Восточ-
но-Европейской равнины, переходит через нулевое значение на Кольском полу-
острове и в районе Тиманского кряжа и достигает наименьших значений на
Печорской низменности (-2...-4 °C), где в бассейне р. Печоры снежный покров
устанавливается уже в 1-й декаде октября. Изогеотермы на севере территории
приобретают меридиональную направленность.
На севере Западной Сибири средняя температура почвы в октябре понижа-
ется с запада на восток с -4 до —10 °C; на севере Восточной Сибири — с —10 до
-14 °C. В Предбайкалье, в долинах рек Ангары и Лены, она не опускается ниже
1...—1 °C. Здесь частые туманы и низкая сплошная облачность в октябре пре-
пятствуют радиационному охлаждению поверхности речных долин. В Забайка-
лье средняя температура поверхности в октябре всюду отрицательная, даже в
самых южных районах она не превышает -1...-2 °C, а на Витимском плоского-
рье понижается до -3...-4 °C.
178
Самая низкая средняя температура в октябре наблюдается в Восточной
Якутии (-16...-17 °C). В районе полюса холода в это время уже начинают фор-
мироваться области замкнутых изогеотерм наиболее низких значений темпера-
туры. В отдельные дни температура поверхности в октябре понижается до
-38...-40 °C [115].
В горных долинах Восточной Сибири понижение средней температуры под-
стилающей поверхности в октябре замедляется благодаря отепляющему влия-
нию водной поверхности крупных рек и частым туманам, препятствующим ра-
диационному выхолаживанию. Средняя температура поверхности в октябре в
горных долинах составляет —10...—12 °C.
На Дальнем Востоке охлаждение подстилающей поверхности в октябре уси-
ливается от -2...—4 °C на побережье Берингова и Охотского морей до —10...—12 °C
в западных районах Чукотского автономного округа. В Приамурье и на юге Ха-
баровского края средняя температура поверхности в октябре не опускается
ниже 0...-2 °C, а в Приморском крае остается положительной до ноября, т. е.
до начала формирования в этом районе устойчивого снежного покрова.
Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры под-
стилающей поверхности меняется по территории от сезона к сезону значитель-
но меньше, чем сама средняя месячная температура.
Максимум в годовом ходе изменчивости средней месячной температуры
подстилающей поверхности наблюдается в зимние месяцы (в январе—февра-
ле), минимум — в конце лета — начале осени (август—сентябрь) (рис. 4.27).
В январе о на большей части территории России находится в пределах 4—5 °C,
кроме южных районов, где оно составляет 2,5—3 °C (в феврале 3,5—4,5 °C).
Наибольшие значения с в январе (5 6 °C) отмечаются на Среднесибирском
плоскогорье и Чукотке. На Дальнем Востоке и в северных районах России мак-
симальные значения о на большом числе станций приходятся не на январь, а
на декабрь. В Приморском и Хабаровском краях, на Сахалине и Камчатке о в
декабре находится в пределах 2—3 °C; в Мурманской, Архангельской областях,
Республике Коми, на севере Сибири — составляет 4—5 °C. Весной начинается
общее уменьшение изменчивости средней месячной температуры поверхности
почвы. В апреле с не превышает 2—3,5 °C, за исключением северных районов
европейской части России, где его значения еще достаточно велики (4—4,5 °C).
В июле с существенно меньше, чем в апреле. На большей части территории
России оно составляет 1,5—2,5 °C, в Приморье равно 1—1,5 °C. В августе и сен-
тябре наблюдается дальнейшее уменьшение изменчивости средней месячной
температуры почвы до минимальных значений в годовом ходе (0,9—1,2 °C).
В октябре начинается постепенное увеличение о до 2—3 °C по всей территории,
кроме южных районов азиатской части России и Дальнего Востока. Здесь с не
превышает 1—1,5 °C. Наибольшее с в октябре наблюдается на севере Западной
и Восточной Сибири (3—3,5 °C).
На некоторых станциях возможны отклонения от общих закономерностей в
распределении с, что определяется прежде всего местными особенностями тер-
ритории. Так, в Верхоянске максимальная изменчивость средней месячной
температуры подстилающей поверхности наблюдается в апреле и ноябре, в Хо-
седа-Хард — в марте, в Туруханске — в ноябре.
179
о °C Хоседа-Хард
Владивосток
I III V VII IX XI
Рис. 4.27. Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры подстилающей по-
верхности, "С.
180
Средняя суточная температура
Изменчивость средней суточной температуры почвы значительно больше
изменчивости средней месячной температуры и поэтому представляет особен-
но большой интерес для практических целей, позволяя, например, оценить
возможности земледелия в том или ином физико-географическом районе.
Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры под-
стилаюг^ей поверхности в годовом ходе имеет максимум преимущественно в
зимние месяцы (рис. 4.28).
В январе (рис. П.4.37) на большей части территории России изменчивость
средней суточной температуры подстилающей поверхности составляет 8—10 °C.
Наибольшие значения среднего квадратического отклонения, равные 10,5—
11,5 °C, в азиатской части России отмечаются в центральных районах Запад-
но-Сибирской низменности, на юге Среднесибирского плоскогорья и на Чукот-
ке. В зимние месяцы на данной территории наблюдаются затоки сравнительно
теплых воздушных масс, сопровождающиеся пасмурной погодой, что приоста-
навливает на время радиационное выхолаживание почвы и температура ее по-
вышается, значительно отклоняясь от нормы. В европейской части России об-
ласть наибольших о располагается в районах Тиманского кряжа и Болыпезе-
мельской тундры.
Наименьшая изменчивость средней суточной температуры подстилающей
поверхности в зимние месяцы (5^-6 °C) отмечается на юге европейской части
России и Дальнего Востока.
Весной происходит общее уменьшение изменчивости средней суточной тем-
пературы почвы (рис. П.4.38). Области максимальных значений о, располагав-
шиеся зимой на Среднесибирском плоскогорье и в Западной Сибири, уменьша-
ются и сдвигаются к северу и северо-востоку. Максимумы на северо-востоке ев-
ропейской части и в Анадырском районе в апреле практически исчезают.
В летние месяцы на всей территории России наблюдается годовой минимум
о (4—5 °C) (рис. П.4.39). Наибольшие значения в июле (5,5—6,0 °C) отмечаются
в северо-восточных районах европейской части России и в Центральной Яку-
тии, наименьшие (3,0—3,5 °C) — на Дальнем Востоке в прибрежных районах
Охотского и Японского морей, что определяется, в первую очередь, влиянием
летнего муссона, несущего пасмурную погоду с осадками. В целом летняя из-
менчивость средней суточной температуры почвы меньше зимней в 2—2,5 раза.
Осенью (рис. П.4.40) о значительно возрастает на всей территории России
при хорошо выраженном максимуме в Восточной Якутии (о > 10 °C), где в это
время термический режим подстилающей поверхности определяется частой
сменой пасмурной погоды периодами сухой и малооблачной погоды на общем
фоне формирования устойчивого снежного покрова.
Коэффициент асимметрии определяет характер рассеивания средней су-
точной температуры.
В годовом ходе (рис. 4.29) наибольшие значения коэффициента асимметрии
средней суточной температуры подстилающей поверхности наблюдаются в
зимние и переходные месяцы (±0,8...1,4), для которых характерны резкие из-
менения температуры в течение месяца в соответствии с изменением радиаци-
онного баланса в его годовом ходе и сменой состояния подстилающей поверхно-
сти (снег—почва). Летом значения коэффициента асимметрии, как правило,
не превышают ±0,4.
181
a °C Тура a °C Троицко-Печорское ° °C Хоседа-Хард
1 III V VII IX XI Санкт-Петербург i lit ' v vii' ix ' xi ' i a °C Ростов-на-Дону c
1 III V VII IX XI i °C Якутск 1 ill V VII IX XI 1 a °C Верхоянск o
1 III V VII IX XI T °C Омск i iii ' v vii ' ix xi ’ i a oC Иркутск a <
182
Рис. 4.29. Коэффициент асимметрии А, средней суточной температуры подстилающей поверхности.
183
Географическое распределение коэффициента асимметрии средней суточ-
ной температуры подстилающей поверхности представлено на рис. П.4.41—
П.4.44.
В январе (рис. П.4.41) на большей части территории отмечается нормаль-
ное распределение (Ае =±0,4), что связано прежде всего с устойчивым снежным
покровом. Наибольшие положительные значения коэффициента асимметрии
(0,6—0,7) наблюдаются в районах Якутии, где в ночные часы при безоблачной
погоде возможно понижение температуры подстилающей поверхности в от-
дельные дни до —54...—58 °C при средней месячной температуре —43...—46 °C. На
юге европейской части России коэффициент асимметрии обычно имеет отрица-
тельные значения, достигающие -0,6...-0,8. Здесь в январе на фоне сравни-
тельно невысокой отрицательной температуры воздуха-и частых оттепелей на-
блюдаются отдельные повышения температуры подстилающей поверхности до
-8...—12 °C.
В апреле (рис. П.4.42) отрицательная асимметрия (As =-0,5.. .-0,9) наблю-
дается в районах, где еще продолжается сход снежного покрова и поступающее
к поверхности тепло в большей степени тратится на таяние снега, чем на про-
грев почвы. Резкого повышения дневной температуры почвы в апреле на боль-
шей части территории не отмечается, понижение же при ночном выхолажива-
нии бывает довольно значительным.
Летом (рис. П.4.43) нормальное распределение суточной температуры поч-
вы характерно почти для всей территории России, кроме районов крайнего се-
вера, где наблюдается положительная асимметрия (As =0,6...0,8), связанная со
сравнительно редкими, но значительными повышениями температуры почвы в
ясные дни в условиях преобладающей в этих районах летом низкой сплошной
облачности и вторжений холодных северных ветров.
В октябре (рис. П.4.44) обширные области с наибольшей отрицательной
асимметрией (As = -1,0.. .-1,3) располагаются в районах Сибири, где в это время
формируется устойчивый снежный покров и при устанавливающемся анти-
циклоническом режиме циркуляции возможно сильное ночное выхолажива-
ние подстилающей поверхности.
Суточный ход температуры
Суточные колебания температуры подстилающей поверхности очень вели-
ки и в значительной степени определяют суточный ход температуры воздуха.
Суточный ход температуры подстилающей поверхности имеет один макси-
мум и один минимум. Минимум наступает около росхода солнца, максимум —
в 15—18 ч (в северо-западных районах европейской части России, в Восточной
Сибири и на Чукотке — в 12—15 ч). Фаза суточного хода и его амплитуда зави-
сят от времени года, состояния подстилающей поверхности, количества об-
лаков и осадков, а также от местоположения станции (рис. 4.30)
В зимнее полугодие, когда приток солнечной радиации невелик и поверх-
ность покрыта снегом, наблюдается наименьшая амплитуда суточного хода, с
минимумом в декабре—январе (рис. 4.31). В большинстве районов европейской
части России она изменяется от 1 до 4 °C, в Краснодарском и Ставропольском
краях — от 5 до 7 °C.
По мере продвижения на восток амплитуда суточного хода увеличивается.
Наибольшие ее значения для января зарегистрированы в районах Забайкалья
(11—15 °C), где в это время года при антициклоническом режиме циркуляции
184
И й йй
Рис. 4.30. Суточный ход температуры подстилающей поверхности, °C.
1 — Диксон; 2 — Ростов-на-Дону; 3 — Якутск; 4 — Троицко-Печорское; 5 — Астрахань; 6 — Владивосток.
создаются наиболее благоприятные условия для выхолаживания подстилаю-
щей поверхности ночью и прогрева в дневные часы.
Начиная с февраля, по мере увеличения притока солнечной радиации, амп-
литуда суточных колебаний постепенно возрастает. Максимальных значений
она достигав? в июне (на Дальнем Востоке — в мае). На большей части террито-
рии России амплитуда в июне составляет 10—20 °C, а на юге европейской части
России, в Центральной Якутии и Забайкалье достигает 25—32 °C.
На севере Западной и Восточной Сибири, в Центральной Якутии и на юге
Дальнего Востока наблюдается два максимума амплитуды в годовом ходе (см.
рис. 4.31). На арктическом побережье наибольшие значения амплитуды суточ-
ных колебаний приходятся на апрель (7—13 °C) и июль (7—12 °C), в северных
районах Западной Сибири и в Центральной Якутии — на март (13—19 °C) и
июль (16—25 °C).
185
35
Рис. 4.31. Амплитуда суточного хода температуры подстилающей поверх-
ности, °C.
1 — Диксон; 2 — Троицко-Печорское; 3 — Ростов-на-Дону; 4 — Астрахань; 5 —
Якутск; 6 — Улан-Удэ; 7 — Владивосток.
Дополнительный весенний максимум в Якутии и на арктическом побере-
жье можно объяснить сохранением в это время преобладания малооблачной ан-
тициклонической циркуляции и наличием снежного покрова. Приток солнеч-
ной радиации в это время года заметно увеличивается и температура поверхно-
сти почвы быстро повышается днем и понижается ночью. Позднее, в апреле,
из-за таяния снега и увеличивающейся повторяемости циклонической деятель-
ности замедляется рост температуры почвы днем и ее понижение ночью.
В Центральной Якутии наибольшие контрасты между температурой дня и
ночи усиливаются дополнительным влиянием пониженных форм рельефа.
На юге Приморского края амплитуда суточного хода достигает максималь-
ных значений в мае (14—16 °C) и сентябре (13—15 °C). Это объясняется дейст-
вием летнего муссона (с июня до начала сентября), сопровождающегося пас-
мурной и дождливой погодой, в результате чего суточные колебания летом
уменьшаются по сравнению с весной и осенью, когда наблюдается малооблач-
ная погода.
Осенью на всей территории России наблюдается постепенное уменьшение
амплитуды, связанное, в первую очередь, с уменьшением притока солнечной
радиации. Достаточно большие значения амплитуды суточного хода сохраня-
• ются только на юге европейской части России и в Забайкалье. В этих районах
подстилающая поверхность еще достаточно сильно прогревается в дневные
часы на фоне постепенного увеличения выхолаживания ночью.
На рис. 4.32 изображен суточный ход среднего квадратического отклоне-
ния, рассчитанного по 8 основным срокам. Зимой суточный ход почти не выра-
186
Рис, 4.32. Суточный ход среднего квадратического отклонения температуры подстилающей поверх-
ности, "С.
187
жен, лишь на некоторых станциях изменчивость несколько меньше в послепо-
луденные часы. Летом наблюдается отчетливый суточный ход среднего квадра-
тического отклонения. Его значение повсеместно больше сразу после полудня и
при этом разности о между максимумом и минимумом достигают 5—9 °C. Осо-
бенно велики разности о в течение суток в Забайкалье. Весной и осенью суточ-
ный ход о разный. В северных широтах в апреле суточный ход о противополо-
жен летнему и имеет минимум в послеполуденные часы, а в центральных и
южных районах почти совпадает с летним. В октябре точно такая же картина,
с той лишь разницей, что суточная амплитуда о меньше апрельской.
4.2.2. Экстремальные характеристики температуры
Для характеристики термического режима подстилающей поверхности,
кроме ее средней месячной и годовой температуры, используются и такие экст-
ремальные характеристики, как абсолютные максимумы и минимумы (за каж-
дый месяц и за год в целом) и средние из абсолютных максимумов и миниму-
мов (за каждый месяц и за год в целом). Абсолютные максимум и минимум по-
казывают значения, которые может принимать температура подстилающей по-
верхности в самые жаркие летние дни и самые холодные зимние ночи. Такие
значения температуры могут наблюдаться один (реже, несколько) раз за весь пери-
од наблюдений. Данные характеристики чувствительны к длине периода на-
блюдений. Средние из абсолютных максимумов и минимумов в меньшей степе-
ни зависят от длины периода наблюдений. Их обеспеченность близка к 50 %.
Экстремальные характеристики температуры подстилающей поверхности
особенно чувствительны к аномальным условиям погоды, в большой степени
зависят от местоположения станции, влажности почвы, ее типа и механическо-
го состава, наличия снежного покрова/
Средняя из абсолютных и абсолютная максимальная температура
Максимальная температура подстилающей поверхности в течение большей
части года характеризует термическое состояние почвы, и лишь для самых хо-
лодных месяцев — поверхности снежного покрова. Благоприятными условия-
ми для достижения максимальной температуры подстилающей поверхности
являются: малооблачная погода, когда максимален приток солнечной радиа-
ции; малые скорости ветра или штиль, поскольку повышение скорости ветра
способствует увеличению испарения влаги из почвы; малое количество осад-
ков, так как сухая почва характеризуется меньшей тепло- и температуропро-
водностью. Кроме того, в сухой почве меньше затраты тепла на испарение. Та-
ким образом, абсолютные максимумы температуры обычно отмечаются в наи-
более ясные солнечные дни на сухой почве и обычно в послеполуденные часы.
В это время верхний ее слой представляет собой тонкую сухую пленку. При об-
разовании сухой пленки испарение происходит не с поверхности почвы, а из
глубинных слоев. Наличие сухой пленки на поверхности почвы оказывает
влияние на сложный комплекс теплообмена на глубине и является одной из
причин того, что пространственное распределение абсолютного максимума
температуры поверхности почвы больше зависит от влажности почвы, чем от
местоположения станции, ее относительной высоты и географической широты.
На рис. 4.33 а представлены графики годового хода средних из абсолютных
максимумов температуры подстилающей поверхности. Минимум в годовом
188
Рис. 4.33. Годовой ход среднего из абсолютных максимумов (а) и абсолютных
минимумов (б) температуры поверхности почвы, "С.
1 — Диксон; 2 — Троицко-Печорское; 3 — Псков; 4 — Ростов-на-Дону; 5 — Якутск; 6 —
Чита; 7 — Владивосток.
189
ходе средних из абсолютных максимумов температуры подстилающей поверх-
ности приходится на январь, т. е. месяц, когда радиационный баланс мини-
мальный. В зимние месяцы на большей части территории России средние из
абсолютных максимумов имеют отрицательные значения (измерения произво-
дятся на поверхности снежного покрова). Здесь в течение всей зимы не проис-
ходит разрушения снежного покрова.
В южных районах европейской части России, в Приморском крае и на о. Са-
халин средние из абсолютных максимумов (как и сами абсолютные максиму-
мы) имеют положительное значение, поскольку в этих районах в течение зимы
возможно разрушение снежного покрова, связанное в южных районах европей-
ской части страны с выносом теплых масс воздуха со Средиземного моря, а в
Приморском крае — с выходом на эти районы южных циклонов. При разруше-
нии снежного покрова происходит резкое уменьшение альбедо подстилающей
поверхности и прогрев почвы благодаря значительному притоку солнечной ра-
диации в этих районах даже в зимнее время.
В табл. 4.26 приведены наибольшие значения абсолютных и средних из аб-
солютных максимумов температуры подстилающей поверхности на террито-
рии России в зимние месяцы [115]
Таблица 4.26
Абсолютные T„aKC и средние из абсолютных максимумов Т^ макс
температуры (°C) подстилающей поверхности в зимние месяцы
Станция Декабрь Январь Февраль
тср макс -^макс -^ср.макс тсриоко
Краснодар 25 17 23 14 29 19
Сочи 26 20 27 19 30 23
Пятигорск 22 16 23 12 31 17
Тихорецк 21 15 18 12 31 16
Волгоград 12 6 6 2 18 6
Юэкно-Сухокумск 21 15 20 11 31 16
Дербент 23 17 27 18 34 21
Владивосток 14 7 13 5 20 11
Из данных табл. 4.26 видно, что наибольшие значения экстремальной тем-
пературы зимой отмечаются на юге европейской части России, где радиацион-
ный баланс значителен по сравнению с северными районами, а снежный по-
кров неустойчив и в течение зимы неоднократно разрушается (на Прикаспий-
ской низменности снежный покров устанавливается не каждый год). В При-
морском крае снежный покров достигает значительной толщины, и его разру-
шение в течение зимы происходит нечасто, поэтому экстремальные значения
температуры здесь ниже, чем на юге европейской части.
Повышение средних из абсолютных максимумов (а также и абсолютных
максимумов) температуры подстилающей поверхности от зимы к лету проис-
ходит не плавно. Максимальный рост экстремальных значений температуры
(разность экстремальных значений температуры между данным месяцем и пре-
дыдущим) в южных районах России имеет место в марте—апреле. В более се-
190
верных районах максимальный рост экстремальных значений температуры
приходится на май, а в районах Арктики, расположенных севернее 70-й парал-
лели, — на июнь. Такое расхождение во времени связано с тем, что месяцы
максимального повышения экстремальных значений температуры являются и
месяцами, когда происходит разрушение устойчивого снежного покрова. По-
сле схода снежного покрова резко уменьшается альбедо подстилающей поверх-
ности, происходит просыхание почвы и экстремальные значения температуры
резко возрастают.
В европейской части России максимальный прирост средних из абсолют-
ных максимумов температуры подстилающей поверхности имеет место не в са-
мых южных районах, где он составляет 12—17 °C, и не в северных, где он до-
стигает 14—22 °C, а в степных и лесостепных районах (в полосе 54—56° с.ш.).
Здесь средние из абсолютных максимумов возрастают от марта к апрелю на
24—28 °C. Такую картину можно объяснить тем, что в более южных районах и
зимние экстремальные значения температуры довольно высоки вследствие ча-
стого разрушения снежного покрова, поэтому прирост экстремальных значе-
ний температуры от зимы к весне не самый высокий. В северных районах зим-
ние экстремумы низки, поскольку период таяния мощного снежного покрова
растянут во времени и в течение длительного времени почва остается влажной,
поэтому замедляется ее прогрев и температура растет постепенно.
В азиатской части России максимальный прирост экстремальных значе-
ний температуры (20—26 °C) имеет место во внутренних районах, где снежный
покров в течение зимы невелик и происходит быстрое его таяние весной. В рай-
онах с большой толщиной снежного покрова прирост экстремальных значений
температуры от месяца к месяцу значительно меньше. Так, в Верхоянске раз-
ность между средними из абсолютных максимумов в апреле и мае составляет
26 °C, а в Анадыре — всего 18 °C.
Наибольших значений средние из абсолютных максимумов в годовом ходе
на большинстве станций достигают в июне—июле. На прибрежной ст. Влади-
восток средний из абсолютных максимумов за август (49 °C) равен июльскому.
Абсолютные же максимумы на многих прибрежных станциях приходятся на
август. Частично это, по-видимому, связано с тем фактом, что в августе имеют
место минимальные различия между температурой воды и суши, что приводит
к ослаблению бризовой циркуляции, а следовательно, и скорости ветра, кото-
рая влияет на процесс испарения с суши. Эти максимумы являются также и
средним из максимальных и абсолютным годовыми максимумами температу-
ры подстилающей поверхности.
Абсолютный годовой максимум температуры поверхности почвы, который
отмечается летом, изменяется от 32—47 °C на арктическом побережье до 40—
65 °C на большей части остальной территории России, достигая предельных
значений 68—69 °C на юге Поволжья, Прикаспийской низменности, в горных
районах Дагестана, Западного Саяна и Борщовского хребта. В Саратовской об-
ласти на ст. Черкасское в июле 1984 г. зарегистрирован абсолютный максимум
температуры поверхности почвы, наибольший для всей территории России и
равный 70 °C. В табл. 4.27 приведены наиболее высокие из отмеченных абсо-
лютные годовые максимумы температуры поверхности почвы на территории
России [115].
191
Таблица 4.27
Абсолютный максимум температуры поверхности почвы
Станция Тип почвы Время наблюдений Абсолютный максимум, С
Черкасское Чернозем обыкновенный глинистый Июль 1984 г. 70
Балашов Чернозем суглинистый Июль 1971 г. 68
Золотое Чернозем тяжело-суглинистый Июль 1972 г. 69
Эльтон Светло-каштановая суглинистая Июль 1954 г. 69
Астрахань Аллювиально-луговая суглинистая Июль 1972 г. 68
Лиман Пески Июль 1962, 1965 гг. 68
Яшкуль Бурая супесчаная Июль 1966 г. 68
Усть-Уса Горно-таежная оподзоленная и нео- Июнь 1980 г. 69
подзоленная
Нерчинск Суглинистая Июнь 1971 г. 68
Понижение абсолютных и средних из абсолютных максимумов температу-
ры подстилающей поверхности от лета к зиме происходит, как и повышение,
не плавно. В западных и южных засушливых районах европейской части Рос-
сии максимум падения экстремальных значений температуры приходится на
ноябрь (16—18 °C) (снежный покров устанавливается здесь в декабре), что свя-
зано как с увеличением облачности, так и с увеличением осадков; наиболее за-
метно влияние этих условий в южных засушливых районах. Такая ситуация
связана с активизацией циклонической деятельности в этих районах. В осталь-
ных районах России наибольшее падение экстремальных значений температу-
ры (11— 15 °C) имеет место в октябре, когда происходит образование устойчи-
вого снежного покрова. В азиатской части России значительное падение сред-
них из абсолютных максимумов имеет место в степных засушливых районах
на юго-западе (» 20 °C). Максимальное падение средних из абсолютных макси-
мумов наблюдается во внутренних районах Якутии (« 22 °C).
На рис. П.4.45 представлена карта средних из абсолютных годовых макси-
мумов температуры подстилающей поверхности, которые наблюдаются в лет-
нее время на территории России.
Географическое распределение средних из абсолютных годовых максиму-
мов температуры подстилающей поверхности сходно с распределением изогео-
терм средней месячной температуры поверхности почвы в летние месяцы. Изо-
геотермы на рис. П.4.45 имеют в основном широтное направление. Влияние
морей Тихого океана на температуру поверхности почвы проявляется в том,
что на западном побережье Японского и Охотского морей, на Сахалине и Кам-
чатке широтное направление изогеотерм нарушается и становится близким к
меридиональному (повторяет очертания береговой линии).
В европейской части России значения среднего из абсолютных годовых
максимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от 30—35 °C
на побережье северных морей до 60—62 °C на юге Ростовской области, в Крас-
нодарском и Ставропольском краях, в республиках Калмыкия и Дагестан. В рай-
оне Среднерусской возвышенности средние из абсолютных годовых максиму-
мов температуры поверхности почвы на 3—5 °Сшиже, чем на близлежащих
равнинных территориях, что связано с влиянием возвышенностей на увеличе-
ние осадков в данном районе и увлажнение почвы. Равнинные територии, за-
192
крытые возвышенностями от преобладающих ветров, отличаются понижен-
ным количеством осадков и меньшей скоростью ветра, а следовательно, и по-
вышенными значениями экстремумов температуры поверхности почвы.
Наиболее быстрый рост экстремальных значений температуры с севера на
юг происходит в области перехода от лесной и лесостепной зон к зоне степей,
что связано с уменьшением осадков в степной зоне и изменением состава почв.
Как отмечается в [103], на юге при общем низком уровне содержания влаги в
почве одним и тем же изменениям влажности почвы соответствуют более зна-
чительные различия в температуре почв, отличающихся между собой по меха-
ническому составу.
Также резко происходит уменьшение средних из абсолютных годовых мак-
симумов температуры подстилающей поверхности с юга на север в северных
районах европейской части России при переходе от лесной зоны к зонам лесо-
тундры и тундры — районам избыточного увлажнения. Северные районы евро-
пейской части страны благодаря активной циклонической деятельности отли-
чаются от более южных районов повышенной облачностью, что резко снижает
приток солнечной радиации к земной поверхности.
В азиатской части России наиболее низкие из средних абсолютных максиму-
мов имеют место на арктических островах и севере п-ова Таймыр (12—19 °C).
По мере продвижения к югу происходит увеличение экстремальных значений
температуры, причем на севере как азиатской, так и европейской части России
это увеличение происходит более резко, чем на остальной территории. В райо-
нах с минимальным количеством осадков (например, районы междуречья
Лены и Алдана) выделяются очаги повышенных значений экстремумов темпе-
ратуры. Вообще районы Восточной Сибири отличаются очень сложным релье-
фом. В этих условиях экстремальные значения температуры поверхности поч-
вы на станциях, расположенных в различных формах рельефа (горные райо-
ны, котловины, низменности, долины крупных сибирских рек), сильно отли-
чаются. Наибольших значений средние из абсолютных годовых максимумов
температуры подстилающей поверхности достигают на юге азиатской части
России (кроме прибрежных районов). На юге Приморского края средние из аб-
солютных годовых максимумов ниже, чем в континентальных районах на той
же широте. Здесь их значения достигают 55—59 °C.
Средняя из абсолютных и абсолютная минимальная температура
Минимальная температура подстилающей поверхности наблюдается также
при вполне определенных условиях: в наиболее холодные ночи в часы, близкие
к восходу солнца; при антициклоническом режиме циркуляции, когда малая
облачность благоприятствует максимальному эффективному излучению.
На рис. 4.34 б представлены графики годового хода средних из абсолютных
минимумов температуры подстилающей поверхности. В зимние месяцы на
всей территории России как абсолютные, так и средние из абсолютных мини-
мумов имеют отрицательные значения. Их минимум в годовом ходе приходит-
ся на январь Или февраль. Эти минимумы являются также и средним из абсо-
лютных и абсолютным годовыми минимумами температуры подстилающей по-
верхности. О наиболее низких значениях температуры подстилающей поверх-
ности на территории России дает представление табл. 4.28, в которой пред-
ставлены данные об абсолютных годовых минимумах температуры подстилаю-
щей поверхности [115].
193
Таблица 4.28
Абсолютный минимум температуры подстилающей поверхности
Станция Время наблюдений Абсолютный минимум, 43
Кюсюр Февраль 1969 г. -63
Омолон Январь 1952 г., -62
февраль 1978 и 1982 гг.
Коркодон Январь 1964 г. -62
Лабазная 99 -62
Делянкир Январь 1973 г. -70
Оймякон 99 -68
Верхоянский Перевоз Январь 1972 г. -69
Якутск Январь 1979 г. -64
Калакан Январь 1966 г., февраль 1969 г. -58
Из данных табл. 4.28 следует, что абсолютные минимумы температуры, до-
стигающие значений —68...—70 °C, имеют место в районах Якутии. На побере-
жье арктических морей значения абсолютных минимумов несколько выше и
составляют -62...-63 °C.
Повышение абсолютных и средних из абсолютных минимумов температу-
ры подстилающей поверхности от зимы к лету, так же как и максимальных,
происходит не плавно. Месяцы наибольшего прироста минимальной темпера-
туры те же, что и для максимальной, т. е. месяцы схода устойчивого снежного
покрова. В южных районах России это май—апрель, в более северных — май, а
на станциях, расположенных севернее 70-й параллели, — июнь. В отдельные
годы минимальная температура измерялась в эти месяцы на поверхности
снежного покрова (средние даты схода устойчивого снежного покрова для от-
дельных станций могут приходиться на середину или конец данного месяца),
который в это время подтаивает и насыщается водой. В ночные часы при за-
мерзании этой воды выделяется тепло, что препятствует охлаждению поверх-
ности снежного покрова до очень низких значений температуры, характерных
для зимних месяцев. Кроме этого, по мере ослабления азиатского антициклона
происходит увеличение облачности, наиболее заметное в районах Восточной
Сибири, что также препятствует выхолаживанию подстилающей поверхности.
Суммарная радиация также наиболее значительно возрастает в весенние меся-
цы, а затем ее рост замедляется. В большинстве районов европейской части
России прирост средних из абсолютных минимумов в эти месяцы составляет
13—17 °C, меньший прирост имеет место в южных районах — 6—9 °C.
В азиатской части России максимальный прирост средних из абсолютных
минимумов весной отмечается во внутренних районах Восточной Сибири и ра-
вен 21—27 °C. На побережье арктических морей прирост составляет 17—19 °C.
Минимальный прирост — на юге Приморского края — около 12 °C.
Дальнейшее увеличение средних из абсолютных минимумов, как и абсо-
лютных минимумов температуры подстилающей поверхности, до своих наи-
больших значений в годовом ходе происходит более плавно и медленно. На боль-
шей части территории России средний из абсолютных минимумов повышается
от июня к июлю на 2—6 °C, на арктических станциях — на 6—10 °C.
194
Наиболее высокие значения абсолютных и средних из абсолютных миниму-
мов’температуры подстилающей поверхности отмечаются в июле, на прибреж-
ных станциях — в августе. Однако на арктических станциях, а в Восточной Си-
бири и на более южных, средние из абсолютных минимумов' в июле имеют от-
рицательные значения. Отрицательные значения абсолютных июльских мини-
мумов в районах Восточной Сибири могут наблюдаться даже на станциях, рас-
положенных южнее 60-й параллели. О наиболее низких абсолютных июльских
минимумах температуры почвы на территории России [115] дает представле-
ние табл. 4.29.
Абсолютный минимум температуры почвы в июле
Таблица 4.29
Станция Тип почвы Год Абсолютный минимум, ‘С
Амдерма Суглинистая 1985 -6
Уединения, остров Песчаная 1976 -8
Усть-Олой Илистый песок с включениями гальки 1948 -8
Эньмувеем Песчано-глинистая с включениями гальки 1982 —7
Иэма Песчаная 1966 -12
Оймякон Суглинок с примесью растительного перегноя 1966 -9
Троицкий прииск Глинистая с мелкой галькой 1978 -7
Понижение абсолютных и средних из абсолютных месячных минимумов, как
и экстремальных максимальных значений температуры, происходит не плав-
но. Наибольшее понижение минимальной температуры в преобладающей час-
ти территории России имеет место в те же месяцы, что и максимальной темпе-
ратуры, т. е. в месяцы установления снежного покрова (за исключением запад-
ных и южных районов европейской части России, где максимум понижения
экстремальных значений температуры имеет место до установления снежного
покрова): в южных районах в ноябре—декабре, а в северных — в октябре. В боль-
шинстве районов европейской части России падение средних из абсолютных
месячных минимумов в эти месяцы составляет 9—16 °C, а на юге — 7—8 °C.
В азиатской части страны наибольшее падение средних из абсолютных ми-
нимумов в эти месяцы имеет место в центральных районах Восточной Сибири
и составляет 22—25 °C.
Пространственное распределение средних из абсолютных годовых миниму-
мов температуры подстилающей поверхности представлено на рис. П.4.46.
Распределение изогеотерм аналогично распределению изотерм минимальной
температуры воздуха. На большей части территории России, кроме южных И
северных районов, изогеотермы средних из абсолютных годовых минимумов
температуры подстилающей поверхности принимают меридиональную на-
правленность (средние из абсолютных годовых минимумов убывают с запада
на восток). В европейской части страны средние из абсолютных годовых мини-
мумов температуры подстилающей поверхности изменяются от —25 °C в запад-
ных и южных районах до —40...—45 °C в восточных и особенно северо-восточ-
ных районах — Тиманского кряжа и Болыпеземельской тундры. Самые высо-
кие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры
195
(-16...-17 °C) имеют место на Черноморском побережье. В большинстве райо-
нов азиатской части страны средние из абсолютных годовых минимумов нахо-
дятся в пределах —45...—55 °C. Столь незначительное изменение и достаточно
равномерное распределение температуры на огромной территории связаны с
однотипностью условий понижения температуры в районах, подверженных
влиянию азиатского антициклона. В районах Восточной Сибири со сложным
рельефом, особенно в Якутии, наряду с радиационными факторами, сущест-
венное влияние на уменьшение минимальной температуры оказывают особен-
ности рельефа. Здесь в сложных орографических условиях горной страны во
впадинах и котловинах создаются особенно благоприятные условия для выхо-
лаживания подстилающей поверхности. В Якутии имеют место наиболее низ-
кие значения средних из абсолютных минимумов на территории России (до
-57...-60 °C). В этих же районах отмечаются и самые низкие абсолютные годо-
вые минимумы температуры подстилающей поверхности.
На побережье арктических морей в связи с развитием активной зимней
циклонической деятельности минимальные значения температуры выше, чем
во внутренних районах. Изогеотермы имеют почти широтное направление, и
понижение средних из абсолютных головых минимумов с севера на юг проис-
ходит довольно быстро.
На побережье морей Тихого океана изогеотермы повторяют очертания бере-
гов. Влияние алеутского минимума проявляется в повышении средних из абсо-
лютных годовых минимумов в прибрежной зоне по сравнению с внутренними
районами, особенно на южном побережье Приморского края и Сахалине. Сред-
ние из абсолютных годовых минимумов составляют здесь —25...-30 °C.
4.2.3. Безморозный период на поверхности почвы
Для более полного использования термических ресурсов территории важно
учитывать продолжительность безморозного периода на поверхности почвы.
Средняя продолжительность безморозного периода определяется числом
дней между средними датами последнего и первого заморозка на почве. Появ-
ление заморозков на поверхности почвы приходится обычно на более ранние
даты и окончание их — на более поздние, чем в воздухе. Таким образом, безмо-
розный период на поверхности почвы короче, чем в воздухе. Различия в датах
заморозков по территории в большой степени зависят от местных условий. На
открытых возвышенных местах они больше, в пониженных — меньше. В доли-
нах, покрытых густой растительностью, и на лесных полянах безморозный пе-
риод на почве может быть даже продолжительнее, чем в воздухе. Наряду с фор-
мами рельефа и состоянием подстилающей поверхности на даты заморозков
большое влияние оказывают тип и механический состав почвы. На тяжелых
суглинистых почвах весенние заморозки обычно прекращаются позднее, а осе-
нью начинаются раньше, чем на более легких супесчаных. Хорошо выражено
уменьшение продолжительности безморозного периода на заболоченных уча-
стках.
Продолжительность безморозного периода на поверхности почвы на терри-
тории России изменяется в очень широких пределах: от 40—60 дней в крайних
северных районах азиатской части страны до 220—250 дней на юге европей-
ской части.
В большинстве районов европейской части России безморозный период длит-
ся от 80 до 140 дней. На Кольском полуострове последние заморозки на почве
196
прекращаются со 2-й декады июня и не наблюдаются до конца августа—начала
сентября. Средняя продолжительность безморозного периода здесь составляет
70—90 дней. В отдельные годы возможны случаи, когда последний заморозок
на почве наступит раньше, чем в воздухе. Это, например, бывает в ивоне во
время пасмурного дня в крайних северных районах Мурманской области, где
возможны адвективные заморозки при ветре и снегопаде с отрицательной тем-
пературой воздуха, но при положительной температуре поверхности почвы
[146]. В районе Болыпеземельской тундры (север Республики Коми) продолжи-
тельность безморозного периода не превышает 50—70 дней и в отдельные годы
в течение всего лета на поверхности почвы возможны заморозки.
На территории Восточно-Европейской равнины безморозный период увели-
чивается от 80—90 дней в северных районах до 110—120 дней на юге. Наибо-
лее продолжительный безморозный период на данной территории наблюдается
в долинах крупных рек Поволжья (115—120 дней). По мере продвижения на
юг безморозный период продолжает увеличиваться. На Среднерусской и При-
волжской возвышенностях его средние значения составляют 120—130 дней, на
Окско-Донской равнине — несколько выше: 130—140 дней. Самый непродол-
жительный безморозный период на юге европейской части России наблюдается
в северо-восточных районах Оренбургской области (90—100 дней) и на Южном
Урале (70—80 дней). Это происходит в основном за счет ранних осенних замо-
розков на почве, которые в некоторые годы наступают здесь уже в конце июля —
начале августа. В большинстве районов юга европейской части страны безмо-
розный период изменяется от 150—160 дней (в Ростовской, Волгоградской об-
ластях и Калмыкии) до 170—190 дней на территории Краснодарского и Став-
ропольского краев. Первые заморозки в этих районах наиболее вероятны в ок-
тябре. Они обычно связаны с вторжением холодных антициклонов с северо-за-
пада и последующим выхолаживанием подстилающей поверхности.
На Каспийском побережье безморозный период оканчивается в начале ок-
тября, на Черноморском — в конце ноября. Последние весенние заморозки на
почве здесь наблюдаются в конце марта — начале апреля. Средняя продолжи-
тельность безморозного периода в береговой зоне достигает 240—250 дней, т. е.
максимума для территории России. В горных районах вероятность наступле-
ния более ранних заморозков осенью и более поздних весной возрастает, и без-
морозный период уменьшается в зависимости от высоты и формы рельефа.
В крайних северных районах азиатской части России длительность безмо-
розного периода не превышает 40—50 дней. В отдельные годы заморозки на
почве не прекращаются в течение всего летнего периода. На островах северных
морей безморозный период отсутствует. В большинстве районов Западной Си-
бири продолжительность безморозного периода составляет 60—90 дней и срав-
нительно мало меняется по территории, несколько возрастая к югу. Весной по-
следние заморозки на почве на севере Тюменской области и Красноярского
края наблюдаются во 2-й декаде июня, в центральной и южной частях рассмат-
риваемого района — в 1-й декаде. Осенью первые заморозки на почве начина-
ются со 2-й декады августа — 1-й декады сентября.
По мере продвижения в глубь территории продолжительность безморозного
периода сокращается. На юге Якутии безморозный период не превышает 70—
80 дней, т. е. становится короче на 30—40 дней по сравнению с безморозным
периодом на тех же широтах Западно-Сибирской низменности. Даты наступле-
ния последнего и первого заморозков на поверхности почвы смещаются на 2—
3-ю декаду июня и на 3-ю декаду августа соответственно. Дополнительное вли-
197
яние на уменьшение безморозного периода оказывает поднятие рельефа. В рай-
онах Станового и Алданского нагорий продолжительность безморозного перио-
да не превышает 65 дней, на Среднесибирском плоскогорье — 60 дней. Наибо-
лее длительный безморозный период на поверхности почвы на территории
Якутии (75—85 дней) наблюдается в долинах среднего течения р. Лены. В севе-
ро-восточной части Восточной Сибири выделяется район Колымской низменно-
сти, где безморозный период на почве на 15—20 дней длиннее, чем в близлежа-
щих районах. В отдельные годы при частых вторжениях холодных арктиче-
ских воздушных масс с низким содержанием водяного пара, приводящих к
большой прозрачности атмосферы в пониженных формах рельефа, заморозки
на почве наблюдаются в течение всего летнего периода.
В южных районах Восточной Сибири средняя продолжительность безмо-
розного периода составляет 80—90 дней. Заморозки на почве прекращаются во
2—3-й декаде июня и возобновляются в 3-й декаде августа — 1-й декаде сен-
тября. На побережье оз. Байкал безморозный период несколько больше — 92—
98 дней. В основном это связано с более ранним прекращением весенних замо-
розков (1-я декада июня). На Витимском плоскогорье наступление заморозков
на почве задерживается до конца 3-й декады июня, а первый заморозок насту-
пает уже в начале 2-й декады августа. Продолжительность безморозного перио-
да сокращается до 50—60 дней.
На Дальнем Востоке безморозный период на поверхности почвы наиболее
продолжителен в южных районах Приморского края (110—150 дней). Под вли-
янием муссонной циркуляции заморозки не наблюдаются позднее 1-й декады
мая и раньше 2-й декады октября. В Хабаровском крае короче всего безмороз-
ный период на поверхности почвы в долине р. Амура (110—130 дней). Замо-
розки весной заканчиваются во 2—3-й декаде мая и не наблюдаются до 3-й де-
кады сентября — 1-й декады октября.
На Камчатке длительность безморозного периода существенно меняется по
территории: от 90—110 дней на юге полуострова до 40—50 дней в центральной
его части. В соответствии с этим сокращается период между крайними датами
конца и начала заморозков от 1 —2-й декады июня до 2—3-й декады сентября
на юге и от 2—3-й декады июня до 3-й декады августа — 1-й декады сентября
внутри полуострова.
На Сахалине средняя продолжительность безморозного периода на поверх-
ности почвы не бывает менее 100—130 дней. Последние весенние заморозки от-
мечаются во 2—3-й декаде мая, первые осенние — не раньше 3-й декады сен-
тября — 1-й декады октября.
4.2.4. Средняя месячная температура и изменчивость
средней месячной и средней суточной температуры почвы
на глубинах до 20 см
Температура почвы на глубинах 0,05, 0,10, 0,15 и 0,20 м измеряется в теп-
лое время года (май—сентябрь) под оголенной от растительности поверхностью.
Наряду с основными климатообразующими факторами на сезонный ход
температуры на указанных глубинах большое влияние оказывает механиче-
ский состав почвы, в значительной степени определяющий ее физические свой-
ства и влажность. Песчаные почвы на глубине 0,05 м теплее суглинистых в мае
на 2—3 °C, в июне, июле и августе — на 1—2 °C [163].
198
На территории России большую часть площади занимают суглинистые поч-
вы. На Камчатке и Сахалине преобладают супесчаные почвы [71].
Географическое распределение средней месячной температуры почвы на
глубинах 0,05, 0,10, 0,15 и 0,20 м в летнем полугодии характеризуется широт-
ным ходом изогеотерм на всех уровнях
В начале мая в северных районах европейской части России и в большинст-
ве районов азиатской части (62—75° с.ш.) еще сохраняется устойчивый снеж-
ный покров. Данные о температуре почвы на глубинах по этим районам отсут-
ствуют- На остальной территории России средняя месячная температура на
глубине 0,05 м увеличивается с севера на юг от 3—4 до 16—19 °C.
В июне в европейской части страны температура изменяется от 2—4 до
22—24 °C. Данные отсутствуют лишь на крайнем севере азиатской части, где в
начале июня еще сохраняется снежный покров. В районе Новосибирска и
Красноярска средняя месячная температура на глубине 0,05 м достигает 16—
18 °C, а на юге азиатской части — 20—22 °C.
В сезонном ходе максимум температуры почвы наступает в июле. В евро-
пейской части России температура на глубине 0,05 м изменяется от 8—10 °C в
прибрежных районах Баренцева моря и 12—14 °C на Кольском полуострове до
18—20 С на большей части рассматриваемой территории. В южных районах
почва в июле прогревается до температуры 24—26 °C, достигающей максималь-
ных значений в Дагестане, Ставропольском и Краснодарском краях (27—28 °C) и
в Астраханской области (28—29 °C). В азиатской части самая низкая температура
на глубине 0,05 м в июле (< 4 °C) отмечается на п-ове Таймыр. По мере продвиже-
ния в глубь материка температура увеличивается до 18—20 °C на юге Западно-Си-
бирской низменности, Среднесибирского плоскогорья и до 20—22 °C на юге Хаба-
ровского и Приморского краев. На о. Сахалин и п-ове Камчатка средняя темпера-
тура на глубине 0,05 м в июле не превышает 14—18 °C.
В августе температура почвы начинает понижаться: в северных районах ев-
ропейской части страны до 8—10 °C, в южных — до 23—24 °C; в азиатской час-
ти — до 2—4 и 17—18 °C соответственно.
В сентябре в северных районах азиатской части страны устанавливается
снежный покров (измерения температуры почвы на глубинах 0,05—0,20 м пре-
кращаются), в то время как в европейской части в Краснодарском и Ставро-
польском краях температура на глубине 0,05 м еще достаточно высокая (20—
22 °C).
На глубине 0,10 м сохраняется то же распределение температуры, что и на
глубине 0,05 м. Общий фон температуры во все месяцы, кроме сентября, ниже,
но не намного. В мае—июле разница составляет 0,4—1,0 °C, в августе она равна
0,2—0,5 °C. В сентябре температура почвы на глубине 0,05 м становится ниже
по сравнению с температурой на глубине 0,10 м на 0,2—0,3 °C.
На глубинах 0,15 и 0,20 м при сохраняющемся географическом распределе-
нии температура почвы в мае—августе ниже, чем на глубине 0,10 м, на 0,2—
0,5 °C, в сентябре выше на 0,2—0,4 °C.
Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры поч-
вы на рассматриваемых глубинах в течение всего теплого полугодия изменяет-
ся в пределах 0,5—2,5 °C. Наибольшие значения о наблюдаются на глубине
0,05 м. По мере увеличения глубины о мало меняется, но чаще уменьшается.
На некоторых станциях возможно и увеличение а с глубиной, что связано с осо-
бенностями местоположения и свойствами почв определенного типа и механи-
ческого состава (табл. 4.30).
199
Таблица 4.30
Среднее квадратическое отклонение (°C) средней месячной температуры почвы
на глубинах 0,05, 0,10, 0,15 и 0,20 м в июле
Станция Тип почвы Глубина, м
0,05 0,10 0,15 0,20
Петрозаводск Подзолистая супесчаная 1,8 1,7 1,8 1,6
Оренбург Темно-каштановая суглинистая 1,6 2,2 2,2 2,3
Ванавара Суглинистая, местами супесчаная 2,5 2,0 2,1 2,2
Магадан Песчаная с большой примесью глины 1,0 1,0 1,0 1,0
Александровск-Сахалинекий Суглинистая 1,0 1,2 1,0 1,0
В мае на глубине 0,05 м на большей части территории России, где уже со-
шел снежный покров, о = 1,5...2,0 °C. В европейской части России наибольшая
изменчивость средней месячной температуры почвы на указанной глубине на-
блюдается в Верхне-Волжском районе (о = 2,1...2,5 °C), наименьшая — на тер-
ритории Дагестана (ст = 1,0...1,2 °C). В азиатской части максимальные значения
о отмечаются в южных районах Западно-Сибирской низменности (2,1—2,4 °C).
На юге Хабаровского края и в Приморье о на глубине 0,05 м в мае не превышает
1,0—1,5 °C.
В июне область наибольшей изменчивости температуры почвы с о, превы-
шающем 2 °C (2,0 -2,4 °C), в европейской части страны значительно расширя-
ется и занимает всю Восточно-Европейскую равнину, при этом максимум
(2,2—2,4 °C) сохраняется в северной части Приволжской возвышенности. На
юге европейской части о увеличивается по сравнению с маем до 1,4—1,7 °C.
В азиатской части максимальная изменчивость (1,9—2,0 °C) наблюдается в
районах Среднесибирского плоскогорья и Патомского нагорья, минимальная — в
Предбайкалье и южной части п-ова Камчатка (1,0—1,1 °C).
В июле на глубине 0,05 м сохраняется тенденция увеличения области наи-
большей (> 2 °C) изменчивости средней месячной температуры почвы. В евро-
пейской части России зоны с ст = 2,0...2,5 °C распространяются до южных гра-
ниц Ростовской и Волгоградской областей, в азиатской части — занимают боль-
шую часть Западно-Сибирской низменности. Наименьшие о (1,0—1,1 °C ) в июле
имеют место на Каспийском побережье Дагестана, в Предбайкалье, на юге Ма-
гаданской области, Хабаровского и Приморского краев, Камчатки.
В августе и сентябре на большей части территории России ст изменяется в
интервале 1,5—2,0 °C. Минимальные значения (0,8—1,3 °C) сохраняются в тех
же районах, что и в июле.
На глубинах 0,10, 0,15 и 0,20 м ст средней месячной температуры в течение
рассматриваемого сезона распределяется по территории аналогично ст на глуби-
не 0,05 м, отличаясь на 0,1—0,3 °C на каждые 5 см.
Некоторые отклонения от общего хода изолиний равных значений ст на ука-
занных уровнях наблюдаются в основном в летние месяцы в областях наиболь-
ших и наименьших значений ст. На глубине 0,10 м в июле выделяется область
минимальных значений ст (0,9—1,0 °C) в районах Лено-Ангарского и Прилен-
ского плато, в августе — область максимальных значений (2,2—2,3 °C) на тер-
ритории Оренбургской области. На глубине 0,15 м в июле область максималь-
ных ст (2,0—2,2 °C) приходится на юго-восток Ишимской равнины. На глубине
0,20 м в июне наибольшая изменчивость температуры почвы (ст = 2,0...2,2 °C)
наблюдается на юге Республики Коми.
200
Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры поч-
вы на глубинах 0,05, 0,10, 0,15 и 0,20 м на 1—3 °C больше, чем средней месяч-
ной температуры.
В мае на глубине 0,05 м на большей части территории России ст = 3,0...4,5 °C.
В европейской части страны на Приволжской возвышенности и в районах
южного Предуралья наблюдаются значения 4,0—4,4 °C. По мере продвижения
на юг ст уменьшается до 3,0—3,5 °C, достигая наименьших значений (2,8—2,9 °C) в
горных долинах Дагестана. В азиатской части страны максимальная изменчи-
вость на глубине 0,05 м (ст = 4,6...4,8 °C) наблюдается на территории Ишимской
равнины, минимальная — на Камчатке (ст = 2,4...2,6 °C).
В июне область максимальных ст (4,0—4,5 °C) занимает большую часть Вос-
точно-Европейской равнины и Западно-Сибирской низменности, Среднесибир-
ского плоскогорья. В северо-западных и западных районах европейской части
России ст изменяется в пределах 3,2—3,8 °C. На юге Краснодарского и Ставро-
польского краев, в Калмыкии ст не превышает 3,2—3,5 °C, в прибрежной зоне
Черного и Каспийского морей — 3,0—3,1 °C. В азиатской части страны в Хаба-
ровском и Приморском краях, на Чукотке ст средней суточной температуры
почвы на глубине 0,05 м составляет 3,0—3,5 °C, на юге Магаданской области и
Камчатке — 2,4—2,6 °C.
В июле ст > 4 °C наблюдается только на территории Республики Коми. В боль-
шинстве районов европейской части России ст изменяется в пределах 3—4 °C.
На Кольском полуострове ст не превышает 2,6—2,8 °C, на Валдайской и Средне-
русской возвышенностях — 2,8—3,3 °C, в южных районах — 2,5—2,7 °C. В ази-
атской части России максимальные значения ст(3,6—3,8 °C) отмечаются в Бара-
бинской степи, северо-западных районах Станового и Патомского нагорий, на
юге Забайкалья. В восточной зоне Хабаровского края, и Магаданской области,
на Сахалине и Камчатке среднее квадратическое отклонение составляет 2,1—
2,7 °C, на юге Приморья — 2,8—2,9 °C.
В августе географическое распределение ст близко к июльскому. Диапазон
изменчивости средней суточной температуры почвы на глубине 0,05 м на зна-
чительной части территории сохраняется в прежних границах (3—4 °C). На
0,1—0,4 °C по сравнению с июлем увеличивается ст в северо-западных, запад-
ных и южных районах европейской части России. В азиатской части в при-
брежных районах Дальнего Востока наблюдается уменьшение ст на 0,1—0,6 °C.
В сентябре ст увеличивается на большей части территории России до 3,5—
4,0 °C, достигая максимума (4,3—4,6 °C) в Поволжье. В европейской части Рос-
сии значения ст < 3,5 °C наблюдаются в северо-западных районах, на юге Крас-
нодарского и Ставропольского краев, в азиатской части — на Чукотке и в Хаба-
ровском крае. В береговой зоне Охотского и Японского морей ст не превышает
2,1—2,6 °C.
По мере увеличения глубины изменчивость средней суточной температуры
почвы уменьшается на 0,1—0,5 °C на каждом из рассматриваемых уровней,
при этом общие закономерности распространения ст по территории сохраняют-
ся. Темне менее, как и у средней месячной температуры почвы, на каждой глу-
бине отмечаются некоторые небольшие особенности в географическом распре-
делении данного статистического параметра. На глубине 0,10 м в августе на се-
вере Томской области выделяется район, где ст = 2,7...2,8 °C. На глубине 0,15 м
в июне на ст. Верхоянск отмечается наибольшая по всей территории России из-
менчивость средней суточной температуры почвы на глубинах (ст = 4,9 °C). На
глубине 0,20 м в сентябре в Барабинской степи наблюдается ст= 1,7...1,8 °C, что
на 1,0—1,3 °C меньше, чем в окружающих районах Ишимской, Васюганской и
Кулундинской равнин.
201
4.2.5. Средняя месячная температура почвы
на глубинах более 20 см и ее изменчивость
Измерения по вытяжным термометрам проводятся под естественным по-
кровом, поэтому на распределение температуры почвы на глубинах оказывает
влияние характер растительности в теплую половину года, мощность и продол-
жительность залегания снежного покрова зимой. Растительность и снежный
покров оказывают прежде всего регулирующее действие на распределение тем-
пературы почвы. Растительный покров затеняет поверхностный слой почвы от
непосредственного действия солнечной радиации в дневные часы и тем самым
уменьшает приток тепла к почве. В ночное время растительный покров предо-
храняет почву от выхолаживания, т. е. уменьшает расход тепла почвой. Еще
большую защиту обеспечивает снежный покров, который имеет малую тепло-
проводность и поэтому предохраняет почву от зимнего охлаждения и промерза-
ния [121].
Естественный покров способствует понижению летней температуры и повы-
шению зимней, т. е. уменьшению амплитуды годовых колебаний.
Амплитуда годовых колебаний в значительной степени зависит от глубины.
Так же, как и в верхнем слое почвы (О—20 см), ее значения с глубиной умень-
шаются,. время наступления наибольшей и наименьшей температуры смещает-
ся на более позднее (рис. 4.34).
Годовой минимум средней месячной температуры почвы на глубинах 0,2 и
0,4 м на большей части территории России наблюдается в феврале, за исключе-
нием юго-западных районов европейской части страны, где минимум прихо-
дится на январь. В азиатской части России минимум в январе отмечается в
районах с небольшим снежным покровом, т. е. на юге Западной Сибири, в Яку-
тии и Забайкалье.
Весной начинающееся повышение температуры происходит наиболее ин-
тенсивно с апреля по май. Годовой максимум температуры почвы на глубинах
0,2 и 0,4 м наступает в июле, на прибрежных станциях — в августе. От сентяб-
ря к октябрю понижение температуры почвы в этом слое происходит наиболее
быстро, после чего оно замедляется, и к февралю (январю) температура почвы
достигает наименьших значений в годовом ходе.
На глубине 0,8 м минимум температуры в годовом ходе на большей части
территории приходится также на февраль, за исключением северных районов
европейской части России, где он наступает в марте. Максимум температуры
на глубине 0,8 м почти повсеместно наблюдается в августе.
На глубине 1,6 м на большей части территории России температура дости-
гает минимальных значений только в апреле; на юге европейской части и цент-
ральных районов азиатской части страны — в марте. На ряде станций в связи с
местными условиями минимум может наблюдаться в феврале (Чита), апреле
или мае (Иркутск), мае (Владивосток, Александровск-Сахалинский). Макси-
мальная температура на глубине 1,6 м на большей части территории приходится
на август, на Дальнем Востоке, Сахалине и Камчатке — на сентябрь.
На глубине 3,2 м годовой минимум температуры наблюдается в апреле, за
исключением районов Дальнего Востока, где он наступает только в мае (на Са-
халине и Камчатке — в июне). Максимум температуры на глубине 3,2 м
на большей части территории России достигается в сентябре, в Восточной Си-
бири и на Дальнем Востоке — в октябре (в Якутии — в декабре—январе).
В годовом ходе разности значений температуры почвы на глубинах от 0,2 до 3,2 м
(ДТ0 2_з 2) максимум наблюдается зимой и летом, минимум — в переходнике се-
зоны (рис. 4.35). С ноября по март прослеживается повышение температуры с
202
Рис. 4.34. Средняя месячная температура почвы ('С) на глубинах 0,2 м (7), 0,4 м (2), 0,8 м (3),
1,6 м (4) и 3,2 м (5).
203
Рис. 4.35. Сезонный ход разности значений температуры
а — зима; б — весна;
204
в)
Троицко-Печорское
г)
Петропавловск-
Камчатский
Троицко-Печорское
Калинин
Владивосток
Южно-Сахалинск
Омолон
Якутск
Минусинск
Ростов-на-Дону
Березово
Тура
Новосибирск
Благовещенск
почвы ("С) на глубинах от 0,2 до 3,2 м.
205
глубиной во всем слое от 0,2 до 3,2 м (зимний тип распределения температуры
почвы по глубинам). Максимум ДТ0 2_3 2 (по абсолютному значению) в холодное
полугодие на большинстве станций приходится на декабрь—январь (рис. 4.35 а).
В эти месяцы разности температуры в рассматриваемом слое составляют 4—14 °C,
достигая наибольших значений, равных 15—19 °C, на территории Восточной
Сибири, Забайкалья и в северных районах Хабаровского края. Наиболее интен-
сивное повышение температуры почвы в слое от 0,2 до 3,2 м на большей части
территории России наблюдается на глубинах от 0,8 до 1,6 м и от 1,6 до 3,2 м и
равно 3—6 °C. Исключение составляют районы юга Западной Сибири и Пред-
байкалья, где наибольшие разности отмечаются на глубинах от 0,4 до 0,8 м
(4—5 °C), в то время как на глубинах от 0,8 до 1,6 и от 1,6 до 3,2 м они не пре-
вышают 2,5—3,0 °C.
Летом (июнь—август) на всех уровнях температура с глубиной уменьшает-
ся (летний тип распределения температуры почвы по глубинам), ДТ02 32 со-
ставляет 5—13 °C, достигая максимальных значений (15—20 °C) в июле (рис. 4.35 б).
Наибольшие изменения температуры почвы в июне и июле, кроме северных
районов европейской части России, наблюдаются в слоях 0,4—0,8 и 0,8—1,6 м
и составляют 3—6 и 4—7 °C соответственно, в августе — в слое 1,6—3,2 м при
разностях, равных 4—7 °C, на всей территории России, кроме районов Запад-
ной Сибири, Якутии, Предбайкалья и севера Хабаровского края, где наиболь-
шее уменьшение температуры наблюдается в слое 0,8—1,6 м и составляет 5—8 °C.
В переходные месяцы от зимнего типа распределения к летнему (апрель—
май) и от летнего к зимнему (сентябрь—октябрь) на всей территории России
значения A710,2„3j2 в рассматриваемом слое минимальны (рис. 4.35 в, г). Обра-
щает на себя внимание, что они особенно малы в центральные месяцы сезонов,
когда имеет место интенсивное перераспределение температуры между слоя-
ми. Весной это связано с начинающимся интенсивным прогревом почвы в слое
0,2—0,8 м и еще достаточно низкими значениями температуры на глубине 3,2 м
(именно в апреле (мае) на этой глубине наблюдается минимум температуры
почвы в годовом ходе); осенью — с охлаждением верхних слоев почвы при от-
носительно высокой температуре на глубинах (в сентябре (октябре) на глубине
3,2 м наблюдается максимум температуры почвы в годовом ходе).
Географическое распределение температуры почвы на рассматриваемых
уровнях по мере возрастания глубины становится менее контрастным по терри-
тории, хотя основные закономерности, свойственные слою почвы 0—20 см,
описанные выше, сохраняются.
В январе на глубине 0,2 м на всей Территории, за исключением крайних
южных районов европейской части страны и Дальнего Востока, температура
почвы отрицательная. На севере европейской части, где зима длительная и
снежная, температура на глубине 0,2 м не опускается ниже -2...-2,5 °C, в цент-
ральной части Восточно-Европейской равнины — ниже -1...-2 °C. В юго-вос-
точных районах европейской части при сильном выхолаживании подстилаю-
щей поверхности ввиду малой мощности снежного покрова температура на
глубине 0,2 м составляет -4...-6 °C. По мере увеличения глубины области отри-
цательной температуры сокращаются, и в слое 0,4—0,8 м температура стано-
вится положительной во всех районах европейской части и находится в преде-
лах 0,1-*0,2 °C. На глубинах от 1,6 до 3,2 м ее значения в январе равны 2—6 °C.
Исключение составляют крайние северные районы, где даже на глубине 3,2 м в
январе еще сохраняется отрицательная температура (—0,2 °C на ст. Хосе-
да-Хард). На юге Ростовской области, Краснодарского и Ставропольского краев
206
температура на всех глубинах в течение всего года остается положительной.
В январе ее значения меняются от 1—7 °C на глубине 0,2 м до 10—15 °C на глу-
бине 3,2 м.
В азиатской части России температура почвы на глубинах изменяется по
территории в более широких пределах. Самая низкая температура почвы в ян-
варе наблюдается на п-ове Таймыр, где сильные северные ветры сдувают снеж-
ный покров. Даже на глубине 1,6 м температура ниже —18 °C. Велико влияние
снежного покрова на распределение температуры почвы по глубине на террито-
рии Сибири, особенно значительное в западных районах, где его мощность до-
стигает максимальных значений для всей территории России. В некоторых об-
ластях азиатской части России снежный покров оказывает большее влияние,
чем температура воздуха: температура почвы в январе увеличивается в севе-
ро-восточном направлении. В центральной части Западной Сибири, где снеж-
ный покров имеет высоту около 60—90 см, а зима значительно суровее, чем на
тех же широтах европейской части страны, температура даже на глубине 0,2 м
не бывает ниже -3...-5 °C.
В Омске при средних значениях высоты снежного покрова 30 см и темпера-
туры воздуха -19,4 °C температура в слое 0,2—0,4 м понижается до -7,8 °C (0,2 м)
и —5,5 °C (0,4 м), в то время как в Туруханске при средних значениях высоты
снежного покрова 90 см и температуры воздуха -27,2 °C — только до -5,2 и
—4,6 °C соответственно.
В южной части Западной Сибири, где снежный покров часто нарушается
под действием солнечной радиации или сносится ветром, температура почвы
на глубинах значительно ниже. На ст. Хакасская при средней высоте снежного
покрова 10 см температура на глубине 0,2 м составляет -11,5 °C, на глубине
3,2 м — 3,3 °C. На большей части территории Западной Сибири температура
становится положительной начиная с глубины 1,6 м, за исключением север-
ных районов, где ее значения остаются отрицательными в течение всего зимне-
го периода.
Очень низкая температура почвы на всех глубинах в январе наблюдается в
Центральной Якутии, где снежный покров незначителен, а температура возду-
ха достигает минимальных значений для всей территории России. На ст. Пред-
порожная (вблизи полюса холода, Оймякон) температура на глубине 0,2 м опу-
скается до -24,9 °C, в Покровске — до -24,4 °C, в Якутске — до -19,2 °C. С уве-
личением глубины температура постепенно повышается, но остается отрица-
тельной во всем рассматриваемом слое. На глубине 3,2 м ее значения составля-
ют -9...-12 °C. Низкая температура почвы сохраняется и в Забайкалье, в самом
малоснежном районе Восточной Сибири. В Чите при средней высоте снежного
покрова 7 см температура на глубинах 0,2, 0,8, 1,6 и 3,2 м опускается соответ-
ственно до -15,6, -13,4, -2,7 и -0,6 °C. Наиболее высокая температура почвы в
Восточной Сибири в январе на глубине 0,2 м наблюдается в Предбайкалье
(-6...-10 °C),
На Дальнем Востоке самая низкая температура на глубинах 0,2 и 0,8 м от-
мечается в районах Хабаровского края и Магаданской области (в Благовещен-
ске -12 и -7 °C, в Омолоне -19,3 и -8 °C соответственно), находящихся в зоне
действия зимнего муссона, одной из основных характерных черт которого яв-
ляется малое количество осадков, вследствие чего снежный покров не может
быть значительным, несмотря на суровые климатические условия. Исключе-
ние составляют районы Приморья и юго-восточное побережье Камчатки, где
высота снежного покрова достигает 60—70 см. В Приморье температура в ян-
207
варе на глубинах от 0,2 до 3,2 м находится в интервале от —8 до 7 °C, на Кам-
чатке и Сахалине — от —4 до 8 °C соответственно (в Южно-Сахалинске, Невель-
ске и Курильске температура на всех глубинах положительная). В прибрежной
зоне Дальнего Востока и в Приморье глубже 0,4—0,8 м отрицательной темпе-
ратуры не наблюдается.
В апреле в большинстве районов европейской части России температура
почвы на глубине 0,2 м положительная, за исключением северных районов Ар-
хангельской области, Ненецкого автономного округа и Республики Коми, где
ее значения остаются ниже 0 °C. По мере продвижения на юг температура на
глубине 0,2 м увеличивается до 2—6 °C в центральных районах Восточно-Евро-
пейской равнины и до 10—12 °C на юге Краснодарского и Ставропольского
краев. Столь большие различия в распределении температуры в апреле в евро-
пейской части страны связаны прежде всего с сохранившимся еще в северных
районах снежным покровом, а на юге территории — с установившейся теплой
малооблачной погодой, способствующей значительному прогреву почвы. Именно
с этих, южных районов России в апреле начинается наиболее интенсивный пе-
реход от зимнего типа распределения температуры по глубинам к летнему
(табл. 4.31), хотя даже здесь местами еще сохраняется увеличение температу-
ры в слое 1,6—3,2 м.
Таблица 4.31
Средняя месячная температура почвы (°C) на глубинах в апреле
Станция Глубина, м
0,2 I _ М 0,8 | М | 3,2
Европейская часть
Ростов-на-Дону 8,9 7,4 6,3 5,8 7,7
Сочи 12,8 12,2 11,6 11,0 12,0
Тихорецк 10,7 9.4 7,9 7.3 9,0
Краснодар 11,1 10,0 8,7 7,9 9,7
Азиатская часть
Делянкир -15,0 -14,6 -13,6 -12,1 -10,1
Омолон -11,6 -11,5 -И,2 -10,0 -8,0
Омсукчан -11,4 1 “ИД -10,4 -9,4 -5,6
В азиатской части России положительная температура почвы на глубине
0,2 м в апреле наблюдается только южнее 65° с.ш. На Ишимской и Кулундин-
ской равнинах она составляет 0,5—1,5 °C, на юге Красноярского края — 2—4 °C, в
районах Предбайкалья и Забайкалья — 0—2 °C, в Приморском крае — 0,2—3 °C,
на юге о. Сахалин — 0,5—3 °C. В большинстве районов азиатской части России
температура на рассматриваемой глубине лежит в пределах от -6 до 0 °C. На
Камчатке её значения меняются от -1,5...-0,8 °C в северной части полуострова
до —0,5...0 °C в южной. Самая низкая температура на глубине 0,2 м в апреле на-
блюдается в Восточной Якутии и Чукотско-Анадырском районе, где она равна
-8...-15 °C, что связано прежде всёго с устойчивостью снежного покрова. В ап-
реле на ряде станций сохраняется зимний тип распределения температуры с
глубиной (см. табл. 4.31).
208
По северным районам Западной и Восточной Сибири информация о темпе-
ратуре почвы на глубинах отсутствует.
Географическое распределение температуры почвы на глубинах 0,4 и 0,8 м
повторяет все основные закономерности, рассмотренные выше для глубины 0,2 м.
Различаются лишь значения самой температуры почвы. В большинстве райо-
нов европейской части России она увеличивается с севера на юг от —0,5 до 5 °C,
достигая в крайних южных районах 8—10 °C. В азиатской части температура
на глубинах 0,4 и 0,8 м соответственно изменяется от -4 и -7 °C в северных
районах до -1 и 2 °C в южных; в Восточной Якутии ее значения составляют со-
ответственно -8 и -10 °C, в Чукотско-Анадырском районе -10 и -12 °C.
На глубинах 1,6 и 3,2 м температура в апреле в европейской части страны
положительная, за исключением территории Болыпеземельской тундры, где в
районах Полярного Предуралья на указанных глубинах еще сохраняется тем-
пература почвы —0,4 и —1,7 °C. В большинстве районов европейской части Рос-
сии температура почвы на глубинах 1,6 и 3,2 м меняется от 1 до 5 °C, в южных
районах — до 8—9 °C. В восточной части Оренбургской области на глубине 1,6 м
наблюдается нарушение зонального типа распределения температуры почвы.
В районе Южного Урала температура на глубине 1.6 м в апреле находится в пре-
делах 0—0,5 °C.
На большей части Восточной Сибири, Хабаровского края, Чукотского и Ко-
рякского автономных округов температура на глубине 1,6 м отрицательная
(-5...-7 °C). Самая низкая температура почвы (-10...-15 °C) наблюдается в тех
же районах, что и на предшествующих уровнях. Наибольшая положительная
температура (2—3 °C) отмечается на юге о. Сахалин. На территории Западной
Сибири и Красноярского края температура на глубине 1,6 м изменяется от 0 до 1 °C.
На глубине 3,2 м в апреле распределение температуры по территории такое
же, как на глубине 1,6 м. Положительная температура находится в пределах
от 0 до 3,5 °C, на юге о. Сахалин она достигает 4,5—4,9 °C, самая низкая отри-
цательная температура составляет —10...-14 °C.
В июле в европейской части России температура почвы на всех глубинах от
0,2 до 3,2 м положительна и увеличивается с севера на юг. Наибольшая темпе-
ратура почвы наблюдается на глубине 0,2 м. Ее значения изменяются от 13—
15 °C в северных районах Восточно-Европейской равнины до 23—25 °C на юге
Краснодарского и Ставропольского краев, а наибольшие отмечаются в Астра-
ханской области и Калмыкии (28—28,5 °C).
На глубинах 0,4 и 0,8 м наблюдается аналогичный ход изогеотерм, а уро-
вень температуры ниже на 2—3 °C (от 10—12 °C на севере территории до 22—
24 °C на юге). На глубине 1,6 м в большинстве районов европейской части стра-
ны температура изменяется от 7—8 до 18—19 °C, на глубине 3,2 м — от 2—4 до
12—14 °C.
В азиатской части страны температура почвы на глубине 0,2 м на севере в
Ямало-Ненецком и Эвенкийском автономных округах принимает значения
12—14 °C, на территории Восточной Якутии и в Чукотско-Анадырском районе
достигает лишь 8—10 °C. На юге Восточной Сибири и в районах Приморского
края температура почвы возрастает до 18—20 °C. Самая высокая температура
на рассматриваемой глубине наблюдается в Забайкалье (25—26 °C).
На глубине 0,4 м температура почвы в азиатской части России увели-
чивается от 10—12 до 16—18 °C с сохранением максимума в Забайкалье
(24—25 °C). Наибольшая температура на этом уровне в Дальневосточном регио-
209
не наблюдается в континентальных районах Приморья (18—20 ’С), наимень-
шая — на севере Хабаровского края (4—5 °C).
На глубине 0,8 м зональность в распределении температуры почвы в азиат-
ской части России нарушается. На общем фоне роста температуры почвы на
территории Западной и Восточной Сибири с севера на юг от 4—6 до 14—15 °C
выделяются районы на юге Красноярского края, где она не превышает 10—12 °C.
На севере Хабаровского края температура на глубине 0,8 м в июле отрицатель-
ная (-0,1...-0,3 °C). По мере увеличения глубины область отрицательной тем-
пературы расширяется. На глубинах 1,6 и 3,2 м она охватывает районы севера
Западно-Сибирской низменности, Среднесибирского плоскогорья, Якутию, се-
вер Хабаровского края и Чукотский автономный округ; наименьшие значения
температуры на этих глубинах отмечаются в горных долинах Оймяконского
нагорья и составляют —3 и —4, —5 и —7 °C соответственно. Столь низкая темпе-
ратура в июле определяется прежде всего большой глубиной промерзания поч-
вы в холодном полугодии и близостью вечной мерзлоты. На рассматриваемой
территории температура на глубинах 1,6 и 3,2 м в течение всего года отрица-
тельная (зимнее охлаждение здесь преобладает над летним прогревом).
В октябре на всей территории России формируется зимнее распределение
температуры почвы по глубинам.
В европейской части России при хорошо выраженной зональности на всех
уровнях температура на глубинах 0,2 и 0,4 м соответственно увеличивается от
1 и 2 °C на севере территории до 12 и 14 °C на юге; на глубинах 0,8,1,6 и 3,2 м —
от 3—5 до 16—19 °C соответственно.
В азиатской части область отрицательной температуры почвы во всем слое
охватывает территорию от северных районов Западной, Восточной Сибири и
Чукотско-Анадырского района до Приленского плато и южной части Оймякон-
ского нагорья. Наиболее значительную площадь занимает эта область на глуби-
не 0,2 м.
Области с наименьшей температурой почвы в октябре находятся в Восточ-
ной Якутии. На глубинах 0,2, 0,4, 0,8, 1,6 и 3,2 м значения температуры поч-
вы изменяются соответственно от —4 до -6 °C, от —1 до —3 °C, от —0,2 до -0,6 °C,
от -1 до -1,5 °C и от -3 до -4 °C. Наиболее высокая температура почвы в азиат-
ской части в это время года наблюдается на юге Приморского края и составляет
10—12 °C.
В годовом ходе наибольшая изменчивость температуры почвы на всех глу-
бинах наблюдается в переходные сезоны. Первый максимум а приходится на
апрель—май, второй — на октябрь—ноябрь. По мере увеличения глубины ст
уменьшается.
Зимой изменчивость температуры почвы на глубинах определяется глав-
ным образом характером снежного покрова. В большинстве районов европей-
ской части России в январе на глубине 0,2 м ст изменяется от 1 до 2,5 °C. На се-
вере и северо-западе азиатской части России, на Камчатке и Сахалине ее значе-
ния несколько меньше и составляют 0,5- 1,5 °C. В Западной Сибири, Забайка-
лье и на Дальнем Востоке ст повышается до 2—3 °C, достигая наибольших зна-
чений в Центральной. Якутии и на северо-востоке азиатской части страны
(3,5—4 °C). На глубине 0,4 м ст понижается в среднем на 0,5—1 °C, сохраняя та-
кой же характер распределения по территории, как и на глубине 0,2 м. На глу-
бине 0,8 м в европейской части страны ст значительно меньше, чем на предыду-
щих глубинах, и находится в пределах 1—1,5 °C. В районах азиатской части со7
храняются такие же значения ст, как и в европейской, за исключением-Якутии
210
и севера Магаданской области, где они больше и достигают 2—2,5 °C. На глуби-
не 1,6 м ег на большей части территории лежит в пределах 0,5—1 °C, кроме Яку-
тии, Забайкалья и северо-восточных районов азиатской части страны, где из-
менчивость температуры увеличивается и о составляет 1,5—2 °C. На глубине
3,2 м изменчивость температуры почвы мала и не превышает 0,5 °C (в Якутии
и на северо-востоке азиатской части — более 1 °C).
В апреле наименьшие значения она глубине 0,2 м наблюдаются в северных
районах европейской части страны, в Западной Сибири, континентальных рай-
онах Дальнего Востока (0,5—1,5 °C). В центральных и южных районах евро-
пейской части, в Восточной Сибири и Забайкалье, на Сахалине и Камчатке о
увеличивается до 2—2,5 °C. На глубине 0,4 м значения о на большей части тер-
ритории не превышают 1—2 °C, за исключением севера европейской части, рай-
онов Прибайкалья и Забайкалья, Дальнего Востока, где они равны 0,5—1 °C. На
глубине 0,8 м о на всей территории равно 1—1,5 °C, кроме центральных райо-
нов европейской части, Забайкалья, Приморья и северо-востока азиатской час-
ти страны, где о может достигать 2 °C. На глубинах 1,6 и 3,2 мег (кроме районов
Центральной Якутии и севера Магаданской области, где оно составляет 1—1,5 °C)
не превышает 0,5—1 °C.
В июле изменчивость температуры на глубинах 0,2, 0,4 и 0,8 м по всей тер-
ритории незначительна (о = 1...1.5 °C). На глубинах 1,6 и 3,2 м ст не превышает
0,5—1 °C по всей территории, кроме северных районов Западной и Восточной
Сибири (о < 0,5 °C).
В октябре характер географического распределения о по территории на всех
глубинах аналогичен. До глубины 0,8 моне превышает 1—1,5 °C, на глубине
1,6 м — 0,5—1 °C, на глубине 3,2 м — 0,1—0,5 °C. В северных районах европей-
ской части России, в Якутии и на северо-востоке азиатской части о на 0,5 °C
выше верхней границы приведенных интервалов для каждой глубины соответ-
ственно.
4.2.6. Глубина промерзания почвы
Одной из характеристик состояния почвы, имеющей важное прикладное
значение, наряду с такими термическими характеристиками, как температура
почвы на различных глубинах и глубина нулевой изотермы, является глубина
промерзания почвы. Она учитывается при прокладке магистральных газо- и
нефтепроводов, при строительстве фундаментов и оснований различных соору-
жений и т. д. В строительных нормах и правилах (СНиП) приводятся карты
нормативных расчетных глубин промерзания грунтов под оголенной от снега
поверхностью [151].
Не меньший интерес представляют данные о глубине промерзания почвы
под естественным покровом, т. е. при реальных условиях, которые рассмотре-
ны ниже.
Глубина промерзания почвы определяется теми же факторами, что и ее тер-
мические характеристики. Процесс промерзания почвы начинается с момента
перехода температуры ее поверхностного слоя через -0,1...-1,0 °C (в зависимо-
сти от типа почвы) и продолжается при дальнейшем понижении температуры
поверхностного слоя. Основным фактором, способствующим промерзанию поч-
вы, является термическое состояние приземного слоя воздуха. Так, в [162] ука-
зывается на зависимость глубины промерзания почвы от суммы отрицатель-
ных температур воздуха за холодный период года.
211
Важнейшим фактором, препятствующим промерзанию почвы, является на-
личие снежного покрова. Такие его характеристики, как время образования,
мощность, продолжительность залегания определяют глубину промерзания
почвы. Позднее установление снежного покрова способствует большему про-
мерзанию почвы, так как в 1-ю половину зимы интенсивность промерзания
почвы наибольшая и, наоборот, раннее установление снежного покрова пре-
пятствует значительному промерзанию почвы Влияние толщины снежного по-
крова наиболее сильно проявляется в районах с низкой температурой воздуха.
Например, в северных районах Западной Сибири при низкой температуре и
мощном снежном покрове глубина промерзания почвы меньше, чем в более
южных и теплых районах с малым снежным покровом. Своеобразная картина
имеет место в районах с неустойчивым снежным покровом (южные районы ев-
ропейской части России), где он может способствовать увеличению глубины
промерзания почвы. Это связано с тем, что при частой смене морозов и оттепе-
лей на поверхности тонкого снежного покрова образуется ледяная корка, коэф-
фициент теплопроводности которой в несколько раз больше теплопроводности
снега и воды. Почва при наличии такой корки значительно быстрее охлаждает-
ся и промерзает [162]. Уменьшению глубины промерзания почвы способствует
наличие растительного покрова, так как он задерживает и накапливает снег.
Глубина промерзания почвы зависит также от характера рельефа, в частно-
сти, на возвышенных местах она больше, а на пониженных — меньше, чем на
ровной поверхности, так как с возвышенных мест происходит сдувание снега и
накапливание его в пониженных.
При одних и тех же климатических условиях глубина промерзания зависит
от типа почвы, ее механического состава и влажности. Так, песчаные почвы
при прочих равных условиях промерзают на большую глубину, чем супесча-
ные и суглинистые. При этом промерзание песчаных почв начинается при бо-
лее высокой температуре их поверхности, чем других типов почв. Они начина-
ют промерзать уже при температуре поверхностного слоя О °C, в то время как
супесчаные — при температуре -0,5 С и суглинистые — при температуре —1 °C.
Более влажные почвы при прочих равных условиях промерзают на мень-
шую глубину, чем менее влажные, ввиду того, что при замерзании почвенной
влаги выделяется скрытая теплота льдообразования.
Сезонное изменение глубины промерзания почвы имеет простой ход. Мини-
мум глубины промерзания наблюдается в начале зимнего периода. При устой-
чивых отрицательных значениях температуры подстилающей поверхности
происходит постепенное промерзание почвы к более глубоким слоям. В боль-
шинстве районов европейской части России максимум глубины промерзания
достигается в феврале—марте, а в южных районах — в январе—феврале. На
севере европейской части глубина промерзания достигает 90—110 см, на боль-
шеЙ:части остальной территории — 50—100 см. Для всей территории России
минимальная глубина промерзания почвы имеет место в южных районах евро-
пейской части — 20—4Q см (на юге Краснодарского края 0—15 см).
В районах Западной Сибири, не занятых вечной мерзлотой, максимум глу-
бины промерзания,достигается в марте—апреле. На юге Западной Сибири при
незначительной вцхсоте снежного покрова создаются благоприятные условия
для промерзания почвы до значительных глубин (160—180 см). В Краснояр-
ском крае и Прибайкалье глубина промерзания почвы достигает своих макси-
мальных значений в апреле (150—190 см). В Приморье, на Сахалине и Камчат-
ке максимум глубины промерзания почвы достигается в марте—апреле. В При-
212
морском крае максимальная глубина промерзания варьирует по территории от
90 до 160 см, а на Сахалине и Камчатке — от 20 до 160 см. Наибольшая глуби-
на промерзания почвы для. всей территории России имеет место в Центральной
Якутии и Забайкалье — 270—290 см.
4.2.7. Вечная мерзлота
На территории России в высоких и умеренных широтах встречаются об-
ширные области, где на некоторой глубине, за пределами активного слоя поч-
вы (слоя, в котором происходят годовые и суточные колебания температуры),
почва не оттаивает даже в теплое время года. Вечная мерзлота занимает огром-
ные пространства Сибири, Дальнего Востока и Заполярья, составляющие около
65 % площади России. Вечная мерзлота залегает как непрерывно по вертика-
ли, так и в виде слоев, перемежающихся слоями талой почвы.
Большое влияние на состояние и распространение мерзлоты оказывают ме-
зо- и микроклиматические особенности рельефа. Мезоклиматические особен-
ности, связанные с появлением крупных горных систем, водоемов, изменением
высоты над уровнем моря и другие, определяют аномальное усиление или ослаб-
ление мерзлоты в данной зоне. Например, наличие многолетнемерзлых горных
пород в южных районах России связано с этими особенностями. Так, на Кавка-
зе многолетнемерзлые горные породы отмечены местами с высоты 3000 м.
С этими особенностями также связано и ослабление интенсивности промерза-
ния пород под северными морями и водохранилищами, ледниковыми щитами.
Большое разнообразие в геокриологические условия вносят микроклимати-
ческие объекты: леса, озера, ледники, наледи, инженерные сооружения, вызы-
вая различия в термическом режиме почв в разных ландшафтных и антропо-
генных условиях одной и той же местности.
Граница вечной мерзлоты проходит от Кольского полуострова по крайнему
северу европейской части России, спускаясь несколько к югу в Западной Сиби-
ри и еще резче к югу восточнее р. Енисея. Таким образом, почти вся террито-
рия России к востоку от р. Енисея (кроме Приморского края, Сахалина и юж-
ной части Камчатки) покрыта вечной мерзлотой. Южная граница вечной мерз-
лоты на многих участках совпадает с изогеотермой средней годовой температу-
ры подстилающей поверхности, равной 0 °C. Там, где мерзлые участки встреча-
ются при более высокой средней годовой температуре поверхности почвы, они
обусловлены не современным климатом, а климатом геологических эпох (ре-
ликтовая вечная мерзлота).
Мощность вечной мерзлоты, т. е. расстояние между верхней и нижней ее
границами, колеблется в широких пределах. Так, она достигает 25 м в нижнем
течении р. Печоры, 80—130 м в окрестностях Воркуты, 400 м на полярном о. Вай-
гач, 70—90 м в Забайкалье, 210—230 м в Якутске. Наибольшая мощность веч-
ной мерзлоты (1370 м) была отмечена в феврале 1982 г. в верховьях р. Вилюй
(Восточная Сибирь). В целом мощность мерзлых пород уменьшается с севера на
юг: 400—600 м на арктическом побережье, 250—500 м в Центральной Якутии,
100—200 м в южных районах Якутии. Наименьшая мощность отмечается близ
западных и южных границ вечной мерзлоты. Так, на севере европейской части
России и на западных и южных окраинах Сибири мощность мерзлых пород со-
ставляет 25—100 м.
Глубина залегания верхней границы вечномерзлого грунта, или толщина
лежащего над ним активного слоя почвы, зависит от радиационного баланса,
213
высоты снежного покрова, наличия растительного покрова, теплопроводности
почвы, т. е. тех же факторов, которые определяют термические характеристи-
ки почвы на разных глубинах.
В северных районах почва оттаивает на несколько десятков сантиметров, а
в более южных — до нескольких метров. В тундре, на северных склонах, в за-
болоченных, покрытых мхом местах, слой вечной мерзлоты лежит под сравни-
тельно тонким слоем почвы (20—30 см). На южных сухих склонах вечная мер-
злота может начинаться на глубине 4 м и более. Среди сплошной многолетней
мерзлоты встречаются участки (талики) с незамерзающими породами. В юж-
ных районах Якутии талики занимают до 50 % площади и сосредоточены
обычно на плоских сухих водоразделах и под руслами непромерзающих рек.
В Восточной Сибири вечная мерзлота является положительным фактором
для земледелия, так как мерзлый слой не пропускает в глубь почвы то малое
количество осадков, которое выпадает в этом районе. Зимой грунтовая вода за-
мерзает, а весной, при оттаивании, почва получает дополнительную влагу из
более глубоких слоев. Непосредственного механического воздействия на корни
растений вечная мерзлота не оказывает, так как прежде, чем дойти до уровня
вечной мерзлоты, корни подвергаются воздействию низкой температуры и рас-
пространяются горизонтально на некотором расстоянии от замерзшего слоя.
Корневая система деревьев в районах вечной мерзлоты по этой же причине
не может развиваться в глубь почвы, что при сильном ветре приводит к частым
лесоповалам в тайге Восточной Сибири. В тундре почва практически везде в
зимнее время промерзает до уровня вечной мерзлоты, поэтому леса здесь отсут-
ствуют.
Продолжительное таяние льда весной и вечная мерзлота,- не позволяющая
осадкам впитываться в почву, приводят к увеличению стока воды, что являет-
ся основной причиной полноводности северных сибирских рек. В летнее время
эти реки обычно сильно не мелеют, поскольку испарение с их поверхности не-
значительное. Даже в самый теплый период года они подпитываются за счет
таяния слоя вечной мерзлоты.
5. ВЕТРОВОЙ РЕЖИМ И АТМОСФЕРНОЕ ДАВЛЕНИЕ
5.1. Преобладающее направление ветра
Одной из характеристик ветрового режима России является преобладаю-
щее направление ветра. Оно имеет большое практическое значение. При разме-
щении промышленных объектов следует учитывать преобладание того или
иного румба с тем, чтобы загрязняющие вещества относились воздушными по-
токами от жилых районов, а не наоборот. Взлетно-посадочные полосы аэродро-
мов также ориентируют вдоль преобладающего направления ветра, чтобы дей-
ствие боковых ветров было минимальным.
Преобладание того или иного румба зависит от особенностей атмосферной
циркуляции над регионом, что определяется в первую очередь наличием и ло-
кализацией ЦДА, которые прослеживаются на картах среднего многолетнего
давления воздуха за отдельные месяцы года [71]. В зимнее время это исланд-
ский и алеутский минимумы и азиатский максимум, а в летнее время — азор-
ский и тихоокеанский максимумы, область повышенного давления над Север-
ным Ледовитым океаном и барическая депрессия над материком. На деформа-
цию барического поля, а следовательно, и на преобладание ветра того или ино-
го румба оказывают влияние макро- и мезомасштабные особенности рельефа
отдельного региона. Так, например, барическая ложбина в зимнее время над
Западно-Сибирской низменностью формируется, отчасти, под действием Ураль-
ского хребта, а в основном связана с пониженным рельефом территории [117].
Наличие крупных водоемов в зимнее время приводит к образованию над ними
областей пониженного давления, а в летнее — повышенного (Каспийское море,
оз. Байкал). Накопление холодных масс воздуха перед широтно ориентирован-
ными горами приводит в этих районах к образованию орографического анти-
циклона (Кавказ, Алтай, Саяны).
Микромасштабные особенности орографии, не влияющие на топографию
глобального барического поля, искажают ветровой поток. Так, в условиях пе-
ресеченной и гористой местности направление ветра у земли зависит от ориен-
тации долин. В этих условиях обычно преобладающими являются ветры одно-
го или двух противоположных румбов. Роль сезонных и планетарных причин
отходит на второе место. В приморских районах большое значение приобретает
конфигурация берегов. Ветровой режим горных районов отличается крайней
сложностью и разнообразием. Орография значительно деформирует воздушные
потоки, с чем связаны многочисленные местные ветры. В пределах горной сис-
темы движущаяся воздушная масса дробится на отдельные потоки. Скорость и
направление ветра в каждом из них сильно различаются. Здесь имеют место
местные ветры, которые наблюдаются в ущельях, на окраинах горного хребта
и других формах рельефа. Поэтому выделить в горах районы с преобладанием
215
того или иного румба не представляется возможным. В связи с этим райониро-
вание горных районов по преобладающему направлению не проводилось.
И наконец, на преобладающее направление ветра оказывает влияние за-
крытость флюгера по отношению к тому или иному румбу.
На территории России основными являются зимние и летние циркуляцион-
ные процессы. Зимние и летние месяцы (январь и июль) отличаются противо-
положным распределением атмосферного давления, а значит, и наибольшими
различиями в преобладающем направлении ветра. В переходные сезоны проис-
ходит постепенная замена зимних процессов летними, и наоборот.
На рис. П.5.1, П.5.2 приведены карты преобладающего направления ветра
для января и июля, на которых выделены районы с преобладанием ветра того
или иного румба (по восьмирумбовой шкале). В зимний сезон барические поля
выделяются более четко, чем в летний, поэтому повторяемость преобладающе-
го румба в январе больше, чем в июле. При этом на открытой равнинной мест-
ности ветры преобладающих румбов выделяются менее четко, чем в условиях
холмистой и гористой местности.
В январе (рис. П.5.1) европейская часть России находится под влиянием
двух барических ЦДА: ложбины исландского минимума и западного отрога
азиатского максимума, которые в это время выражены наиболее сильно. Ложби-
на исландского минимума захватывает весь северо-запад и центр европейской
части, а также все северное побережье азиатской части вплоть до Новосибир-
ских островов. Западный же отрог азиатского антициклона располагается над
юго-востоком и югом европейской части страны. Над Черным и Каспийским мо-
рями имеют место барические депрессии. Ветрораздельная ось (ось Воейкова),
проходящая примерно по 50-й параллели, является осью западного отрога ази-
атского антициклона. Она разделяет европейскую часть страны на северную и
южную области с соответствующим преобладанием циклонических и антицик-
лонических процессов. В связи с указанным распределением барических систем
изобары среднего давления в январе в европейской части страны направлены с
запада-юго-запада на восток-северо-восток. На юге европейской части направ-
ление изобар юго-восточное, т. е. атмосферное давление возрастает с севера и
северо-запада на юго-восток. Поэтому к северу от ветрораздельной линии пре-
обладают южные и юго-западные ветры. Повторяемость преобладающего румба
для большинства станций, находящихся в условиях открытой равнинной мест-
ности, составляет 20—35 % и лишь для некоторых, расположенных в холми-
стой местности, может быть несколько больше. Например, на ст. Уфа (Южное
Приуралье) повторяемость преобладающего южного ветра составляет 46 %.
Преобладание юго-восточного румба в районе между Белым морем и Онеж-
ским озером (повторяемость 32—37 %) и западного румба в районе Верхней
Волги (20—25 %) связано с деформацией воздушных потоков под влиянием ре-
льефа местности. Преобладание южного румба на востоке европейской части
России (25—45 %), по-видимому, связано с влиянием Уральских гор. В холод-
ную половину года над Уралом нередко формируются устойчивые гребни —
процесс, блокирующий западно-восточный перенос и усиливающий меридио-
нальный перенос, что и приводит к увеличению повторяемости южных ветров.
При приближении с севера к ветрораздельной линии преобладающим становится
юго-восточный румб: в районах Южного Приуралья, Средней Волги и Ок-
ско-Донской равнины повторяемость юго-восточного ветра составляет около 20 %.
Южнее ветрораздельной линии (Нижнее Поволжье, Северный Кавказ, При-
каспийская низменность) преобладающим становится восточный румб. Его по-
216
вторяемость здесь достигает 30—45 %, в Прикаспийской низменности она не-
сколько ниже — 20—30 %. Преобладание восточного румба в юго-западных
районах Центрально-черноземных областей (18—22 %), расположенных север-
нее ветрораздельной линии, связано, по-видимому, с влиянием Среднерусской
возвышенности на ветровой поток.
Западная Сибирь на западе ограничена Уральским хребтом, на востоке —
Среднесибирским плоскогорьем, а с юга — горами Алтая. В январе над Уралом
образуется небольшой гребень высокого давления, над Среднесибирским плос-
когорьем — резко выраженный гребень азиатского антициклона. Над Запад-
но-Сибирской низменностью располагается барическая ложбина. Направление
барического градиента с юго-юго-востока на запад-северо-запад определяет раз-
витие стойкого юго-западного переноса, охватывающего почти всю равнинную
часть. Повторяемость ветров юго-западного румба составляет 20—35 %, а на
юге, в предгорной части территории со сложным рельефом, она увеличивается
до 35—40 %.
Повышение местности на правом берегу р. Енисея в сторону Среднесибир-
ского плоскогорья и преобладающие над плоскогорьем зимой области высокого
давления вызывают стационирование циклонов в данном районе и преоблада-
ние на востоке Западной Сибири и на западе Восточной Сибири ветров южного
румба (30—40 %).
Восточная Сибирь находится под влиянием северо-восточного отрога
азиатского антициклона и барической депрессии над Арктическим бассейном.
Таким образом, направление барического градиента на большей части террито-
рии Восточной Сибири примерно такое же, как и в Западной, и преобладаю-
щим является юго-западный румб. Его повторяемость составляет 30—35 %, а
на юге территории в условиях расчлененного рельефа — 35—60 %.
На северо-востоке Якутии выделяется частный антициклон (так называемый
яно-колымский антициклон) с центром в районе Оймякона. Из района п-ова Тай-
мыр по линии Вилюйск—Якутск и далее к юго-востоку расположена ось лож-
бины. Эти барические образования нарушают общий юго-западный перенос в
отдельных районах. Влияние ложбины приводит к выделению района с преоб-
ладанием ветров южного румба в долине среднего течения р. Лены (30—35 %).
Районы, прилегающие к Верхоянску и находящиеся на восточной периферии
вторичного антициклона, отличаются преобладанием ветров северного румба
повторяемостью 25—40 %. На юге Колымской низменности и в прилегающих
к ней горных районах, находящихся на северо-восточной периферии этого ан-
тициклона, преобладающими являются ветры северо-западного румба.
Влияние оз. Байкал в январе сказывается в относительно узкой полосе и
мало ощущается за окружающими его хребтами. Байкал не влияет на общую
циркуляцию атмосферы, но на фоне крупных циркуляционных процессов под
влиянием этого обширного и глубокого водоема создаются местные особенно-
сти в распределении атмосферного давления и режима ветра. В январе над озе-
ром создается местная циклоническая циркуляция, поэтому наибольшую по-
вторяемость имеют ветры, дующие с суши на озеро. В условиях сложного рель-
ефа на западном берегу озера повторяемость ветров северного румба составляет
30—50 %. Районы Забайкалья отличаются сложным горным рельефом и сла-
бой освещенностью данными, поэтому на рис. П.5.1, П.5.2 они заштрихованы.
Для открытых ровных мест здесь преобладающими являются ветры северного
и северо-западного румбов, а на юго-западе Забайкалья — юго-западного румба.
217
На Дальнем Востоке направление основных ветровых потоков определяется
взаимодействием северо-восточного отрога азиатского антициклона, протяги-
вающегося вдоль восточной окраины Азиатского материка, и алеутского мини-
мума. Таким образом, и на Дальнем Востоке в январе господствующими явля-
ются ветры, направленные от материка к океану, — зимний муссон. На севере
данной территории зимний муссонный поток имеет северо-западное, севе-
ро-восточное или северное направление в зависимости от местных условий и
конфигурации побережья.
На побережье Чукотского моря и Анадырского залива преобладают ветры
северо-западного румба (40—50 %), на остальной части побережья Берингова
моря — северо-восточного румба (50—70 %). На восточном побережье Камчат-
ки преобладают ветры северо-западного румба (40—60 %), а на западном — се-
веро-восточного (30—35 %). Такое направление преобладающих ветров обу-
словлено растеканием воздушных потоков в приземном слое от области повы-
шенного давления над центральными районами Камчатки.
Северная часть побережья Охотского моря, как и западное побережье Кам-
чатки, характеризуется преобладанием ветров северо-восточного румба (> 40 %).
В более южных районах побережья Охотского моря преобладающими являются
северный и северо-западный румбы. В связи со сложным рельефом береговой
линии побережья дальневосточных морей, повторяемость преобладающего румба
на отдельных станциях может значительно отличаться. Так, на ст. Охотск
повторяемость северного румба достигает 86 %, а на о. Завьялова — всего 37 %.
В горных континентальных райоцах Дальнего Востока преобладают ветры с се-
верной составляющей.
На побережье Приморского края преобладающим является северо-запад-
ный румб (45—60 %). В районе долины р. Уссури и нижнего течения р. Амура
локализована ложбина пониженного давления, обусловленная довольно час-
тым выносом циклонов с юга, из Китая, а на юго-западе Приморского края —
гребень высокого давления. Такая конфигурация барического поля приводит к
преобладанию ветров северного румба (40—60 %) на юге Приморского края,
вызванных оттоком воздуха от гребня высокого давления, и ветров юго-запад-
ного румба на западе Приморского края и юго-востоке Хабаровского края.
Здесь повторяемость юго-западного румба составляет на юге района 25—40 %,
а на севере — 50—65 %. Западнее, в Еврейской автономной области, преобла-
дающим является западный румб (30—55 %), а в бассейне р. Зеи — северо-за-
падный (> 40 %).
Таким образом, на территории Дальнего Востока благодаря резко выражен-
ному барическому полю и сложному рельефу повторяемость преобладающего
направления ветра является наибольшей на территории России.
Б июле (рис. П.5.2) на месте азиатского максимума располагается обшир-
ная барическая депрессия. Деятельность исландского минимума резко ослабе-
вает. Над Баренцевым морем атмосферное давление повышено по сравнению с
северными районами европейской части России. Наблюдавшаяся над морем в
январе полоса пониженного давления сместилась к югу, на материк. Теперь по-
лоса пониженного давления проходит по северному побережью европейской
части. Таким образом, в северных районах европейской части, где резко выра-
жена сезонная смена полей давления, воздушная циркуляций'имеет муссон-
ный характер. Весьма интенсивное развитие получает азорский максимум. Ось
его восточного отрога распространяется с запада на восток вдоль 50-й паралле-
ли. В соответствии с указанным характером барического поля распределение
218
июльских изобар обратно зимнему. Их направление близко к меридионально-
му. Атмосферное давление медленно растет с востока и северо-востока на запад
и юго-запад. При этом барическое поле в июле в европейской части, как и на
всей территории России, выражено менее четко, чем зимой, градиенты давле-
ния незначительны. Поэтому ветры у поверхности земли ослабевают и стано-
вятся менее устойчивыми по направлению. В июле нет значительной разницы
между повторяемостью различных направлений ветра. В большинстве районов
европейской части России преобладают ветры с северной составляющей: север-
ные, северо-западные, северо-восточные.
Ветры северного румба преобладают в северных и восточных районах евро-
пейской части страны. Их повторяемость составляет 15—25 %, а на северном
побережье Кольского полуострова — 25-—35 %.
Сложное распределение суши и моря на крайнем северо-западе европейской
части страны приводит к искажению барического поля над этим районом. Над
глубоко вдающимся в сушу холодным Белым морем располагается гребень вы-
сокого давления, а над Кольским полуостровом и Карелией — полоса понижен-
ного давления, что обусловливает искажение северного потока. Он приобретает
восточную составляющую. На большей части Кольского полуострова и Каре-
лии преобладающим является северо-восточный румб. Его повторяемость со-
ставляет 20—30 %. На северо-западном побережье Белого моря преобладаю-
щим является юго-восточный румб (16—22 %), связанный с оттоком воздуха
от гребня высокого давления над Белым морем. В западных и южных районах
европейской части России, находящихся под влиянием отрога азорского мак-
симума, ветры приобретают западную составляющую. Ветры западного румба
преобладают на западе европейской части России и в бассейне Верхней и Сред-
ней Волги. Их повторяемость составляет 15—25 %. В европейской части распо-
ложена значительная область с ветрами северо-западного румба повторяемо-
стью 15—25 %. Преобладание ветров северного румба в южной части Ок-
ско-Донской равнины (15—20 %) связано, по-видимому, с влиянием рельефа,
поскольку данная равнина с запада и востока ограничена возвышенностями.
Влияние Каспийского моря сказывается на нарушении потока с западной со-
ставляющей. Поскольку над Каспийским морем в июле атмосферное давление
повышено, отток воздуха от этого водоема приводит к преобладанию в южной
части Прикаспийской низменности и в восточном Предкавказье ветров восточ-
ного румба. Их повторяемость составляет 20—30 % и лишь незначительно (на 1—
2 %) превышает повторяемость ветров с западной составляющей. Влиянием
Донецкого кряжа можно объяснить преобладание ветров северо-восточного
румба (15—20 %) в нижнем течении р. Дона.
В июле атмосферное давление над Западной Сибирью ниже, чем над Аркти-
ческим бассейном, поэтому в данном районе преобладают ветры с северной со-
ставляющей. Ветры, дующие с океана на материк, на севере Западной Сибири
имеют восточную составляющую (северо-восточный румб) и по северу материка
прослеживаются примерно до 170° в.д. На севере Западной Сибири повторяе-
мость северо-восточного румба составляет 20—30 %. В более южных районах
преобладают ветры северо-западного и северного румбов. Их повторяемость не-
велика и составляет 15—25 %. На южные районы Западной Сибири оказывают
влияние Алтайские горы. В предгорной части Алтая и Саян располагается пояс
повышенного давления и преобладающими становятся ветры южного румба
повторяемостью 15—20 %.
219
Над территорией Восточной Сибири распределение атмосферного давления
в июле примерно такое же, как и над Западной Сибирью: над северными моря-
ми располагается гребень высокого давления, над материком — обширная, но
неглубокая депрессия со слабыми барическими градиентами. Вследствие этого
преобладающими в июле являются ветры, имеющие северную составляющую.
Над северными районами вследствие оттока воздуха от гребня высокого давле-
ния преобладают ветры северо-восточного румба повторяемостью 20—30 %, на
большей части остальной территории — ветры северного румба повторяемо-
стью 15—20 %. Для станций, находящихся в условиях сложного рельефа, по-
вторяемость северного румба может достигать 30—40 %.
Преобладание в Предбайкалье ветров западного (20—30 %) и северо-запад-
ного (25—40 %) румбов связано, по-видимому, с влиянием Саян (как и
влияние Алтая заметно на юге Западной Сибири). Влияние оз. Байкал на на-
правление преобладающего ветра в июле, в отличие от января, на карте данно-
го масштаба не прослеживается, поскольку, хотя над озером и располагается
область повышенного давления, барическое поле выражено по сравнению с
январским слабо.
Преобладание на юго-востоке Якутии ветров западного и северо-западного
румбов повторяемостью 15—20 % связано с образованием в летнее время на ме-
сте яно-колымского антициклона вторичного циклона и вследствие этого иска-
жением барического поля и основного северного потока. В высокогорных и
малоизученных районах Забайкалья преобладающими являются ветры с север-
ной составляющей.
Летние циркуляционные процессы в районе Дальнего Востока развиваются
в результате взаимодействия тихоокеанского субтропического максимума, за-
нимающего летом наиболее северное положение, и барической депрессии на
материке. В это время на месте северо-Ьосточного отрога наблюдается ложбина
пониженного давления с циклонической циркуляцией воздуха. Таким обра-
зом, как и на остальной территории России, на территории Дальнего Востока
преобладают потоки, направленные с океана на материк, — летний муссон.
На большей части побережья Чукотского моря преобладают ветры севе-
ро-западного румба повторяемостью 25—30 %, на северном побережье Чукот-
ки — ветры южного румба такой же повторяемости. Остальная часть побере-
жья Чукотки и побережье Анадырского залива характеризуются преобладани-
ем ветров юго-восточного румба (25—40 %). На побережье Берингова моря пре-
обладают ветры юго-западного румба (25—30 %). Однако под влиянием мест-
ных условий на некоторых участках побережья преобладают ветры северо-вос-
точного румба.
Восточное побережье и южная часть западного побережья Камчатки харак-
теризуются преобладанием ветров южного румба (20—50 %), а остальная часть
западного побережья — юго-западного румба (20 40 %). Такое распределение
преобладающих направлений ветра связано как с наличием во внутренних рай-
онах Камчатки области пониженного давления, так и с конфигурацией берего-
вой линии.
В июле над холодными водами Охотского моря располагается область повы-
шенного атмосферного давления, от которой происходит отток воздуха. В свя-
зи с этим, а также с особенностями конфигурации береговой линии, на севере
Охотского моря преобладают ветры южного (30—40 %) и юго-восточного
(25—35 %) румбов, в южной части побережья — восточного и северо-восточно-
го румбов (40—60 %).
220
На побережье Японского моря изобары почти параллельны береговой ли-
нии, и преобладают ветры юго-восточного румба. Их повторяемость составляет
40—60 %. В узкой долине -между оз, Ханка и морем, зажатой с запада и восто-
ка возвышенностями, преобладающими становятся ветры южного румба. Их
повторяемость может достигать 80 %. Южные ветры на Приханкайской низ-
менности под влиянием рельефа переходят в юго-западные, повторяемость
которых 30—50 %. Еще севернее выделяется район с преобладанием ветров
юго-восточного румба (35—40 %), характерным для прибрежных районов При-
морского края.
В долине среднего и нижнего течения р. Амура на многих станциях повто-
ряемость юго-западных и северо-восточных ветров одинакова (20—25 %). Та-
кое распределение преобладающих ветров связано с тем, что в данном районе
повторяемость воздушных масс, поступающих с юга Приморского края (с Япон-
ского моря) и движущихся вдоль хребта Сихотэ-Алинь, примерно равна повто-
ряемости воздушых масс, поступающих из области высокого давления над
Охотским морем.
На севере долины р. Зеи летний муссон приобретает северо-восточное на-
правление (15—25 %), а на юге долины — юго-восточное (20—40 %).
На большей части Дальнего Востока в связи с более выраженным бариче-
ским полем по сравнению с другими районами России повторяемость преобла-
дающего румба в июле больше, чем на остальной территории России. Хорошо
выраженное барическое поле и сложность рельефа данного региона приводят к
большому разбросу повторяемостей преобладающих румбов на отдельных метео-
рологических станциях в пределах каждого выделенного района
5.2. Средняя месячная скорость ветра
Средняя месячная скорость ветра имеет отчетливо выраженный годовой
ход, который связан с сезонными колебаниями атмосферной циркуляции. В те-
чение года режим ветра над территорией России претерпевает заметные изме-
нения, связанные с общей циркуляцией атмосферы и действием местных бари-
ческих центров. В зависимости от данных факторов и формируется годовой ход
средней месячной скорости ветра для различных районов России.
Европейская часть России в зимнее время находится под влиянием двух ба-
рических центров: исландского минимума и азиатского максимума. В различ-
ных ее районах сказывается преобладающее влияние либо исландского мини-
мума, либо азиатского максимума, что_объясняет различия в типах годового
хода средней месячной скорости ветра V.
Зимой северный и северо-западный районы европейской части России нахо-
дятся под влиянием северо-западной периферии западного отрога азиатского
максимума. Большое влияние (особенно на крайний северо-запад данной тер-
ритории — побережье Баренцева моря) оказывает ложбина исландского мини-
мума. В январе интенсивность атмосферной циркуляции на побережье Барен-
цева моря особенно велика, так как ложбина исландского минимума оказыва-
ется в это время наиболее ярко выраженной. Поэтому максимум в годовом ходе
средней месячной скорости ветра приходится на этот месяц. Летом атмосфер-
ная циркуляция вследствие небольших термических, а поэтому и барических
градиентов ослаблена (исландский минимум летом выражен слабо), и мини-
мум V в годовом ходе приходится на июль (рис. 5.1, Вайда-губа).
221
222
На остальной территории северного и северо-западного районов России мак-
симум в годовом ходе V смещается на ноябрь—декабрь, а не на время макси-
мального развития исландского минимума давления (рис. 5.1, Онега, Амдерма).
Связано это с тем, что на данной территории происходит увеличение бари-
ческих градиентов в связи с приближением с северо-запада ложбины исланд-
ского минимума, а с юго-востока отрога азиатского максимума. По мере разви-
тия азиатского антициклона V уменьшается и в январе становится меньше,
чем в декабре. Минимум средней месячной скорости ветра в годовом ходе, как
и на побережье Баренцева моря, приходится на летние месяцы — время ослаб-
ленной атмосферной циркуляции. На ряде станций (кроме побережья Карско-
го моря) прослеживаются дополнительный апрельский минимум и майский
максимум средней скорости ветра (рис. 5.1, Онега).
Объясняется это тем, что в апреле ослабленный и отступающий западный
отрог азиатского антициклона смещается к северу, занимая почти всю данную
территорию. В мае этот отрог окончательно исчезает, и территория подвергает-
ся влиянию циклонов, связанных с исландским минимумом, что и увеличива-
ет интенсивность ветрового режима.
На узкой полосе побережья Балтийского моря, наоборот, вторичный мини-
мум наблюдается не в апреле, а в мае. Его появление может быть связано с воз-
никновением вдоль берега над еще охлажденным морем полосы высокого дав-
ления (рис. 5.1, Санкт-Петербург).
Все остальные районы европейской части России в зимнее время находятся
под воздействием западного отрога азиатского антициклона, ослабляющего ат-
мосферную циркуляцию. Максимумы средней месячной скорости ветра, как и
максимальные барические градиенты, отмечаются во время осенне-зимнего
усиления (наступления) и весеннего ослабления (отступления) этого отрога.
Поэтому, как правило, максимум V в годовом ходе имеет место в декабре, в ян-
варе происходит уменьшение скорости ветра. При разрушении (отступлении)
отрога высокого давления (февраль—март) происходит некоторое увеличение
средней скорости ветра (рис. 5.1, Павелец). Минимум в годовом ходе V для
всей европейской части России отмечается в летние месяцы, когда данная тер-
ритория находится под влиянием отрога азорского максимума.
На севере Западной Сибири в холодную половину года ветровой режим
определяется так же, как и на севере и северо-западе европейской части Рос-
сии, переменным влиянием исландского минимума (здесь оно сказывается в
меньшей степени, чем в европейской части) и западного отрога азиатского мак-
симума.
Осенний максимум средней месячной скорости ветра наблюдается раньше
(октябрь), чем на севере европейской части страны, и обусловлен приближени-
ем к этому району развивающегося азиатского антициклона и барической лож-
бины исландского минимума. В январе этот район целиком занят отрогом ази-
атского антициклона, снижающим интенсивность циркуляции воздушных
масс. Весенний максимум средней скорости ветра, приуроченный ко времени
максимальных температурных градиентов между теплым материком и холод-
ным океаном, смещается на многих станциях данного региона с мая (по сравне-
нию с севером европейской части страны) на июнь (рис. 5.1, Салехард). Это
Рис. 5.1. Годовой ход средней месячной скорости ветра V.
1 — Вайда-губа; 2 — Амдерма; 3 — Онега; 4 — Санкт-Петербург, ИЦП; 5 — Павелец; в — Салехард; 7 — Масля-
нино; 8 — Хабаровск; 9 — Киренск; 10 — Чокурдах; 11 — Дружина; 12 — Сосуново; 13 — Озерная; 14 —
Усть-Камчатск.
223
происходит вследствие установления пониженного давления над уже прогрев-
шимся континентом и вторжения северо-западных циклонов с еще холодного
Северного Ледовитого океана. По мере уменьшения контрастов между матери-
ком и океаном средняя скорость ветра уменьшается до летнего минимума (в
июле—августе).
Южная половина Западной Сибири находится вблизи центра зимнего мак-
симума давления воздуха. В течение всей зимы атмосферное давление здесь
продолжает повышаться, а циркуляция ослабевать. Поэтому минимум средней
месячной скорости ветра приходится на конец зимы. Максимумы скорости вет-
ра отмечаются во время осеннего формирования (усиления) и весеннего разру-
шения (отступления) отрога зимнего антициклона. Поэтому, поскольку разви-
тие гребня высокого давления происходит с востока на запад, а отступление —
в противоположном направлении, наступление осеннего максимума V здесь
происходит несколько раньше, чем в европейской части России (ноябрь), а на-
ступление весеннего максимума — позже (май) (рис. 5.1, Маслянино). Летом в
связи с ослаблением атмосферной циркуляции в этом районе имеет место лет-
ний минимум средней скорости ветра.
Восточная Сибирь и Дальний Восток находятся под влиянием северо-вос-
точного отрога азиатского максимума. Благодаря большей мощности этого от-
рога по сравнению с западным зимний минимум средней месячной скорости
ветра здесь выражен более четко, чем в Западной Сибири и в европейской части
страны. Южные районы указанной территории находятся в непосредственной
близости от центра азиатского максимума, поэтому здесь его влияние выраже-
но наиболее сильно (районы Забайкалья отличаются наименьшими зимними
значениями скорости ветра на всей территории России). Зимний минимум ин-
тенсивности ветрового режима начинает устанавливаться над Восточной Сиби-
рью уже с ноября, а над Дальним Востоком несколько позже, по мере распро-
странения отрога азиатского антициклона на восток. В течение всей зимы дав-
ление в этом районе продолжает повышаться, что приводит к ослаблению цир-
куляции атмосферы, т. е. к уменьшению средней скорости ветра V. Вследствие
этого минимум ее значений имеет место в период максимального развития ази-
атского максимума, во 2-й половине зимы (январь—февраль). Максимумы V
отмечаются во время весеннего разрушения и осеннего формирования зимнего
антициклона. Так как отступление отрога высокого давления происходит с вос-
тока на запад, то в Восточной Сибири весенний максимум V наступает несколь-
ко позже (май), чем на Дальнем Востоке (апрель), а осенний максимум, наобо-
рот, — раньше (рис. 5.1, Киренск, Хабаровск).
, Побережье морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, а также район яно-ко-
льцдского антициклона (северо-восток Якутии и западная часть Чукотки) име-
ют особый характер годового хода V. В зимнее время, как и на остальной тер-
ритории данного региона, здесь отмечается пониженный фон скорости ветра
(особенно сильно это проявляется в районе яно-колымского антициклона — райо-
не с повышенным атмосферным давлением и сильно расчлененным рельефом
горной местности). Летом благодаря большим температурным градиентам
между,Северным Ледовитым океаном и материком в данном районе обостряет-
ся ветвь арктического фронта и усиливается связанная с ним циклоническая
деятельность (в атлантическом и тихоокеанском секторах Арктики, наоборот,
происходит ее ослабление). Поэтому здесь имеет место простой годовой ход
средней скорости ветра с минимумом зимой и максимумом летом (рис. 5.1, Чо-
курдах, Дружина).
Побережье дальневосточных морей зимой находится под влиянием, во-пер-
вых, азиатского антициклона, а во-вторых, алеутского минимума. В результа-
те этого возникают большие барические градиенты, а следовательно, увеличи-
224
ваются значения средней месячной скорости ветра. Поэтому максимум V в го-
довом ходе приходится на зимние месяцы — время максимального развития
обоих барических центров. Минимум V отмечается в летние месяцы — время
минимальных температурных и барических градиентов между океаном и мате-
риком, когда разрушается азиатский антициклон и заполняется алеутская де-
прессия (рис. 5.1, Сосуново).
Особый ветровой режим создается на п-ове Камчатка. В зимнее время над
центральной и западной частями Камчатки формируется антициклон. Поэтому
ветровой режим восточной ее части, не подверженной влиянию этого антицик-
лона, соответствует режиму остальной территории данного района (рис. 5.1,
Усть-Камчатск). В западной и центральной частях Камчатки максимумы сред-
ней месячной скорости ветра отмечаются во время осеннего образования и ве-
сеннего разрушения местного антициклона (рис. 5.1, Озерная).
В полном соответствии с условиями циркуляции в холодное время года на-
ходится распределение средней скорости ветра в январе (рис. П.5.3). Наиболее
значительное уменьшение средней скорости ветра (менее 1 м/с) наблюдается в
районах Восточной Сибири, Якутии и особенно на Дальнем Востоке, где в это
время года располагается обширный азиатский антициклон. На береговых
станциях с наименьшей шероховатостью подстилающей поверхности, испыты-
вающих наибольшее влияние циклонической деятельности, отмечается самая
большая скорость ветра. Наибольшие значения наблюдаются вдоль береговой
зоны морей Тихого океана (5—9 м/с). Здесь в зимний период происходит уве-
личение барического градиента за счет усиления азиатского антициклона и
интенсивной циклонической деятельности на арктическом фронте, особенно
при выходе тайфунов с юга. С удалением от моря в глубь материка скорость
ветра уменьшается из-за увеличения шероховатости подстилающей поверхно-
сти и ослабления циклонической деятельности.
В лесной зоне европейской части России и Западной Сибири значения сред-
ней скорости ветра находятся в пределах 3—4 м/с. Увеличение значений до 5—
6 м/с на западе европейской части отмечается в связи с активизацией циклони-
ческой деятельности в холодное время года, а в лесостепных и степных райо-
нах европейской части и Западной Сибири — из-за уменьшения шероховатости
подстилающей поверхности (отсутствие деревьев) и наличия больших бариче-
ских градиентов.
В весенние месяцы (рис. П.5.4) происходит перестройка барических полей.
Заполняются исландская и алеутская барические депрессии и происходит раз-
рушение азиатского антициклона. В результате заполнения ложбины исланд-
ского минимума происходит уменьшение средней скорости ветра на побережье
Баренцева и Карского морей до 5 м/с. На остальной территории европейской
части России также происходит некоторое уменьшение скорости ветра. При
этом если в лесной зоне средняя скорость ветра составляет около 4 м/с, то в
степной полосе она несколько выше (до 5—6 м/с).
На территории Западной Сибири средняя скорость ветра в апреле составля-
ет 4—5 м/с. При этом на севере данного региона ее значения несколько выше
январских, поскольку в январе этот район занят антициклоном. На террито-
рии Восточной Сибири по мере разрушения азиатского антициклона и увеличе-
ния температурных градиентов между холодными арктическими морями и на-
гревающимся материком средняя скорость ветра в апреле возрастает по сравне-
нию с январем и составляет 2—3 м/с на континенте и 5—6 м/с на побережье
морей этого сектора Арктики.
На побережье дальневосточных морей по мере заполнения алеутского ми-
нимума и ослабления барических градиентов происходит уменьшение скоро-
сти ветра в апреле по сравнению с январем до 4—5 м/с.
225
В июле (рис. П.5.5) на большей части территории России наблюдается зна-
чительное уменьшение средней скорости ветра по сравнению с январем и апре-
лем. Это объясняется ослаблением циркуляции атмосферы в связи с перерас-
пределением давления и уменьшением барических градиентов. В летнее время
почти на всей территории России, за исключением прибрежной полосы на севе-
ре и востоке, основным процессом является формирование континентального
воздуха в результате трансформации арктических, атлантических и тихооке-
анских воздушных масс. В ряде районов береговой зоны севера России обостре-
ние температурных различий между континентальным и арктическим возду-
хом усиливает циклоническую деятельность, что в свою очередь приводит к
увеличению средней скорости ветра на побережье морей Карского, Лаптевых и
Восточно-Сибирского, а также во внутренних районах Восточной Сибири и Якутии
на 1—2 м/с. Значительное уменьшение средней скорости ветра (на 2—4 м/с)
по сравнению с январем наблюдается на побережье морей Тихого океана. В боль-
шинстве районов европейской части России и Западной Сибири средняя ско-
рость в июле составляет порядка 3 м/с. В степных районах Нижней Волги и
Прикаспия средняя скорость ветра уменьшается за счет ослабления циклони-
ческой деятельности и уменьшения барических градиентов.
В осенние месяцы (рис. П.5.6) происходит обратная перестройка бариче-
ских полей от летнего режима к зимнему. Углубляются исландский и алеут-
ский барические минимумы и начинает развиваться азиатский максимум ат-
мосферного давления, в результате чего происходит увеличение барических
градиентов на большей части территории России и соответственно увеличение
скорости ветра в октябре по сравнению с июлем. В европейской части страны
наибольшее увеличение средней скорости ветра в октябре (до 6—8 м/с) по срав-
нению с июлем происходит на побережье Баренцева и Карского морей. Возрас-
тает средняя скорость ветра и в остальных районах европейской части (до 4—5 м/с).
В азиатской части России распределение средней скорости ветра в октябре
во многом сходно с апрельским. Наибольшее увеличение средней скорости вет-
ра в октябре по сравнению с июлем имеет место на побережье морей Дальнего
Востока (до 5—8 м/с). На побережье морей Лаптевых и Восточно-Сибирского
средняя скорость ветра в октябре меняется мало, так как в этих районах и в
июле вследствие интенсивной циклонической деятельности наблюдались боль-
шие значения скорости ветра. В остальных районах азиатской части страны
средняя скорость ветра в октябре также несколько повысилась, что объясняет-
ся увеличением барических градиентов между развивающимся гребнем азиат-
ского антициклона, который еще не занял эти районы, и углубляющимися де-
прессиями: исландской и алеутской. В октябре, в отличие от апреля, наблюда-
ется повышенный фон скорости ветра в прибрежной зоне оз. Байкал за счет
увеличения барических градиентов между относительно теплыми водами озера
и остывающим материком.
5.3. Характеристики изменчивости скорости ветра
5.3.1. Изменчивость средней месячной скорости ветра
До последнего времени оставалась слабо изученной изменчивость средней
месячной скорости ветра. Впервые информация о значениях среднего квадра-
тического отклонения скорости ветра различного временного разрешения на
территории бывшего СССР получена по большому числу станций при подготов-
ке справочника [115].
226
Анализ полученных данных показал, что о средней месячной скорости вет-
ра имеет выраженный годовой ход (рис. 5.2).
Максимальные значения о характерны для зимних месяцев или ближай-
ших к ним осенних или весенних месяцев. Как правило, максимальные значе-
ния о имеют место в те месяцы, когда наблюдаются и максимальные скорости
ветра. Обратный годовой ход о средней месячной скорости ветра (максимум ле-
том, минимум зимой) отмечается лишь на тех станциях, где максимальная
скорость встречается летом (район Якутии — станции Батагай-Алыта, Верхо-
янск, Вилюйск, Оймякон). Однако для таких станций характерна небольшая
амплитуда годового хода о (0,2—0,3 м/с). Следует отметить, что значения о
средней годовой скорости ветра, как правило, несколько меньше или равны
минимальным значениям о средней месячной скорости ветра, выбранным из
12 месяцев.
В табл. 5.1 приведены оценки статистических погрешностей определения о
средней месячной скорости ветра, рассчитанные по формуле (1.14) при п = 45
Таблица 5.1
Оценки статистических погрешностей
определения с средней месячной скорости ветра
с м/с .
сом/с
0,5
0,06
1,0
0,12
1,5
0,18
На рис. П.5.7—П.5.10 представлены карты о средней месячной скорости
ветра для центральных месяцев сезонов — января, апреля, июля и октября.
При построении карт были использованы данные станций с классом открыто-
сти 6 и выше по классификации В. Ю. Милевского. Изолинии равных значе-
ний о проводились через 0,5 м/с. Выбор такого шага при проведении изолиний
связан с точностью определения о средней месячной скорости ветра.
Среднее квадратическое отклонение в январе меняется от 0,2—0,3 м/с в
Якутии и Забайкалье до 1,0 м/с в прибрежных районах Чукотки и р. Колымы,
достигая на отдельных станциях 2 м/с.
Большие значения о (порядка 1,0—1,5 м/с) характерны для прибрежных
районов Камчатки и Приморского края, побережья арктических морей и Бал-
тийского моря, а также территорий Центрально-черноземных областей,
юго-востока европейской части России, Новосибирской, Томской и Кемеров-
ской областей. Наименьшие значения о средней месячной скорости ветра
(0,2—0,4 м/с) в январе отмечаются в районах Восточной Сибири и Забайкалья.
В западных районах европейской части страны, Западной Сибири о в январе
меняется от 0,5 до 0,9 м/с.
В апреле о несколько меньше, чем в январе, практически на всей террито-
рии России, за исключением районов Забайкалья и р. Колымы. В этих районах
апрельские значения о на 0,1—0,2 м/с больше январских и изменяются от 0,5
до 0,8 м/с. Таким образом, для большей части территории России в апреле ха-
рактерны значения о средней месячной скорости ветра от 0,5 до 0,8 м/с. Лишь
вдоль северного и северо-восточного побережья России, а также на Северном
Кавказе, северо-восточном побережье Каспийского моря и севере Томской об-
ласти о достигает 1,0—1,5 м/с.
В июле о средней месячной скорости ветра меньше, чем в апреле и январе.
Только на отдельных станциях (Амдерма, Уэлен, м. Лопатка) максимальное
для этого месяца значение достигает 1,0 м/с. Для большей части территории
России характерны значения о от 0,5 до 0,7 м/с. Район со значениями о от 0,2
227
228
до 0,4 м/с в июле (по сравнению с апрелем и январем) на востоке России рас-
ширяется и включает в себя большую часть Восточной Сибири и внутренние
районы Дальнего Востока. Кроме того, появляется еще один район с такими зна-
чениями о: Средний Урал и прилегающие к нему с запада и востока территории.
Распределение о средней месячной скорости ветра в октябре практически не
отличается от распределения в апреле.
Для о средней годовой скорости ветра характерны значения, не превышаю-
щие 0,5 м/с. Лишь на прибрежных станциях они достигают 0,9 м/с.
Представленные карты позволяют судить не только об изменчивости сред-
ней месячной скорости ветра, но и оценить точность расчетов этой климатиче-
ской характеристики для различных районов России.
Воспользовавшись формулой (1.13), можно оценить статистические погреш-
ности расчетов средней месячной скорости ветра (табл. 5.2).
Таблица 5.2
Погрешности расчетов средней месячной скорости ветра
при использовании данных за 45 лет
с м/с... . 0,5 1,0 1,5 2,0
cv м/с . . . . 0.08 0.17 0.25 0,83
Таким образом, статистические погрешности расчетов средней месячной
скорости ветра по территории России меняются от 0,08 до 0,33 м/с.
5.3.2. Изменчивость средней суточной скорости ветра
Коэффициент вариации С„ средней суточной скорости ветра, характеризую-
щий ее относительную изменчивость, является отношением среднего квадрати-
ческого отклонения средней суточной скорости к средней скорости ветра. По-
скольку Cv обратно пропорционален скорости ветра, то наибольшие его значе-
ния можно ожидать в районах с наименьшими значениями скорости ветра.
Действительно, в результате анализа полученных данных выявлено, что наи-
большие значения С„ средней суточной скорости ветра наблюдаются в районах,
где средняя суточная скорость ветра не превосходит 2 м/с. Это районы со слож-
ными орографическими условиями (Троицкий прииск, Бомнак, Оймякон). Вы-
сокая изменчивость скорости ветра объясняется тем, что при малой скорости
ветра значения вертикального градиента температуры могут изменяться в ши-
роком диапазоне, от инверсионных до сверхадиабатических. Очевидно, что бо-
лее разнообразные условия температурной стратификации обусловливают и
больший разброс в значениях скорости ветра вокруг среднего значения. Это от-
носится, кроме горных районов, также к районам зимнего стационирования
азиатского антициклона.
Коэффициент вариации средней суточной скорости ветра, как правило,
имеет незначительный годовой ход с максимумом в зимние и минимумом в
летние месяцы. Амплитуда годового хода на большей части станций не превы-
шает 0,4 (рис. 5.3). Только в районах Восточной Сибири и Забайкалья ампли-
туда годового хода коэффициента вариации больше 0,4. Графики годового хода
Cv по станциям Троицкий прииск, Бомнак и Оймякон, приведенные на рис. 5.3,
характерны для районов Восточной Сибири и Забайкалья, т. е. районов со
сложным рельефом, являющихся местом зимнего стационирования азиатского
антициклона. В этих районах коэффициент вариации средней суточной скоро-
229
Рис. 5.3. Годовой ход коэффициента вариации С„ средней суточной скорости ветра.
сти ветра в зимнее время достигает максимальных для территории России зна-
чений, равных 2,0.
Так как в большинстве районов России амплитуда годового хода Си невели-
ка, то для иллюстрации пространственно-временного распределения этой ха-
рактеристики на рис. П.5.11, П.5.12 представлены только карты января и
июля, отражающие пространственное распределение ее максимальных и мини-
мальных значений. Карта за год не приводится, так как распределение коэф-
фициента вариации средней суточной скорости ветра в целом за год близко к
его распределению в июле.
В январе для большей части территории России характерны значения от
0,5 до 0,9. На территории Восточной Сибири, Забайкалья и Дальнего Востока
выделены районы с 1,5 < С„ < 2,0, Йри этом на отдельных станциях Cv достигают
значений 3,0.
В июле значения изменчивости средней суточной скорости ветра несколько
меньше, чем в январе. Максимальные значения Cv, как правило, не превьпйают
0,8, а минимальное значениефМйнО 0,3. Летом, так же как и зимой, макси-
мальные значения коэффициента варйации характерны для районов Забайкалья.
230
Рис. 5.4. Годовой ход коэффициента асимметрии As средней суточной скорости ветра.
Пространственное распределение среднего квадратического отклонения
средней суточной скорости ветра, характеризующего ее абсолютную изменчи-
вость, существенно отличается от пространственного распределения коэффи-
циента вариации.
Максимальные значения и средней суточной скорости ветра характерны
для районов с наибольшими ее значениями. К таким районам следует отнести
побережье морей.
Более сложный характер имеет пространственно-временное распределение
коэффициента асимметрии средней суточной скорости ветра.
Для скорости ветра характерна положительная асимметрия, т. е. в ее рядах
наблюдений имеют место сравнительно немногочисленные, но большие поло-
жительные отклонения от среднего значения и более многочисленные, но ме-
нее значительные отрицательные отклонения.
Годовой ход коэффициента асимметрии суточных значений скорости ветра
зачастую имеет пилообразный характер (рис. 5.4). Точность расчета коэффициен-
та асимметрии суточных значений скорости ветра невысока и составляет 0,11. Поэ-
тому незначительные колебания годового хода коэффициента асимметрии объяс-
няются ограниченностью исходных рядов и имеют случайный характер. Более
значительные колебания связаны с особенностями циркуляции атмосферы. Не-
смотря на пилообразный характер годового хода коэффициента асимметрии сред-
ней суточной скорости ветра, можно сделать вывод, что минимальные значения
этой характеристики наблюдаются летом, а максимальные, как правило, зимой.
Для полного представления пространственного распределения As суточной
скорости ветра следует строить карты для каждого из 12 месяцев.
На рис. П. 5.13, П.5.14 в качестве примера приведены карты для января и июля.
231
Коэффициент асимметрии в январе изменяется от минимального значения
0,4 до максимального > 2,0. На территории России в январе можно выделить
районы с А, > 1,0: юго-запад европейской части страны, где максимальные зна-
чения As достигают 2,2, и район, прилегающий к оз. Байкал, а также часть
дальневосточного побережья территории России. Здесь на отдельных станциях
коэффициент асимметрии может превосходить 3,0.
В июле коэффициент асимметрии средней суточной скорости ветра не-
сколько ниже, чем в январе, т. е. изменчивость скорости ветра, как и многих
других метеорологических величин, летом уменьшается. И в июле повышенные
значения коэффициента асимметрии имеют место на юге европейской части
России и в районе, прилегающем к оз. Байкал.
5.3.3. Изменчивость скорости ветра в отдельные сроки
При подготовке к изданию [115] были также рассчитаны характеристики
изменчивости ветра срочного разрешения и дан анализ их пространствен-
но-временного распределения [126], который проводился для двух сроков: с
наибольшей и наименьшей скоростью ветра для данной станции.
На рис. 5.5 и 5.6 представлены графики суточного хода коэффициента ва-
риации на станциях, расположенных вдоль 70-го меридиана с севера на юг
страны и вдоль 55-й параллели с запада на восток. Первый срок соответствует
началу суток по местному (поясному декретному (зимнему)) времени. За конец
суток принимается срок, ближайший к 20 ч местного времени. С момента
окончания этого срока начинаются новые сутки. Первым сроком наблюдений в
метеорологических сутках на станциях II часового пояса является срок 0 ч, в
Ш—V поясах — 21 ч, в VI—VIII поясах — 18 ч, в IX—XI поясах — 15 ч, и в ХП по-
ясе — 12 ч по московскому зимнему декретному времени. Из графиков видно,
что самая малая изменчивость наблюдается в часы максимальной дневной ско-
рости ветра, т. е. в 6-й срок наблюдения, близкий к 15 ч местного времени.
Максимальная изменчивость приходится на ночные или утренние сроки. Несу-
щественна внутрисуточная и межсезонная изменчивость скорости ветра на
станциях, расположенных в лесной и степной зонах страны (рис. 5.5, Хан-
ты-Мансийск, Омск). Суточные вариации скорости ветра в лесной зоне страны,
представленные по станциям, расположенным вдоль 55-й параллели, зависят
от местных орографических условий. Например, внутрисуточная изменчи-
вость скорости ветра в Уфе больше, чем в Москве и Барабинске, особенно зимой
и весной (см. рис. 5.6). Наибольшая изменчивость скорости ветра отмечается
на высокогорной ст. Троицкий прииск, где зимние средние квадратические от-
клонения близки к средней скорости ветра, а летом они имеют двукратное пре-
вышение. Наименьшая изменчивость скорости ветра имеет место на береговых
станциях (Калининград, Петропавловск-Камчатский ), где внутрисуточная ам-
плитуда коэффициента вариации не превышает 0,3. Наибольшая изменчивость
отмечается на станциях, расположенных на местности со сложной орографией",
где наблюдаются малые значения скорости ветра (Троицкий прииск, Бомнак).
На рис. 5.7 представлен годовой ход коэффициента вариации для ряда стан-
ций, расположенных в разных климатических зонах России и имеющих суще-
ственные отличия в нем. Характерный вид годового хода коэффициента вариа-
ции для береговых станций имеют кривые для станций Мурманск и Владиво-
сток: малое различие между изменчивостью дневной и ночной скорости в тече-
ние всего года, почти полное отсутствие годового хода изменчивости скорости
ветра. Для большинства станций равнинной территории России характерно на-
232
Рис. 5.3. Суточный ход коэффициента вариации С„ скорости ветра вдоль 70-го меридиана в
центральные месяцы сезонов.
1 — мыс Каменный; 2 — Ханты-Мансийск; 3 — Омск.
личие годового хода коэффициента вариации средней срочной скорости ветра,
наиболее выраженное в ночные сроки (Псков). При этом на отдельных станци-
ях данной территории годовая амплитуда коэффициента вариации может быть
выражена очень слабо (Нижний Новгород).
Большое разнообразие видов годового хода коэффициента вариации имеет
место на станциях, находящихся, с одной стороны, в сложных орографических
условиях, а с другой стороны, имеющих большие сезонные различия в скоро-
сти ветра из-за сезонных колебаний циркуляции атмосферы. Например, очень
высокая изменчивость ночной скорости ветра в летний период отмечается на
ст. Минусинск, где июльская средняя срочная ночная скорость ветра равна 0,2 м/с,
а коэффициент вариации — 3,2. Еще один пример большой изменчивости как
дневных, так и ночных значений скорости ветра, но в зимний сезон — ст. Оймя-
кон. Здесь средняя срочная скорость ветра зимой составляет 0,1—0,3 м/с, а ко-
эффициент вариации имеет значения 2,0—3,3.
Об изменчивости скорости ветра во времени и пространстве лучше всего
дают представление карты коэффициентов вариации за центральные месяцы
сезонов в дневной и ночной сроки наблюдений (рис. П.5.15—П.5.22). Если
сравнивать январские карты распределения средней скорости ветра с распреде-
лением коэффициентов вариации, то можно четко выделить зоны соответствия
233
Рис. 5.6. Суточный ход коэффициента вариации С„ скорости ветра вдоль 55-й параллели в цент-
ральные месяцы сезонов
1 — Калининград; 2 — Москва; 3 — Уфа; 4 — Барабинск; 5 — Троицкий прииск; 6 — Бомнак; 7 — Пет-
ропавловск-Камчатский.
234
Мурманск
Владивосток
0,2
0
I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Рис. 5.7. Годовой ход коэффициента вариации С„ скорости ветра в дневной (1) и ночной (2)
сроки.
минимальных значений скорости ветра максимальной их изменчивости. Это
континентальные районы Дальнего Востока, горные районы Кавказа (Cv =
= 1,5...3,0). Для остальной территории страны коэффициент вариации нахо-
дится в пределах 0,5—1,0. Карты за дневной и ночной сроки имеют большое
сходство, что свидетельствует о малой межсуточной изменчивости скорости
ветра в зимний сезон (рис. П.5.15, П.5.16).
Весной в дневные сроки с усилением ветра стратификация атмосферы ста-
новится более однородной, что в значительной степени уменьшает изменчи-
вость скорости ветра по всей территории страны. В это время распределение
скорости ветра на равнинной части России близко к нормальному. На карте
(рис. П.5.17) можно провести изолинию, разделяющую области с коэффициен-
тами вариации больше или меньше 0,5. Судя по распределению значений Cv, можно
сказать, что' днем над большинством районов европейской части России и За-
падной Сибири средние квадратические отклонения в 2 раза меньше самих зна-
чений скорости, а в восточной половине страны и в горных районах — прибли-
жаются к этим значениям. Ночью с ослаблением скорости ветра изменчивость
ее по сравнению с дневным сроком увеличивается в 1,5—2 раза (рис. П.5.18).
Июльские значения коэффициента вариации в дневной срок мало отлича-
ются от апрельских (рис. П.5.19). Но суточная изменчивость летом увеличива-
ется прежде всего за счет усиления дневной турбулентности и ослабления ноч-
235
ного воздухообмена, что создает большую изменчивость температурной страти-
фикации: от нормальной до инверсионной. Значение коэффициента вариации
летом в ночной срок в 2 раза больше, чем в дневной, а в горных районах это
превышение становится трехкратным (рис. П.5.20).
Осенью над равнинной территорией России изменчивость дневной скорости
ветра близка к наблюдаемой весной и летом. Над остальной частью страны, где
отмечается наибольшая изменчивость скорости ветра, коэффициенты вариа-
ции как днем, так и ночью заметно больше, чем весной и летом, но меньше,
чем зимой. На береговых станциях изменчивость суточного хода практически
отсутствует (рис. П.5.21, П.5.22).
Для средней срочной скорости ветра, как и для средней суточной, характер-
на положительная асимметрия.
Усиление ветра, намного превышающее среднее значение, часто бывает
кратковременным и связано с прохождением фронтов, смерчей, ураганов и не
зависит от времени суток. Поэтому суточный ход коэффициента асимметрии
довольно сложен, особенно для станций, где отмечаются малые значения ско-
рости ветра. Коэффициент асимметрии подвержен случайным колебаниям в
значительно большей степени, чем другие статистические характеристики бо-
лее низкого порядка. Погрешность коэффициента асимметрии средней срочной
скорости ветра составляет около 0,11 для любого месяца, она в 3 раза больше
по сравнению с погрешностью коэффициента асимметрии средней месячной
скорости ветра.
Тем не менее тенденция меньшей асимметричности в дневные часы с наи-
большей скоростью ветра и, наоборот, повышенной асимметричности в ночные
часы с меньшей скоростью ветра прослеживается на многих станциях.
На рис. 5.8 и 5.9 представлен суточный ход коэффициента асимметрии для
станций, расположенных с севера на юг вдоль 70-го меридиана и с запада на
восток вдоль 55-й параллели. Как и для коэффициента вариации, режиму зна-
чительной скорости ветра соответствует малый коэффициент асимметрии. Так,
в январе на ст. мыс Каменный, где отмечается большая скорость ветра и почти
нет суточного хода скорости ветра, суточный ход коэффициента асимметрии
почти отсутствует. С появлением суточной амплитуды скорости ветра в апреле
и в июле на этой станции асимметричность тоже начинает испытывать суточ-
ные колебания, но не повторяющие суточный ход скорости ветра: в апреле
максимум приходится на ночной срок, а в июле — на дневной. Амплитуда ко-
лебаний в эти месяцы наибольшая (AAS =0,6). Осенью на ст. мыс Каменный
ход коэффициента асиммметрии снова выравнивается и As становится настоль-
ко мал, что в дневные часы распределение можно считать симметричным.
На станциях, расположенных южнее и характеризующих более изменчи-
вый климат лесной и степной областей, асимметричность увеличивается и име-
ет более четкий суточный ход. При этом минимум асимметричности на боль-
шинстве станций, особенно в июле, приходится на послеполуденные Часы, а
максимум — на ночные и утренние.
Вообще положительная асимметричность тем больше, чем меньше средняя
скорость ветра, так как при этом уменьшается интервал варьирования. Вдоль
55-й параллели большая амплитуда суточного хода коэффициента асимметрии
отмечается на высокогорной ст. Троицкий прииск- Обратная зависимость ко-
эффициента асимметрии от скорости ветра на этой станции выражена очень
ярко. В осенне-зимний период большая асимметричность наблюдается и на ст. Бом-
нак, расположенной в лесной муссонной зоне Дальнего Востока. Наибольшая
236
Январь
1.6
Апрель
Рис. 5.8. Суточный ход коэффициента асимметрии А, вдоль 70-го меридиана в центральные
1 — мыс Каменный; 2 — Ханты-Мансийск; 3 — Омск.
асимметричность в январе здесь объясняется отдельными усилениями ветра от 6
до 9 м/с на фоне средних многолетних значений в разные сроки от 0,4 до 0,8 м/с.
В годовом ходе наибольшей сезонной скорости ветра также соответствует
наименьшая асимметричность. Это хорошо видно из рис. 5.10, где на примере
ряда станций демонстрируется годовой ход коэффициента асимметрии в днев-
ной и ночной сроки наблюдений. Для всех станций в течение года характерна
повышенная асимметричность скорости ветра в ночной срок по сравнению с
дневным.
В прибрежных районах и на равнинной территории России, отличающихся
достаточно стабильной скоростью ветра, значения Л„, как правило, редко пре-
вышают единицу (Мурманск, Псков). В горных районах и особенно на станци-
ях со слабб выраженным режимом сезонных ветров (Минусинск, Оймякон)
асимметричность очень большая, велика суточная амплитуда коэффициента
асимметрии. Годовой ход As на этих станциях выражен очень четко, особенно в
ночной срок.
Пространственное распределение коэффициента асимметрии на территории
России представлено для центральных месяцев сезонов за дневной и ночной
сроки наблюдений (рис. П.5.23—П.5.30). Можно отметить сходство с распре-
делением коэффициента вариации: малые значения над равнинной террито-
237
Январь
Рис. 5.9. Суточный ход коэффициента асимметрии Ая скорости ветра вдоль > 55-й параллели в
центральные месяцы сезонов.
— Калининград; 2 — Москва; 3 — Уфа; 4 — Барабинск; 5 — Троицк]
6 — Бомнак; 7 — Петро-
238
Рис. 5.10. Годовой ход
I II III IV V VI VIIVIII IX X XI XII
I—1 — Л
метрик А, скорости ветра в дневной (1) и ночной (2)
сроки.
рией первого естественного синоптического района, большие — над горными
районами второго естественного синоптического района, а также Кавказа.
Зимой самая незначительная положительная асимметрия наблюдается над
равнинными районами европейской части России (As = 0,2...0,6). Над Запад-
ной Сибирью асимметричность несколько увеличивается. Здесь выделяется се-
верный район за Уралом с заметно повышенной асимметричностью (до Ас =
= 1,2 днем и As = 1,7 ночью), что не является случайным, так как на картах
средней скорости ветра в этом районе отмечаются пониженные значения вслед-
ствие экранирующего влияния Урала на воздушные потоки. На большинстве
станций Восточной Сибири и Дальнего Востока (исключая береговую зону)
дневные значения коэффициента асимметрии находятся в пределах 1,5—3,0, а
ночные — в пределах 2,0—4,0. На станциях Тихоокеанского побережья России
асимметричность в ночные и дневные сроки изменяется по-разному. Напри-
мер, на станциях Камчатки и Чукотки коэффициент асимметрии не имеет су-
точного хода. На побережье Охотского моря дневные значения As относительно
велики (1,5—1,9), ночные — в 2 раза меньше (0,7—1,0). Во Владивостоке, на-
оборот, распределение дневной скорости ветра близко к симметричному, а ноч-
ной — искажается в сторону положительной асимметрии. На береговых стан-
циях европейской части России также можно видеть неоднозначное изменение
симметричности ото дня к ночи: на станциях побережья Балтийского моря она
увеличивается, в Мурманске уменьшается. На таких станциях, по-видимому,
основная роль в изменении значений As принадлежит случайным процессам,
приводящим к усилению ветра независимо от времени суток. В горных райо-
нах, где велика изменчивость ветра в зимний период, значения коэффициента
асимметрии велики и имеют суточные различия.
Весной с увеличением скорости ветра в азиатской части России повсеместно
уменьшаются значения коэффициента асимметрии. Особенно снижается асиммет-
ричность в дневные сроки над Забайкальем и Хабаровским краем (рис. П.5.25,
239
П.5.26). Здесь фон максимальных As зимнего периода сменяется фоном мини-
мальных весенних, а их значения близки к значениям коэффициента асиммет-
рии для равнинной территории. Приближение к симметричности можно объяс-
нить увеличением дневных значений скорости в переходный период и отсутстви-
ем сильного ветра, связанного с наличием резких контрастов температуры.
Более низкие ночные значения скорости ветра подвержены большей изменчи-
вости, а следовательно, и асимметричности. Ночные значения As на отдельных
станциях в 3—5 раз больше дневных. На станциях побережья Охотского моря
значения As весной в ночной срок становятся заметно больше, чем зимой, и при-
ближаются к дневным, что ликвидирует амплитуду суточного хода. На станци-
ях побережья Балтийского моря весной асимметрия в ночной срок в 2 раза боль-
ше, чем в дневной, т. е. весеннее усиление ветра днем увеличивает суточное раз-
личие коэффициента асимметрии по сравнению с зимним периодом. В европей-
ской части России выделяются довольно редкие станции с симметричным рас-
пределением скорости ветра в дневной срок, т. е. = О. Это Усть-Цильма,
Сыктывкар, Октябрьский Городок. За ночной срок нулевая асимметрия скоро-
сти ветра имеет место только на ст. Сыктывкар. С усилением средней скорости
ветра днем в горных районах Кавказа значительно уменьшается и асимметрич-
ность.
Июльские карты отличаются большими различиями коэффициентов асиммет-
рии скорости ветра между дневным и ночным сроком (рис. П.5.27, П.5.28).
Над большей частью территории страны летом в дневной срок распределение
скорости ветра близко к нормальному, т. е. асимметричность близка к нулю
или нулевая. И только над отдельными районами Кавказа и Забайкалья значе-
ния коэффициента асимметрии близки к единице. Малая асимметричность в
летнее дневное время свидетельствует об устойчивом режиме скорости ветра.
Ночью же ослабление ветра приводит к уменьшению интервала варьирования,
что вызывает искажение распределения и увеличение асимметричности. Над
равнинной территорией страны, отличающейся малой изменчивостью скоро-
сти ветра, коэффициенты асимметрии в ночной срок удваиваются по сравне-
нию с дневным сроком, в других же районах различия еще больше. Особенно
большая асимметрия в распределении скорости ветра ночью имеет место над
высокогорными районами Дальнего Востока (As доходит до 3—4). На прибреж-
ных станциях асимметричность в суточном ходе не имеет существенных разли-
чий, как и средняя скорость ветра.
Распределение коэффициента асимметрии скорости ветра в октябре похоже
на апрельское (рис. П.5.29, П.5.30). По сравнению с летом осенью в дневной
срок происходит повсеместное увеличение асимметричности. Но степень уве-
личения разная: на большинстве станций европейской части России и Запад-
ной Сибири на 0,1—0,3, а на отдельных станциях в 2 раза и более (Москва,
Нижний Новгород, Вятка и др.). Такое разное увеличение обусловлено случай-
ными процессами. Но на Дальнем Востоке увеличение асимметричности в днев-
ной срок на ряде станций в 3—4 раза и образование здесь областей с макси-
мальными значениями As являются закономерными, так как наблюдается зна-
чительное понижение средней скорости ветра в связи с перестройкой циркуля-
ционных процессов к зимнему периоду. Значения As в ночные сроки здесь на-
ходятся на уровне дневных и можно говорить об отсутствии суточной амплиту-
ды в осенний период. Над районами Забайкалья, Алтайского края, горных
районов Кавказа, где еще выражен суточный ход скорости ветра, в ночные
часы асимметричность больше, чем в дневные.
240
5.4. Максимальная скорость ветра
5.4.1. Максимальная наблюденная скорость ветра
Длительное время наблюдения за скоростью ветра проводились с помощью
флюгера с легкой доской, позволяющего измерять скорость до 20 м/с, что при-
водило к отсутствию данных инструментальных наблюдений за высокой скоро-
стью ветра.
Отдельные сведения о значениях максимальной измеренной скорости ветра
представлены в монографии [6], где приведены такие данные, выбранные за пе-
риод с 1936 по 1956 г. Однако, учитывая, что установка флюгеров с тяжелой
доской, позволяющих измерять скорость ветра до 40 м/с, проводилась с начала
50-х годов, в работе использованы данные инструментальных наблюдений за
высокой скоростью ветра, определенные по короткому периоду.
Некоторые сведения о максимальной скорости ветра по 139 станциям быв-
шего Советского Союза, выбранные из рядов десятилетней длительности в пре-
делах периода с 1958 по 1970 г., представлены в монографии М. В. Завариной
[55]. Данные о режиме максимальной скорости ветра на Северо-Западе бывше-
го СССР за период с 1936 по 1980 г. приведены в работе [50].
К настоящему времени накопились ряды инструментальных наблюдений за
скоростью ветра до 40 м/с. Это позволило подготовить данные о максимальной
скорости ветра за период с 1936 по 1980 г. Для тех станций, где максимальная
месячная и годовая скорость ветра больше 20 м/с, фактически использовался
меньший (около 30 лет) период, начало которого определялось временем уста-
новки флюгера с тяжелой доской.
Данные, опубликованные в [115], легли в основу районирования террито-
рии России по максимальной наблюденной скорости ветра.
За указанный период (1936—1980 гг.) наблюдения за скоростью ветра пре-
терпели ряд методических изменений. К наиболее значительным следует отнес-
ти увеличение числа сроков наблюдений с 4 до 8 с 1966 г. и установку анемо-
румбометра М-63 и его разновидностей. Однако увеличение числа сроков прак-
тически не сказывается на однородности рядов максимальной скорости ветра.
Это позволило использовать данные 4-срочных наблюдений за скоростью ветра
для выбора максимальных значений без дополнительной корректировки, объ-
единив их с данными 8-срочных наблюдений.
Установка и применение для измерения скорости ветра анеморумбометра
существенно сказались на однородности исходных данных о месячных и годо-
вых значениях скорости ветра. Поэтому при выборе максимальной за месяц
(год) скорости ветра указывается тип ветроизмерительного прибора, которым
зарегистрировано это значение.
На рис. П.5.31—П.5.35 представлено районирование территории России
по значениям максимальной скорости ветра, выбранным за период с 1936 по
1980 г., для января, апреля, июля, октября и года в целом. Для построения
карт использованы данные открыто расположенных станций (по классифика-
ции В. Ю. Милевского с классом открытости 6 и выше).
На этих картах штриховкой отмечены районы, на которые не распростра-
няется районирование. К таким районам, прежде всего, следует отнести горные
районы, где ветровой режим отличается большой сложностью и разнообрази-
ем. Значения максимальной скорости ветра в горных районах определяются не
столько высотой места, сколько орографическими особенностями. Наибольшая
максимальная скорость ветра (40 м/с и более) характерна для открытых гор-
241
ных вершин и перевалов. В то же время на станциях, ващищенных более высо-
кими горными массивами, отмечена незначительная скорость ветра. Так, макси-
мальная скорость ветра, зарегистрированная на ст. Красная Поляна на высоте
565 м, составляет всего 10 м/с. Такой широкий диапазон изменений макси-
мальной скорости ветра в горных районах усложняет описание их режима.
Для более полного представления о распределении максимальной скорости ветра
в горных районах необходимо использовать морфометрические карты и при-
влекать данные возможно большего числа станций.
Следует с осторожностью использовать районирование территории по мак-
симальной скорости ветра в Восточной Сибири и Забайкалье, для которых ха-
рактерны сложные орографические условия. Местные особенности сильно пе-
ресеченной местности могут способствовать как значительному увеличению
скорости ветра на одних станциях, так и ослаблению на других.
Учитывая ограниченность исходной информации и масштаб используемых
для иллюстрации карт, провести детальное районирование в этих районах не
представлялось возможным. Поскольку при районировании в основном ис-
пользовались значения, измеренные с помощью флюгера с тяжелой доской, то
при выборе значений скорости ветра, объединяемых в один район, учитывались
особенности наблюдений по этому ветроизмерительному прибору. В табл. 5.3
указаны диапазоны значений скорости ветра для различных районов.
Таблица 5.3
Характеристика районов по максимальной скорости ветра
Район Максимальная скорость ветра, м/с
на отдельных станциях средняя по району
I 12—14 13
П 15—17 16
III 18—21 20
IV 22—25 24
V 26—30 28
VI 31—36 34
VII 37—40 38
Наибольшие значения максимальной скорости ветра на преобладающей
территории России характерны для зимних месяцев. Так, на январской карте
выделены все 7 районов, а на июльской — только с I по IV. На карте годовых
максимумов скорости ветра выделены районы со скоростью ветра от 18 до 40 м/с
(районы III—VII).
Пространственное распределение максимальной скорости ветра в январе харак-
теризуется большим диапазоном ее изменений по территории России. Наиболь-
шие значения максимальной скорости ветра, достигающие 40 м/с, наблюдают-
ся в узкой прибрежной зоне вдоль северного побережья России, в прибрежных
районах Чукотки и Камчатки, а также на о. Сахалин. Такая высокая скорость
ветра объясняется незначительной шероховатостью поверхности моря, не ока-
зывающей тормозящего действия на воздушный поток. Влияние морских аква-
торий быстро затухает по мере продвижения в глубь материка и значения мак-
симальной зарегистрированной скорости резко уменьшаются. Так, на станци-
ях Архангельск, Мезень, Ходовариха, находящихся на некотором расстоянии
от моря, максимальная скорость ветра, зарегистрированная за период с 1936 по
242
1980 г., не превосходит 20—24 м/с. Такой уровень значений максимальной
скорости ветра характерен для большей части территории России в январе.
Лишь в узких прибрежных районах Балтийского и Черного морей зарегистри-
рована максимальная скорость ветра, достигающая 30 м/с.
Максимальные январские значения скорости ветра во внутренних районах
Западно-Сибирской низменности не превосходят 20 м/с. Только в ее южных
районах на границе с Казахстаном, а также в Новосибирской и Кемеровской
областях отмечалась максимальная скорость ветра 34—36 м/с. Такое увеличе-
ние связано с изменением характера подстилающей поверхности. В этих райо-
нах лесостепи сменяются степными районами, для которых характерна макси-
мальная скорость выше 28 м/с.
Более слабые ветры наблюдаются на Среднесибирском плоскогорье и в
большинстве районов Восточной (?ибири, где их скорость изменяется от 8 до 20 м/с.
Такие невысокие значения максимальной скорости ветра объясняются тем, что
зимой в этих районах устанавливается отрог азиатского антициклона с харак-
терной незначительной скоростью ветра. Несколько более высокие значения
максимальной скорости ветра, до 24 м/с, отмечаются на отдельных станциях,
расположенных в среднем течении р. Лены.
Для районов Забайкалья характерна максимальная скорость ветра около 20 м/с.
На отдельных станциях, расположенных на берегу оз. Байкал, отмечалась ско-
рость ветра до 40 м/с. Невысокие значения максимальной скорости ветра в ян-
варе (от 10 до 14 м/с) характерны для бассейна р. Зеи, окруженного горными
хребтами, которые защищают этот район от сильных ветров. Несколько боль-
шая максимальная скорость ветра (17—20 м/с) была отмечена во внутренних
районах Приморского края. ,В его прибрежной зоне максимальная скорость
ветра может достигать 30—36 м/с.
Максимальная скорость ветра на о. Сахалин в январе изменяется от 20—22 м/с
во внутренних, защищенных горами долинах до 34—40 м/с на побережье. Сле-
дует отметить, что значения скорости ветра, равные 34 м/с, на отдельных стан-
циях были измерены с помощью анеморумбометра.
Максимальная скорость ветра, зарегистрированная в апреле, в целом не
выше, чем в январе. Так, зона с максимальной скоростью ветра 40 м/с сохраня-
ется только в прибрежных районах Чукотки, в южных районах п-ова Камчат-
ка и на отдельных станциях о. Сахалин. В большинстве районов арктического
побережья России в апреле максимальная скорость ветра несколько ниже, чем
в январе. Экстремальные значения скорости ветра в этих районах изменяются
от 20 до 35 м/с и только на отдельных станциях достигают 40 м/с.
Также несколько меньшие по сравнению с январскими значения макси-
мальной скорости ветра отмечаются и на побережье Балтийского, Черного и
Азовского морей. Максимальная скорость ветра в этих районах, как правило,
не превосходит 24 м/с, лишь на отдельных станциях она равна 28 м/с.
Режим максимальной скорости ветра в апреле на большой части территории
России, за исключением прибрежных районов, в малой степени отличается от
режима в январе и характеризуется значениями от 18 до 20 м/с. Такие значе-
ния скорости ветра были зафиксированы и с помощью анеморумбометра М-63.
Несколько большие по сравнению с январскими значения максимальной
скорости ветра отмечались в апреле на побережье Каспийского моря (24 м/с в
апреле по сравнению с 20 м/с в январе).
На территории Западной Сибири максимальная скорость ветра, зарегистри-
рованная в апреле, не отличается от январской и изменяется от 18 до 20 м/с.
По-прежнему более высокие значения (28—34 м/с) характерны для районов
243
Новосибирской и Кемеровской областей. Они были зарегистрированы не толь-
ко флюгером, но и анеморумбометром М-63.
На территории Среднесибирского плоскогорья в апреле максимальная ско-
рость ветра несколько выше, чем в январе, и изменяется от 20 до 24 м/с. Такое
увеличение скорости ветра по сравнению со значениями, отмеченными в янва-
ре, связано с ослаблением антициклонической деятельности в этом районе. В це-
лом более высокая скорость ветра в апреле отмечается и в бассейне р. Зеи. Зна-
чения максимальной скорости ветра в этом районе изменяются от 18 до 20 м/с.
Распределение максимальной скорости ветра в Приморском крае в апреле
более ровное, чем в январе. На прибрежных станциях в основном отмечены не-
сколько меньшие ее значения, чем в январе, а на станциях, расположенных в
глубине материка, наоборот, — несколько ббльшие. Для прибрежных станций
характерна максимальная скорость ветра 22—26 м/с (лишь на станциях Сосу-
ново и Золотой отмечалась скорость ветра 40 м/с), а для внутренних районов —
18—21 м/с.
Июль по сравнению с январем и апрелем отличается ослаблением ветра на
большей части территории России. В это время года ослабевает циклоническая
деятельность и изменяются характеристики шероховатости подстилающей по-
верхности.
Хорошо развитый травяной покров и листва на деревьях оказывают сопро-
тивление воздушному потоку и способствуют уменьшению скорости ветра в
летнее время.
Очень высокая скорость ветра (до 40 м/с) в этом сезоне отмечается на неко-
торых станциях арктического побережья России. На большинстве прибреж-
ных станций Дальнего Востока, Камчатки и о, Сахалин скорость ветра невели-
ка и изменяется от 20—-24 до 28 м/с. И только на отдельных станциях была за-
фиксирована скорость ветра 34 м/с.
В целом в европейской части России в июле максимальная скорость ветра
на 2—3 м/с меньше, чем в апреле. Следует отметить, что максимальная ско-
рость ветра на станциях, расположенных на берегах Черного, Азовского и Бал-
тийского морей, практически не отличается от значений, характерных для
большей части территории, и не превосходит 20 м/с.
Особенность пространственного распределения максимальной скорости вет
ра в Западной Сибири состоит в том, что наиболее существенное уменьшение ее
значений отмечается в южных районах территории, а также в Новосибирской
и Кемеровской областях. В перечисленных районах значения максимальной
скорости ветра, как правило, не превосходят 20 м/с. Максимальная скорость
ветра во внутренних районах Западно-Сибирской низменности составляет 17—
20 м/с. Таким образом, наблюдается довольно однородное пространственное
распределение максимальной скорости ветра в июле на территории Западной
Сибири.
Экстремальные значения скорости ветра на территории Среднесибирского
плоскогорья в июле на 8—12 м/с меньше, чем в апреле, и изменяются от 10 до
18 м/с. Исключение составляют станции, расположенные на берегах р. Лены,
где отмечалась максимальная скорость ветра 20—24 м/с.
На территории Забайкалья распределение максимальной скорости ветра в
июле практически не отличается от распределения в апреле. Для большей час-
ти станций этого района характерны значения 18—20 м/с. Такой же уровень
максимальной скорости ветра сохраняется и на территории Приморского края.
Исключение составляют станции, расположенные на берегу моря, на которых
максимальная скорость ветра достигала 28 м/с.
244
Распределение максимальной скорости ветра на о. Сахалин в июле доволь-
но равномерное. В это время года уменьшается контраст между значениями
скорости ветра, отмеченными во внутренних районах острова и на побережье.
Они изменяются от 16—18 до 24 м/с. Причем на ряде станций максимальная
скорость ветра, составляющая 18—20 м/с, была зарегистрирована с помощью
анеморумбометра.
Распределение максимальной скорости ветра в октябре близко к распреде-
лению этой характеристики ветрового режима в апреле. Поэтому представля-
ется нецелесообразным останавливаться на нем подробно.
Наиболее сложный характер имеет пространственное распределение значе-
ний максимальной скорости, выбранных за весь период наблюдений с 1936 по
1980 г. из всех 12 месяцев. Особенность пространственного распределения за
год состоит в том, что на карте годовых значений выделяется много очагов не-
большой площади со значительной скоростью ветра.
Наибольшие значения скорости ветра, до 40 м/с, отмечаются вдоль арктиче-
ского побережья России, а также побережья дальневосточных морей. По мере
продвижения в глубь материка значения максимальной скорости быстро
уменьшаются. Высокая скорость ветра отмечалась также в районе Барнаула.
Значительная скорость ветра здесь объясняется физико-географическими осо-
бенностями района, расположенного в степной зоне, — характером рельефа
местности и небольшой шероховатостью подстилающей поверхности ввиду ма-
лого количества растительности.
Максимальная скорость ветра, до 34 м/с, отмечается на побережьях Азов-
ского и Черного морей, а также в степных районах европейской части России.
Максимальная скорость ветра 28—30 м/с наблюдается практически по всей
степной зоне России. Кроме того, такая скорость ветра зафиксирована в Ниже-
городской, Ивановской и Кировской областях. В лесной зоне европейской час-
ти России годовые значения максимальной скорости ветра невелики и состав-
ляют 20—24 м/с. Невелики они и в лесной зоне Западной Сибири, а также во
внутренних районах Восточной Сибири.
На рис. П.5.36 представлена карта районирования территории России по
средним из наблюденных годовых максимумов скорости ветра. Эта карта во
многом сходна с картой районирования территории России по данным о макси-
мальной скорости ветра (рис. П.5.35), но отражает меньшую пятнистость. На
данной карте, например, отсутствует очаг пониженных значений максималь-
ной скорости, расположенный в районе нижнего течения р. Оби. В то же время
на ней выделяется зона пониженных значений скорости ветра, расположенная
в районе Среднесибирского плоскогорья, которая особо не выделялась на
рис. П.5.35, что говорит о большой временной изменчивости годовых максиму-
мов скорости ветра в этом районе.
На рис. П.5.37 представлена карта распределения коэффициента вариации
годовых максимумов скорости ветра по территории России. Как уже отмеча-
лось выше, коэффициент вариации связан с уровнем скорости ветра. Как пра-
вило, при высоком ее уровне коэффициент вариации меньше, чем при неболь-
шой скорости ветра. Действительно, на данной карте выделяются районы боль-
ших значений коэффициента вариации, для которых характерны невысокие
значения максимальной скорости ветра: Среднесибирское плоскогорье, район
верхнего течения р. Лены, бассейн р. Зеи. Небольшие значения коэффициента
вариации в азиатской части России имеют место в прибрежной зоне арктиче-
ских морей и на юге Западной Сибири, где велики как сами абсолютные макси-
245
мумы скорости ветра, так и средние из годовых максимумов. Для европейской
части страны характерны меньшие значения коэффициента вариации по срав-
нению с азиатской частью. Особенно выделяются районы бассейна Верхней и
Средней Волги и р. Северной Двины. Здесь значения коэффициента вариации
не превышают 0,15.
Неожиданно высоким оказался коэффициент вариации для побережья
дальневосточных морей. Этот район отличается большой скоростью ветра, и мож-
но было бы ожидать, что коэффициент вариации здесь будет небольшим. Одна-
ко в зимнее время, когда и наблюдаются максимальные скорости ветра, побе-
режье находится под влиянием, с одной стороны, азиатского максимума, а с
другой стороны, алеутского минимума давления, что приводит к большим го-
ризонтальным градиентам скорости ветра. Вариация годовых максимумов бу-
дет зависеть от межгодовой вариации интенсивности влияющих барических
образований Кроме того, данный район отличается сложной орографией.
Здесь возникают местные ветры типа новороссийской боры, наличие и интен-
сивность которых также зависят от степени развития указанных выше бариче-
ских образований, что может привести к значительным межгодовым колебани-
ям максимальной скорости ветра.
Следует заметить, что большая часть значений максимальной годовой ско-
рости ветра на территории России была измерена с помощью флюгера с тяже-
лой доской. Несмотря на значительные случайные погрешности, характерные
для измерения большой скорости ветра этим ветроизмерительным прибором,
приведенные здесь данные представляются достаточно надежными, поскольку
при выборе граничных значений скорости ветра для каждого района учитыва-
лась точность ее измерения с помощью флюгера.
5.4.2. Расчетная скорость ветра редкой повторяемости
Действующие нормативные документы, применяемые при проектировании
строительных объектов, предусматривают использование данных о скорости
ветра без учета его направления. Однако еще в 1967 г. А. А. Цвид и М. А. Жа-
риков [155] обратили внимание на этот недостаток и предложили определять
расчетные скорости ветра по направлениям.
Учет значений расчетной скорости ветра по направлениям влияет на эконо-
мические показатели при эксплуатации ЛЭП. Данные о расчетной скорости
ветра по направлениям используются для оценки ветровых волн, штормового
нагона воды на этапах строительства и эксплуатации морских портов [177,180].
До настоящего времени на территории России имелись лишь отдельные све-
дения о значениях расчетной скорости ветра по направлениям [11,19, 27, 44,144].
Расчетная скорость ветра определялась по данным о годовых максимумах
скорости ветра отдельно для каждого из 8 основных румбов, а также по дан-
ным о максимальной скорости ветра без учета направления. Методика получе-
ния такой информации с использованием различных функций распределения
изложена, например, в [100, 141]. Полученные данные легли в основу райони-
рования территории России по расчетной скорости ветра.
Районирование проведено отдельно для каждого из 8 основных румбов, а
также для скорости ветра без учета направления. Для районирования по рас-
четной скорости ветра по направлениям использованы данные станций с клас-
сом открытости 6 и выше по классификации В. Ю. Милевского.
246
На рис. П.5.38—П.5.42 представлено районирование территории России по
расчетной скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет, для северного, восточного,
южного и западного румбов, .а также без учета направления.
Проведенное районирование не распространяется на горные районы, так как
их ветровой режим отличается крайней сложностью и разнообразием. Для рай-
онирования территории со сложными орографическими условиями необходи-
мо использование морфометрических карт и данных большего числа станций.
Учитывая ограниченность исходной информации и масштаб карт, провести
районирование территории горных районов не представилось возможным. Эти
районы на картах отмечены штриховкой. Приведенное районирование терри-
тории России дает представление о фоновом распределении расчетной скорости
ветра. Местные особенности рельефа могут вызвать существенные отклонения
расчетной скорости ветра от фоновых значений.
В табл. 5.4 указаны диапазоны скорости ветра для различных районов. Сле-
дует отметить,, что вся территория России, кроме прибрежных областей, нахо-
дится в первых семи районах. В районе VIII располагаются прибрежные стан-
ции, для которых характерна большая скорость ветра — от 27 до 40 м/с и более.
Таблица 5.4
Характеристика районов по расчетной скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет
Район Расчетная скорость ветра (м/с), возможная 1 раз в 5 лет (10-минутное осреднение)
на отдельных станциях в среднем по району
I 6—8
II 9—11 10
III 12—14 13
IV 15—17 16
V 18—20 19
VI 21—23 22
VII 24—26 25
VHI > 27 —
Расчетная скорость ветра северного направления, возможная 1 раз в 5 лет,
в большинстве районов европейской части России невелика и составляет 12—
14 м/с. Несколько более высокие значения расчетной скорости возможны на
юго-востоке (до 15—17 м/с) и на севере европейской части страны (15—20 м/с).
Особенно велика расчетная скорость северного направления в прибрежной зоне
Баренцева и Карского морей. Здесь ее значение достигает 21—26 м/с.
Расчетная скорость ветра северного направления в лесной полосе Западной
Сибири изменяется от 12 до 14 м/с. Невысокие ее значения (от 9 до 11 м/с),
возможные 1 раз в 5 лет, характерны для большей части станций Среднесибир-
ского плоскогорья. Более высокая скорость ветра (15—17 м/с), возможная 1 раз в
5 лет, получена для Забайкалья. В закрытых горными массивами с севера доли-
нах р. Амура и ее притоков — рек Зеи и Бурей — расчетная скорость ветра се-
верного направления, возможная 1 раз в 5 лет, невелика и составляет 12—14 м/с,
в закрытых долинах р. Колымы — от 14 до 15 м/с. Более высокая расчетная
скорость (до 20—23 м/с) отмечается на побережье арктических и дальневосточ-
247
ных морей. В прибрежных долинах р. Камчатки и и побережья Берингова
моря расчетная скорость ветра может достигать 24—27 м/с, а на юге Камчатки
и превышать эти значения.
Наибольшие значения расчетной скорости ветра восточного направления,
возможные 1 раз в 5 лет, в европейской части России составляют 21—23 м/с и
отмечаются в прибрежной зоне Баренцева и Карского морей и на юге европей-
ской части — в Предкавказье. В степной зоне европейской части страны значе-
ние расчетной скорости северного направления составляет 15—17 м/с. В евро-
пейской части России выделяется и зона с очень невысокой расчетной скоро-
стью ветра восточного направления, равной 9—11 м/с. Эта зона включает Во-
логодскую, Архангельскую области, часть Ленинградской области, а также
Республику Коми. В остальных районах европейской части расчетная скорость
ветра восточного направления, возможная 1 раз в 5 лет, составляет 12—14 м/с.
На большей части Западно-Сибирской низменности и Среднесибирского плоско-
горья расчетная скорость ветра восточного направления, возможная 1 раз в 5 лет,
равна 9—11 м/с. Во внутренних районах Дальнего Востока, Забайкалья и
Приморского края она имеет невысокие значения — от 8 до 12 м/с. Лишь на
открытых прибрежных станциях Дальнего Востока и Камчатки возможна рас-
четная скорость ветра восточного направления до 30 м/с. Такое усиление ско-
рости ветра связано с близостью морских акваторий. Однако, учитывая, что
горные массивы подходят практически к самому бёрегу моря и служат надеж-
ной защитой от восточных ветров в этом районе, расчетная скорость ветра это-
го направления очень быстро убывает с продвижением в глубь материка. На
побережье арктических морей скорость ветра восточного направления, воз-
можная 1 раз в 5 лет, изменяется в диапазоне 17—20 м/с.
В европейской части России выделяются два района с повышенным уров-
нем расчетной скорости ветра южного направления. Первый район расположен
узкой полосой вдоль побережья Баренцева и Карского морей. Здесь на отдель-
ных станциях расчетная скорость ветра южного направления достигает 27—
29 м/с. По мере удаления от побережья она быстро убывает. Второй район вы-
ходит к побережью Черного и Азовского морей. Расчетная скорость ветра юж-
ного направления, возможная 1 раз в 5 лет, здесь составляет 15—17 м/с. На
остальной территории европейской части страны она несколько меньше —
12—14 м/с.
Увеличение расчетной скорости ветра южного направления до 15—17 м/с
наблюдается на юге Западной Сибири.
Высокая расчетная скорость ветра южного направления (18—20 м/с), воз-
можная 1 раз в 5 лет, отмечается в Новосибирской, Кемеровской и Томской об-
ластях. На остальной территории Западно-Сибирской низменности и Среднесибир-
ского плоскогорья она составляет 12—14 м/с.
В большинстве районов арктического побережья азиатской части России
расчетная скорость ветра южного направления составляет 15—17 м/с, увели-
чиваясь к западу. Так, на северо-западе п-ова Таймыр и на севере п-ова Ямал
она может превосходить 27 м/с.
Очень невысокая расчетная скорость ветра южного направления (от 8 до 11 м/с)
характерна для большинства станций Дальнего Востока. Лишь на прибрежных
станциях возможно ее увеличение до 14—17 м/с. Исключение составляет побе-
режье п-ова Камчатка, где расчетная скорость ветра южного направления из-
меняется от 24 до 29 м/с.
248
В европейской части России максимальная расчетная скорость ветра Запад-
ного направления наблюдается в узкой прибрежной зоне арктических морей,
где она достигает 22—24 м/с, и на севере Кольского полуострова — 29 м/с. На
остальной территории европейской части страны по значениям расчетной ско-
рости ветра западного направления можно выделить два района. Первый район
расположен к северу от 55° с.ш. и для него характерна расчетная скорость вет-
ра от 12 до 14 м/с. Второй район находится южнее и в нем преобладают значе-
ния 15—17 м/с. Несколько более высокая скорость ветра (18—20 м/с) возмож-
на в Прикаспийской низменности и на Ставропольской возвышенности.
Для большей части территории Западно-Сибирской низменности и Средне-
сибирского плоскогорья характерные значения расчетной скорости ветра за-
падного направления составляют 12—14 м/с. И только в степных районах За-
падно-Сибирской низменности 1 раз в 5 лет возможна скорость ветра западного
направления от 15 до 17 м/с.
Расчетная скорость ветра западного направления, возможная 1 раз в 5 лет,
для большинства станций Забайкалья и внутренних районов Приморского
края не превосходит 15—17 м/с. В большинстве районов арктического побере-
жья азиатской части России она составляет 18—20 м/с, несколько увеличива-
ясь к западу — до 22 м/с. В бассейне р. Колымы значения расчетной скорости
не превосходят 12—14 м/с, на побережье дальневосточных морей — изменяют-
ся от 15 до 20 м/с. Наибольшие значения (до 26—34 м/с) возможны на при-
брежных станциях Камчатки.
На рис. П.5.42 представлено районирование территории России по расчет-
ной скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет, без учета направления. Наиболь-
шие ее значения имеют место в прибрежных районах Баренцева и Карского мо-
рей (как и для ветров различных направлений). По мере удаления в глубь тер-
ритории России расчетная скорость резко убывает. Эта же закономерность от-
мечается и для ветров по направлениям. В зоне хвойных лесов расчетная ско-
рость становится наименьшей. Ее увеличение в европейской части России от-
мечается в районах возвышенностей: Среднерусской, Приволжской и Подоль-
ской. На побережье Черного и Азовского морей увеличение расчетной скорости
ветра по сравнению с внутриконтинентальными районами наблюдается лишь
на выступающих в море мысах.
В азиатской части России большие значения расчетной скорости ветра так-
же имеют место в прибрежных районах морей Северного Ледовитого океана,
особенно на побережье Карского моря. По мере продвижения в глубь материка
расчетная скорость резко уменьшается, в особенности в восточном секторе Арк-
тики, где горы близко подходят к океану.
Наименьшие значения расчетной скорости ветра отмечаются в наиболее за-
лесенной части Западно-Сибирской низменности. Некоторое их увеличение
имеет место в степных районах Западной Сибири и особенно в предгорьях Ал-
тая. Огромная территория между реками Енисеем и Леной отличается боль-
шим разнообразием значений расчетной скорости ветра. Район с пониженными
значениями расположен примерно между полярным кругом и 60-й паралле-
лью. Севернее и южнее расчетная скорость увеличивается. На берегах оз. Бай-
кал происходит увеличение расчетной скорости ветра. В некоторых районах
побережья создаются условия для образования местных ветров типа боры.
Часть Сибирского региона, расположенная восточнее р. Лены, характери-
зуется разнообразием значений скорости ветра. Этот район слабо освещен дан-
ными из-за редкой сети метеорологических станций.
249
На берегах Охотского и Берингова морей отмечается наибольшая на терри-
тории России расчетная скорость ветра. На западном и восточном побережье
Камчатки могут возникать ветры типа боры, иногда здесь ветер бывает силь-
нее, чем.^открытом море. Усиление ветра происходит и на оконечностях суши,
глубоко выступающих в море. Сильный ветер на побережье Охотского моря от-
мечается также при выходе из долин рек и на мысах. Наибольшая расчетная
скорость ветра имеет место в районе станций Пестрая Дресва и Ямск, располо-
женных в узких долинах, выходящих к морю.
Бассейн р. Амура и прилегающие к нему районы отличаются значительным
разнообразием в пространственном распределении расчетной скорости ветра.
Наименьшие ее значения наблюдаются в узких долинах рек и на низменно-
стях, закрытых горами. Увеличение расчетной скорости отмечается в обшир-
ной долине р. Амура.
Побережье Японского моря характеризуется большими значениями расчет-
ной скорости ветра, особенно на возвышенных участках суши, выступающих в
море.
Следует отметить, что, если на картах расчетной скорости ветра по направ-
лениям выделено 8 районов, то на карте расчетной скорости ветра без учета на-
правления выделяются всего 5 районов, с IV по VIII. Это объясняется тем, что
расчетная скорость по каждому из 8 румбов, как правило, меньше на 3 м/с и
более, чем расчетная скорость ветра, определенная без учета направления. Сле-
дует обратить внимание на учет направления ветра при определении расчетной
скорости ветра. Это позволяет снизить нормативные значения скорости ветра в
ряде районов на 5 м/с и более. К таким районам можно отнести юг европейской
части России и Западную Сибирь.
В то же время на территории России можно выделить районы, где расчет-
ная скорость ветра по одному из румбов равна расчетной скорости ветра без
учета направления. Это наблюдается на севере Западной Сибири (расчетная
скорость ветра восточного направления), в прилегающей к Казахстану части
Новосибирской области (расчетная скорость ветра западного направления).
Для перехода от расчетной скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет, к ско-
рости, возможной 1 раз в Т лет, согласно [61], можно воспользоваться выраже-
нием вида
^ZT -Z5)
или
VT c(ZT - Zs)
-г =^T = 1 + —.
(5-1)
(5.2)
где VT — скорость ветра, возможная 1 раз в Т лет; VB — скорость ветра, возмож-
ная 1 раз в 5 лет; ZT.ZB — величины, связанные с периодом повторения Т соот-
ношением
ZT =-In[-ln(l - 1/Т)];
о — среднее квадратическое отклонение, определенное по ряду годовых макси-
мумов скорости ветра; crw — характеристика, зависящая от объема исходной
выборки; Кт — коэффициент перегрузки.
250
Таким образом, если известна расчетная скорость ветра, возможная I раз в
5 лет, и о, можно определить расчетную скорость ветра с любым периодом по-
вторения Т. Выражение (5.2) позволяет оценить коэффициент перегрузки.
Значения отношений расчетной скорости ветра, возможной 1 раз в 10, 20,
25 и 50 лет, к скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет, при различных значени-
ях параметров VB, о, N и Т представлены в табл. 5.5.
Таблица 5.5
Расчетные коэффициенты перегрузки Кт
N лет о , V5 м/с
10 5 20 | 25 10 1 15 1 20 | 25
*Ю=1 4о/^5 *20=1 ^20 / Vs
45 2 1,13 1,09 1,07 1,05 1,26 1,17 1,13 1,10
45 3 1,20 1,13 1,10 1,08 1,38 1,26 1,19 1,15
45 4 1,26 1,18 1,13 1,10 1,51 1,34 1,26 1,20
30 2 1Д4 1,09 1,07 1,05 1,26 1,18 1,13 1Д1
30 3 1,20 1,14 1,10 1,08 1,40 1,26 1,20 1,16
30 4 1,27 1,18 1,14 1,11 1,53 1,35 1,26 1,21
25 2 1,14 1,09 1,07 1,05 1,27 1,18 1,14 1,11
25 3 1,21 1,14 1,10 1,08 1,41 1,27 1,20 1,16
25 4 1,28 1,18 1,14 1,11 1,54 1,36 1,27 1,22
*25=' ^25 / ^0
45 2 1,30 1,20 1,15 1,12 1,42 1,28 1,21 1,17
45 3 1,44 1,30 1,22 1,18 1,63 1,42 1,32 1,25
45 4 1,59 1.40 1,30 1.24 1,84 1,56 1,42 1,34
30 2 1,31 1,20 1,15 1,12 1,43 1,29 1,22 1,17
30 3 1,46 1,31 1,23 1,18 1,65 1,43 1,32 1,26
30 4 1,61 1,41 1,31 1,24 1,86 1,58 1,43 1,34
25 2 1,31 1,21 1,16 1,12 1,44 1,29 1,22 1,18
25 3 1,47 1,33 1,23 1,19 1,66 1,44 1,33 1,26
25 4 1,62 1,42 1,31 1,25 1,88 1,59 1,44 1,35
Из представленных данных видно, что значения Кт практически не меня-
ются при изменении длины исходного ряда N от 25 до 45 лет. Поскольку рас-
четная скорость ветра определялась в основном за период в 45 лет, то в даль-
нейшем целесообразно использовать значения К т, соответствующие этому числу
членов исходного ряда.
Значения о, определенные по рядам годовых максимумов, как правило, близ-
ки к 3 м/с.
Рассчитанные таким образом значения Кт оказались близки к средним зна-
чениям, полученным по данным о расчетной скорости ветра с различным пери-
одом повторения для 57 открыто расположенных станций в Красноярском крае
и Казахстане (табл. 5.6).
251
Таблица 5.6
Средние отношения расчетной скорости ветра с различным периодом повторения Т
к расчетной скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет, (числитель)
и их средние квадратические отклонения о (знаменатель)
Т лет У. м/с
10 1 15 20
Казахстан
10 1.16/0.04 1,11/0.04 1,10/0,05
20 1,30/0,09 1,20/0,05 1,19/0,08
50 1,50/0,13 1,34/0,09 1,30/0,13
Красноярский край
10 1,17/0,05 1,13/0,04 1,10/0
20 1,35/0,07 1,22/0,07 1,20/0,04
50 1,51/0,09 1,44/0,08 1,32/0,06
Различия значений Кт, полученных двумя разными способами, объяс-
няется тем, что при теоретических расчетах учитывались средние значения о
годовых максимумов скорости ветра. Однако эти различия невелики и допус-
тимо использовать значения Кт из табл. 5.5 для перехода от расчетной скоро-
сти ветра, возможной 1 раз в 5 лет, к скорости ветра с периодом повторения 10,
20, 25 и 50 лет. В табл. 5.7 представлены значения скорости ветра, возможные
1 раз в 10, 20, 25, 50 лет, характерные для районов на рис. П.5.38—П.5.42 и
определенные с помощью выражения (5.1).
Таблица 5.7
Характеристика районов по расчетной скорости ветра,
возможной 1 раз в 5, 10, 20, 25, 50 лет (10-минутное осреднение)
Район Расчетная скорость ветра (м/с), возможная 1 раз в Т лет
7=5 7= 10 7= 20 7 = 25 7= 50
I 7 9 11 11 13
П 10 12 14 14 16
III 13 15 17 17 18
IV 16 18 20 20 22
V 19 21 23 23 25
VI 22 24 26 26 28
VII 25 27 29 29 31
Таким образом, с помощью районирования территории России по скорости
ветра, возможной 1 раз в 5 лет, (рис. П.5.38—П.5.42) и табл. 5.7 можно оце-
нить скорость ветра, возможную 1 раз в 10, 20, 25, 50 лет, в выделенных райо-
нах.
252
5.4.3. Максимальные порывы ветра
Максимальные порывы ветра являются одной из важнейших его характе-
ристик. Данные о них имеют большое научное и практическое значение. Поры-
вы ветра учитываются при эксплуатации высоких башенных и портальйых
кранов, при обеспечении полетов авиации на малых высотах, в особенности
при заходе самолетов на посадку. Эти данные необходимы и для ракетных сис-
тем, находящихся в стационарном положении на пусковых установках, и для
ракет в начальной стадии полета.
Колебательные движения конструкций, вызываемые действием порывов
ветра, обусловливают явление „усталости” металлов и других строительных
материалов.
Кроме того, данные о максимальных порывах ветра используются при рас-
четах высотных конструкций и протяженных в плане сооружений, особенно из
легких конструкций (радио- и телевизионные мачты, высокие дымовые трубы,
градирни, опоры высоковольтных линий электропередачи, высотные здания,
эстакады, мосты и т. д.).
Так, например, пульсационная составляющая увеличивает статическую
часть нагрузки на обледенелые провода в среднем на 60 %. Поэтому при проек-
тировании перечисленных сооружений рассчитывается не только статическая,
но и динамическая часть ветровой нагрузки, обусловленная порывами ветра.
Для оценки динамичности ветровой нагрузки, действующей на сооружения,
вводится так называемый коэффициент порывистости ветра, определяемый со-
отношением
V
где Vmax — значение максимального порыва ветра, выбираемое из того интерва-
ла временит, за который осредняется скорость ветра V (для анемометрических
наблюдений за скоростью ветра т = 10 мин). По коэффициенту порывистости
непосредственно рассчитывается так называемый коэффициент пульсации ско-
ростного напора ветра Рв, используемый при оценке динамического компонен-
та ветровой нагрузки: Рв = kz -1.
Коэффициент порывистости k зависит от температурной стратификации ат-
мосферы, средней скорости ветра V, параметра шероховатости подстилающей
поверхности z0, удаления от подстилающей поверхности.
В [170] показано, что:
1) коэффициент порывистости ветра уменьшается пропррционально лога-
рифму высоты Z и возрастает пропорционально логарифму параметра шерохо-
ватости 20;
2) коэффициент порывистости тем больше, чем меньше число Ричардсона,
т. е. чем более неустойчива атмосфера;
3) при неустойчивой температурной стратификации приземного слоя атмо-
сферы коэффициент порывистости уменьшается с усилением ветра вначале бы-
стро, а затем все медленнее, т. е. приближается к некоторому пределу;
4) при устойчивой стратификации приземного слоя с увеличением скорости
ветра возрастает и коэффициент порывистости;
5) при нейтральной стратификации коэффициент порывистости не должен
зависеть от скорости ветра.
253
Установлено, что при достаточно сильном ветре температурная стратифи-
кация близка к нейтральной. Постоянство коэффициента порывистости с изме-
нением скорости ветра наблюдается уже при V & 10...12 м/с(Ргаох » 16...20 м/с).
При подготовке 7 части [115] были рассчитаны таблицы «Распределение (%)
комплекса „коэффициент порывистости — скорость ветра”» для ряда станций,
расположенных как на территории России, так и стран СНГ. В качестве примера
в табл. 5.8 приведены такие данные по ст. Анадырь — станции с большой сред-
ней скоростью ветра — и ст. Ербогачен, отличающейся малой скоростью ветра.
Таблица 5.8
Распределение (%) комплекса „коэффициент порывистости — скорость ветра”
Коэффициент Скорость ветра, м/с
0—5 S-» 10—13 14—17 | 18—20 | 21—24 | 25—28 | 29—34 | 35—40
1,0—1,5 1,6—2,0 2,1—2,5 2,6—3,0 3,1—3,5 3,6—4,0 4,1—4,5 4,6—5,0 1,0—1,5 1,6—2,0 2,1—2,5 2,6—3,0 3,1—3,5 3,6—4,0 4,1—4,5 4,6—5,0 44,4 7,0 0,3 0,4 0,01 0,01 95,3 1,1 1,2 0,05 0,03 31,0 1,2 0,02 2,3 0.03 9,6 0,4 Диады! 3,4 0,08 Ербогач! 1,2 0,01 ен 0,57 0,24 0,12 0,02
Несмотря на то что данные для этих таблиц рассчитаны за короткий период
(2—3 года) и носят ориентировочный характер, они подтверждают теоретиче-
ские выводы, приведенные выше. Анализ таблиц показывает, что:
1) при всех наблюдавшихся значениях скорости ветра наиболее вероятное
значение коэффициента порывистости не превосходит 1,5 (первая градация ко-
эффициента порывистости), для небольшого числа станций — 2,0 (вторая гра-
дация);
2) большие значения коэффициента порывистости (более 3—4) встречаются
редко (десятые и даже сотые доли процента) при небольшой скорости ветра;
3) при максимальной для данной станции скорости ветра коэффициент по-
рывистости не превышает 1,5 (при скорости ветра порядка 10—13 м/с он ра-
вен 2,0).
Очень редко при небольшой скорости ветра (0—5 м/с) могут иметь месро
очень большие значения коэффициента порывистости. Так, на ст. Чекунда (Ха-
баровский край) он может быть более 13 (градация 13,6—14,0).-
254
Выявленные выше закономерности влияния различных внешних парамет-
ров на коэффициент порывистости ветра могут быть использованы_для качест-
венной оценки их влияния и на порывы ветра, поскольку Fmax = kV.
В [25, 26] установлено наличие практически линейной корреляционной
связи максимальных, порывов ветра с расчетными значениями скорости ветра
при 10-минутном осреднении (анемометрические скорости). Так, для Севе-
ро-Запада европейской части России уравнение регрессии имеет вид
^(p)=0,84Vp+13,5,
где Утах(р) — расчетное, возможное 1 раз в 5 лет значение порыва ветра; Vp —
расчетная, возможная 1 раз в 5 лет анемометрическая скорость ветра при
10-минутном осреднении. Можно полагать, что и для других регионов России
имеется аналогичная зависимость.
В работе Шелларда [178] приведены данные, свидетельствующие, что про-
странственная вариация максимальных порывов ветра немного меньше про-
странственной вариации максимальных (расчетных) значений скорости ветра,
осредняемых за 1 ч. Эти результаты подтвердились выводами Вииринги [179],
установившего, что местные условия существенно слабее влияют на макси-
мальный порыв, чем на максимальную скорость ветра, осредняемую за боль-
ший интервал времени (порядка нескольких минут). Так, относительная из-
менчивость порывов ветра от акватории водоема на Северо-Западе европейской
части России к отстоящим на 20—40 км от побережья участкам суши пример-
но в 3 раза меньше, чем изменчивость скорости ветра с 10-минутным осредне-
нием [26]. Над акваторией водоемов расчетная скорость ветра больше, чем над
сушей, ввиду меньшей шероховатости подстилающей поверхности, а как было
показано выше, коэффициент порывистости ветра увеличивается с увеличени-
ем шероховатости подстилающей поверхности, что приводит к усилению поры-
вов ветра.
Представленные на рис. П.5.43—П.5.45 карты районирования территории
России по расчетным порывам ветра, возможным 1 раз в 5, 50 и 100 лет [136],
отражают закономерности их географического распределения. Наибольшие по-
рывы ветра различного периода повторения в европейской части России на-
блюдаются на побережье Новой Земли и в прибрежных районах Баренцева и
Карского морей и превосходят 37 м/с для периода повторения 1 раз в 5 лет и 43
и 46 м/с соответственно для периодов повторения 1 раз в 50 и 100 лет. По мере
удаления от побережья в глубь материка расчетные порывы ветра уменьшают-
ся и в лесной зоне становятся минимальными, возрастая снова в южной степ-
ной зоне европейской части страны и особенно в Предкавказье (на Ставрополь-
ском плато) и на Прикаспийской низменности. Здесь также порывы ветра, воз-
можные 1 раз в 50 и 100 лет, превосходят 40 м/с. На побережье крупных озер и
водохранилищ (например, Ладожского и Онежского озер) также имеет место
увеличение расчетных порывов ветра.
В азиатской части России наибольшие расчетные порывы ветра имеют мес-
то в прибрежных районах восточного сектора Арктики и на побережье дальне-
восточных морей (районах больщих барических градиентов). Здесь расчетные
порывы ветра, возможные 1 раз в 100 лет, превышают 50 м/с (для периода по-
вторения 1 раз в 50 лет — несколько менее 50 м/с). Несколько меньшие поры-
вы ветра могут быть в центральном секторе Арктики (примерно такие же, как
и в европейском секторе Арктики). По мере продвижения в глубь материка
255
расчетные порывы ветра уменьшаются, достигая минимума в Якутии, за ис-
ключением долины р. Лены до впадения в нее р. Алдана, для которой характе-
рен режим повышенных значений порывов ветра. В более южных районах
(предгорных районах Алтая, на юге Забайкалья) расчетные порывы ветра сно-
ва увеличиваются, что связано с влиянием горных систем, изменяющих ветро-
вые потоки и увеличивающих турбулентность (аналогично увеличению поры-
вов ветра в Предкавказье). Интересно отметить уменьшение по площади райо-
на минимальных значений расчетных порывов (Якутия) на карте для периода
повторения 1 раз в 50 лет (район V) по сравнению с картой для периода повто-
рения 1 раз в 5 лет (район III) и исчезновение его на карте для периода повторе-
ния в 100 лет. Это указывает на то, что корреляционная связь максимальных
расчетных порывов ветра с расчетной скоростью с 10-минутным осреднением
для разных районов будет иметь различный вид. С физической точки зрения
это можно объяснить тем, что при увеличении скорости ветра коэффициент по-
рывистости уменьшается. Поэтому меньшей расчетной скорости ветра с 10-ми-
нутным осреднением в данном районе соответствует больший коэффициент по-
рывистости по сравнению с соседними, что приводит к увеличению расчетного
порыва и исчезновению различий в его значениях между районами.
Таким образом,, закономерности распределения расчетных порывов ветра
во многом совпадают с закономерностями распределения расчетной скорости
ветра с 10-минутным осреднением, хотя существуют и некоторые отличия, свя-
занные с различием подстилающей поверхности, скорости ветра, стратифика-
ции атмосферы в различных регионах России.
5.4.4. Особо опасная скорость ветра
Начиная с середины 60-х годов в документах, регламентирующих работу
гидрометеорологической сети, появляется понятие об особо опасных явлениях
погоды. Критерии особо опасных явлений неоднократно менялись. В табл. 5.9
представлены изменения критериев особо опасной скорости ветра.
Таблица 5.9
Изменение критериев особо опасной скорости ветра
Характеристика ветра 1972 г. 1986 г. 1993 г.
Скорость, м/с > 30 (35) > 25 (30) > 25 (35)
Порыв, м/с > 40 > 25 (30) > 25 (35)
В табл. 5.9 в скобках приведены значения характеристик ветра для побере-
жья арктических и дальневосточных морей. Кроме того, с 1972 по 1996 г. к
особо опасной относилась скорость ветра, если она превосходила указанный
уровень на 1 /3 территории края, округа. Однако анализ огромного числа дан-
ных показал, что такое условие практически никогда не наблюдалось и с 1996 г.
оно отменено.
Ветер, скорость которого достигает особо опасного значения, может вызвать
повреждение зданий и сооружений, линий электропередачи, сдуть деятельный
слой почвы и т. д.
В процессе подготовки „Атласа стихийных явлений” была проведена обработ-
ка фактических данных о числе дней с особо опасными явлениями по ветру.
Данные выбирались за период с 1972 по 1985 г. (т. е. за период до изменения
256
критериев особо опасной скорости ветра). На основе полученных данных опре-
делялось среднее число дней с особо опасной скоростью ветра.
В табл. 5.10 приведены ошибки расчетов среднего числа дней с особо опас-
ной скоростью ветра из-за ограниченности исходной выборки по некоторым
станциям на территории России.
Таблица 5.10
Погрешности расчетов среднего числа дней с особо опасной скоростью ветра
за период 1972—1985 гг.
Станция Среднее число дней су среднего числа дней, дни Погрешность расчета среднего числа дней, дни
Москва (обе. Михельсона) 0,06 0,28 0,08
Киселевск 0.42 0,83 0,19
Бийск 0,41 0,49 0,14
Таганай Гора 3,20 6,25 1,84
Из таблицы видно, что погрешности расчетов сравнимы с самими значения-
ми числа дней, что говорит о невысокой надежности климатических данных о
числе дней с особо опасной скоростью ветра. На основании данных о среднем
числе дней определялось расчетное число дней с опасной скоростью ветра, воз-
можное 1 раз в 100 лет, с использованием распределения Пуассона.
На основании данных о расчетном числе дней со скоростью ветра, превыша-
ющей критерий особо опасного явления, проведено районирование территории
России по максимальному расчетному числу дней, возможному 1 раз в 100 лет
(рис. П.5.46).
На представленной карте выделено 4 района с различными значениями
расчетного числа дней с особо опасной скоростью ветра (число дней совпадает с
номером района). Точками указаны пункты, где число дней существенно пре-
вышает уровень, характерный для всего района (станции, расположенные в
особых условиях и имеющие режим ветра, не характерный для данного района).
Наибольшие значения расчетного числа дней с особо опасной скоростью
ветра отмечаются на побережье арктических и дальневосточных морей (райо-
ны III, IV). На отдельных станциях в данном районе может быть до 9—10 дней
с особо опасной скоростью ветра. Южная часть побережья Охотского моря и по-
бережье Японского моря характеризуются меньшей повторяемостью числа
дней с особо опасной скоростью ветра. Несколько выделяется западное побере-
жье о. Сахалин (район III), где число дней с опасной скоростью ветра больше,
чем на восточном, являющемся подветренным по отношению к зимнему муссо-
ну, во время которого и наблюдается максимальная годовая скорость ветра.
Большое число дней с особо опасной скоростью ветра может наблюдаться
также на территории Северного Кавказа, юге Западной Сибири и в предгорных
районах Алтая, хотя здесь оно меньше, чем на побережье северных морей. На
большей части территории России максимальное число дней с особо опасной
скоростью ветра, возможное 1 раз в 100 лет, не превышает 1, хотя для некото-
рых станций, находящихся в особых условиях, оно может быть выше 1.
Полученная картина хорошо согласуется с распределением расчетной ско-
рости ветра с периодом повторения 1 раз в 5, 50 и 100 лет.
257
5.5. Слабый ветер и штиль
Слабый ветер и штиль также оказывают непосредственное воздействие на
хозяйственные объекты и процессы деятельности человека. Как показал ряд
исследований [13,15], максимальное загрязнение воздуха обнаруживается при
скорости ветра < 1 и 5—7 м/с. Увеличение повторяемости слабого ветра и
штиля сопровождается повышением концентрации окислов азота, окиси угле-
рода и сернистого газа [14]. В связи с интенсивным развитием промышленно-
сти, строительством объектов тепловой и атомной электроэнергетики, в про-
цессе эксплуатации этих объектов происходят выбросы в воздух побочных про-
дуктов. Таким образом, исследование возможных условий загрязнения окру-
жающей местности и обеспечение ее чистоты приобретают важное значение в
общей задаче охраны природной среды. В связи с этим возникает необходи-
мость изучения повторяемости слабого ветра (0—1 м/с) и штиля для ее учета
при оценке потенциального загрязнения.
Анализ распределения повторяемости слабого ветра Р (V s 1 м/с) дан в [85].
Основными факторами, обусловливающими распределение Р (V < 1 м/с), явля-
ются особенности атмосферной циркуляции, характер подстилающей поверх-
ности, а также степень защищенности ветроизмерительного прибора (класс от-
крытости метеорологической станции).
Как следует из карты, построенной И. К. Кравченко (рис. П.5.47), грани-
цей резкого перехода от небольшой повторяемости слабого ветра (< 30 %) к
наибольшей (> 60 %) на территории России является р. Енисей. Как отмеча-
лось в [4], процессы атмосферной циркуляции, происходящие по обе стороны
этой границы, имеют различное происхождение, связанное с областями пере-
носа и трансформации атлантических и арктических воздушных масс, а следо-
вательно, по-разному влияют на режим P(V <1 м/с).
Таким образом, на территории России выделяется ряд крупных районов,
значительно различающихся между собой по повторяемости скорости ветра
0—1 м/с.
Наименьшая Р (V < 1 м/с) на территории России наблюдается на побережье
Баренцева и Карского морей. В условиях открытого местоположения метеоро-
логической станции (классы открытости 12а—10в) повторяемость слабого ветра
составляет менее 10 %.
На побережье Белого, Балтийского, Черного и Азовского морей, а также на
побережье крупных водоемов (Ладожского, Онежского озер и др.) в европей-
ской части России повторяемость скорости ветра 0—1 м/с несколько выше и
составляет 11—20 %.
Европейская часть России представляет собой континентальный район
средней открытости, где при возрастающей общей защищенности (классы 76—
66) повторяемость слабого ветра увеличивается до 21—30 %. Лишь на возвы-
шенностях в центре европейской части страны в условиях более открытого мес-
тоположения (классы 8а—76) она снижается и составляет менее 20 %. Такая
же повторяемость слабого ветра отмечается на юго-востоке европейской части в
районе Приволжской возвышенности, на Прикаспийской низменности и побе-
режье Каспийского моря. На Ставропольской возвышенности в условиях раз-
нообразного рельефа при увеличении защищенности Р (V < 1 м/с) возрастает до
31—40 %. В горных районах Кавказа, где метеорологические станции имеют в
основном классы открытости 4в—5в, повторяемость слабого ветра составляет бо-
лее 60 %. В отдельных пунктах, расположенных в закрытых горных долинах и
258
котловинах, где флюгер располагается ниже элементов защищенности (4у), по-
вторяемость скорости ветра 0—1 м/с наибольшая и может достигать 70 %.
Увеличение Р (V < 1 м/с) до 30—40 % происходит на Урале и в таежной зоне
Западной Сибири, что является следствием как повыгйения защищенности,
так и ослабления активности атмосферной циркуляции.
В соответствии с особенностями атмосферной циркуляции, связанной с
влиянием северо-восточного отрога азиатского максимума, в условиях сложно-
го горного рельефа Средней, Восточной Сибири и Дальнего Востока на обшир-
ной территории восточнее р. Енисея повторяемость слабого ветра наибольшая
и составляет свыше 60 %. Для отдельных наиболее защищенных пунктов в
условиях устойчивого штиля, связанного с глубоким антициклоном в зимнее
время, средняя годовая Р (V < 1 м/с) может превышать 70 %.
На низменностях бассейнов крупных рек Лены, Амура, Индигирки, Колы-
мы, Пенжины P(V < 1 м/с) уменьшается до 40—50 %.
Переход от внутренних горных районов к побережью характеризуется боль-
шими градиентами давления, усилением циклонической деятельности и как
следствие резким уменьшением повторяемости слабого ветра. Наиболее резко
такой переход происходит на северо-восточном и восточном побережье России,
где горные хребты вплотную подступают к океану.
Повторяемость скорости ветра 0—1 м/с на побережье морей северо-восточ-
ного сектора Арктики и морей Тихого океана составляет менее 20 %, что не-
сколько больше, чем на побережье Баренцева и Карского морей. Это объясня-
ется тем, что связанная с ложбиной исландского минимума циклоническая де-
ятельность более интенсивна на побережье морей западного сектора Арктики,
в то время как северо-восточное побережье России находится под воздействием
северо-восточного отрога азиатского максимума. Кроме того, алеутский мини-
мум, вызывающий циклоническую деятельность на дальневосточных морях,
выражен слабее, чем исландский минимум.
Таким образом, в большинстве районов европейской части России повторя-
емость слабого ветра находится в пределах 20—30 %. Для районов восточнее
р. Енисея она составляет 50—60 %, что может служить причиной неблагопри-
ятной экологической обстановки вблизи промышленных объектов из-за застоя
воздуха при безветренной погоде.
Формирование годового хода повторяемости слабого ветра и штиля в от-
дельных регионах России происходит в зависимости, во-первых, от характера об-
щей циркуляции атмосферы и, во-вторых, от активности региональных бари-
ческих центров. Общее усиление интенсивности атмосферной циркуляции в
умеренных широтах в холодное полугодие и ослабление ее в теплое находит
свое отражение в простом годовом ходе Р (V < 1 м/с) с зимним минимумом и
летним максимумом. Дополнительные же максимумы и минимумы в годовом
ходе Р (V < 1 м/с) возникают в связи с воздействием сезонных региональных ба-
рических центров, что приводит в прилегающих к этим центрам районах к на-
рушению простого годового хода. В некоторых случаях дополнительные экст-
ремумы в годовом ходе Р (V < 1 м/с) имеют большие значения, чем основные.
Вследствие того что атмосферная циркуляция над территорией России в значи-
тельной мере определяется воздействием таких обширных и мощных сезонных
барических образований, как азиатский максимум с его отрогами, а также ис-
ландский и алеутский минимумы, для подавляющей части территории России
характерен не одно-, а двухвершинный годовой ход повторяемости слабого вет-
ра и штиля.
259
На наиболее открытых приморских метеорологических станциях повторяе-
мость слабого ветра мала (5—15 %) за счет большой повторяемости сильного
ветра Р (V = 11. ..15 м/с), Р (V > 15 м/с). Таким образом, увеличение средней ско-
рости ветра и повторяемости сильного ветра приводит к уменьшению Р (V < 1 м/с).
На защищенных метеорологических станциях, расположенных в горных
районах (долинах и котловинах), а также на равнинных внутриконтиненталь-
ных метеорологических станциях, находящихся в холодное полугодие в облас-
ти азиатского максимума и его отрогов, повторяемость слабого ветра настолько
велика (60—80 %), что сильный ветер маловероятен. Таким образом, годовой
ход Р (V < 1 м/с) противоположен годовому ходу максимальной, а также сред-
ней скорости ветра (рис. 5.11).
Европейская часть России, с одной стороны, находится под воздействием
ложбины исландского минимума, а с другой, — отрога азиатского максимума.
Северный и северо-западный районы европейской части России подвержены
циклонической деятельности практически во все сезоны года. Особенно сильное
влияние ложбина исландского минимума оказывает на побережье Баренцева
моря, поэтому максимум Р (V < 1 м/с) приходится здесь на июль, а минимум —
на январь—февраль, что соответствует простому (одновершинному) годовому
ходу (см. рис. 5.11).
На остальной территории северного и северо-западного районов европей-
ской части страны имеют место два минимума Р (V < 1 м/с) в переходные сезоны
(май, октябрь—ноябрь) — время осеннего формирования (усиления) и весеннего
разрушения (отступления) отрога азиатского антициклона (рис. 5.12, Койнас,
Псков).
На востоке европейской части России зимний максимум давления воздуха
искажает простой годовой ход повторяемости слабого ветра. При том, что лет-
ний максимум в августе сохраняется, зимой вместо минимума появляется вто-
ричный максимум Р (V < 1 м/с), вызванный распространением в это время к за-
паду отрога азиатского антициклона, ослабляющего атмосферную циркуля-
цию. Зимний максимум Р (V < 1 м/с) на востоке европейской части приходится
на февраль, а наступление двух минимумов приурочено ко времени осеннего
усиления (октябрь—ноябрь) и весеннего ослабления (апрель) отрога высокого
давления (рис. 5.12, Пермь).
Рис. 5.11. Годовой ход повторяемости (%) слабого ветра (1)
и средней скорости ветра V (2) в Мурманске.
260
Юг европейской части России находится на периферии западного отрога
азиатского антициклона. Для него характерен простой годовой ход Р (V < 1 м/с),
когда зимой (январь) наблюдается минимум повторяемости слабого ветра, а ле-
том (июль) — максимум, усиленный из-за распространения к востоку азорско-
го антициклона (рис. 5.12, Астрахань).
Для тех районов европейской части России, где повторяемость слабого вет-
ра и штиля мала, характерен сглаженный, с незначительной амплитудой, го-
довой ход Р (V < 1 м/с). Это относится прежде всего к побережью морей и тунд-
ровой зоне севера европейской части России. Годовая амплитуда здесь невели-
ка и составляет 7—10 %. Внутригодовая изменчивость Р (V < 1 м/с) сравнима с
изменчивостью средней повторяемости от года к году. В отдельных случаях ко-
эффициент внутригодовой вариации месячных значений Р (V < 1 м/с) меньше
коэффициента вариации средней годовой повторяемости слабого ветра.
На внутриконтинентальных метеорологических станциях наблюдается
рост годовой амплитуды до 15—20 %. Годовой ход Р (V < 1 м/с) становится бо-
лее выраженным. Коэффициент вариации месячных значений Р (V < 1 м/с) пре-
вышает коэффициент вариации средней годовой P(V < 1 м/с).
Годовой ход Р (V < 1 м/с) на юге и севере Западной Сибири во многом схож
(рис. 5.12, Березово, Колпашево). Зимний максимум Р (У < 1 м/с) на севере ре-
гиона наблюдается в январе, а на юге — в феврале. Летний максимум Р (V < 1 м/с)
приходится на июль—август. Осенний минимум Р (V < 1 м/с) на всей террито-
рии Западной Сибири приурочен ко времени осеннего усиления и наступления
отрога высокого давления (октябрь—ноябрь). На юге Западной Сибири весен-
ний минимум Р (V < 1 м/с) приурочен ко времени весеннего отступления и
ослабления отрога высокого давления (май). На севере Западной Сибири весен-
ний минимум Р (V < 1 м/с) смещается на июнь вследствие установления пони-
женного давления над уже прогревшимся континентом и вторжения многочис-
ленных циклонов с северо-запада с пространств еще холодного Северного Ледо-
витого океана. Благодаря тому что циклоническая деятельность на севере За-
падной Сибири и в летнее время достаточно хорошо развита, летний максимум
Р (V < 1 м/с) здесь выражен слабее, чем на юге Западной Сибири.
На территории Западной Сибири так же, как и в европейской части России,
для внутриконтинентальных метеорологических станций годовая амплитуда
Р (V < 1 м/с) составляет 15—20 %, а годовой ход Р (V < 1 м/с) выражен хорошо.
Восточная Сибирь, Забайкалье и Дальний Восток зимой находятся под воз-
действием северо-восточного отрога азиатского антициклона. Здесь благодаря
большой мощности континентального антициклона зимний максимум давления
выражен более резко, таким образом, зимний (январь) максимум P(V<1 м/с)
становится основным, а летний (август) — дополнительным (за исключением
районов Дальнего Востока). Оба минимума приурочены ко времени осеннего
формирования (октябрь—ноябрь) и весеннего разрушения восточного отрога
азиатского антициклона. Однако на Дальнем Востоке отступление и разруше-
ние данного отрога начинается раньше и минимум Р (V < 1 м/с) наступает в ап-
реле, тогда как на юге Восточной Сибири несколько позже — в мае (рис. 5.12,
Ванавара, Дальнереченск).
Во внутриконтинентальных районах Якутии, в бассейне рек Яны, Инди-
гирки, Колымы складывается резко отличающийся от остальных районов Вос-
точной Сибири годовой ход Р (V < 1 м/с). Здесь он противоположен нормально-
му. Максимум Р (V < 1 м/с) имеет место в январе, а минимум — в июне—июле.
Зимний максимум давления в данном районе способствует резкому ослаблению
261
Койнас
Псков
I II III IV V VI VIIVIII IX X XI XII
Рис. 5.12. Годовой ход повторяемо
атмосферной циркуляции, что наиболее ярко проявляется в условиях горной стра-
ны. В летнее время в связи с усилением циклонической деятельности, вызванной
обострением температурных различий между теплым континентом и холодны-
ми морями Северного Ледовитого океана, наблюдается минимум P(V<1 м/с)
(рис. 5.12, Оймякон).
Наибольшая средняя годовая повторяемость слабого ветра и штиля на терри-
тории России имеет место в горных районах Восточной Сибири, Забайкалья и
Дальнего Востока. Она колеблется в пределах 40—70 %. Годовая амплитуда
P(V<1 м/с) также наибольшая и составляет 30—45 %, а в континентальных
262
8 К
Ванавара
районах Якутии может достигать 50 %. Годовой ход Р (V < 1 м/с) для данного
региона наиболее выражен по сравнению с остальной частью территории
России.
Побережье морей Тихого океана находится под воздействием алеутского
минимума, развивающегося в зимнее время. На побережье Берингова, Охот-
ского и Японского морей, восточном побережье Камчатки, Курильских остро-
вах и на Сахалине наблюдается простой годовой ход Р (V < 1 м/с). Максимум
Р (V < 1 м/с) приходится на лето (июль—август), а минимум наблюдается зимой
(январь) (рис. 5.12, Рудная Пристань).
263
Несколько отличается от указанного выше годовой ход Р (V < 1 м/с) в цент-
ральных районах и на западном побережье Камчатки. В связи с образованием в
зимнее время локального гребня высокого давления здесь наблюдается допол-
нительный зимний максимум Р (V < 1 м/с) и два минимума, связанных со вре-
менем образования (октябрь—ноябрь) и разрушения (апрель—май) данного
местного антициклона (рис. 5.12, Ича).
Открытые участки Тихоокеанского побережья в течение всего года подвер-
жены воздействию сильного ветра. Повторяемость слабого ветра и штиля здесь
невелика и составляет 15—20 %, а годовая амплитуда — 10—15 %.
Оценивая годовой ход повторяемости слабого ветра и штиля на территории
России в целом, следует отметить, что внутригодовая изменчивость Р (V < 1 м/с)
обусловлена сезонными колебаниями атмосферной циркуляции. Максималь-
ные значения Р (V < 1 м/с) на большей части территории России приходятся на
летнее время (июль—август), когда атмосферная циркуляция ослаблена
(основной максимум). Зимний (январь—февраль) максимум Р (V < 1 м/с) харак-
терен лишь для районов, находящихся в области азиатского антициклона. Ми-
нимальные значения Р (V < 1 м/с) на большей части территории России отмеча-
ются в переходные сезоны, что связано с перестройкой барических систем и
усилением циклонической деятельности. На побережье морей годовой ход по-
вторяемости слабого ветра сглажен так же, как и в тундровой зоне севера Рос-
сии. Для тех районов, где Р (V < 1 м/с) мала, внутригодовая изменчивость ее не-
велика и сравнима с многолетней изменчивостью средней годовой Р (V < 1 м/с).
Таким образом, средняя годовая повторяемость слабого ветра и штиля доста-
точно хорошо характеризует практически любой месяц года.
Годовой ход Р (V < 1 м/с) более отчетливо выражен для внутриконтиненталь-
ных районов.
Наиболее важен учет внутригодовой изменчивости Р (V < 1 м/с) для Восточ-
ной Сибири и Забайкалья, где наблюдаются наибольшая на территории России
повторяемость слабого ветра, а также ее наибольшая годовая амплитуда.
Кроме рассмотренной выше повторяемости слабого ветра и штиля, в при-
кладных целях используется и такая характеристика, как среднее число шти-
лей за год, т. е. число сроков со штилями (всего в году 2920 сроков при 8-сроч-
ных наблюдениях). Основными факторами, влияющими на распределение этой
характеристики в пространстве, являются особенности атмосферной циркуля-
ции, характер подстилающей поверхности, степень защищенности ветроизме-
рительного прибора. Важно отметить, что данная характеристика более чувст-
вительна к особенностям местоположения метеорологической станции, чем
другие характеристики ветра.
На рис. П.5.48 представлена карта районирования территории России по
среднему числу штилей за год.
Наименьшее число штилей за год имеет место на побережье морей европей-
ской части России, а также Карского моря (азиатская часть России). Здесь их
число за год не превышает 150. Это связано с малой шероховатостью водной по-
верхности и активной циклонической деятельностью, связанной с исландским
минимумом давления, особенно развитой в северном и северо-западном райо-
нах европейской части России. На побережье морей восточного сектора Аркти-
ки, а также морей Дальнего Востока среднее число штилей несколько больше
(до 450), чем на побережье Баренцева и Карского морей, по тем же причинам,
что и повторяемость скорости ветра 0—1 м/с. Небольшое количество штилей
(не более 150) имеет место также на севере Западной Сибири, в прибрежной
264
зоне Каспийского моря и на Прикаспийской низменности, а также на побере-
жье крупных озер и водохранилищ (Ладожского, Онежского озер, Рыбинского
водохранилища). По мере -уДаленЙя от побережья морей в глубь суши число
штилей возрастает. В большинстве районов европейской части России число
штилей за год не превышает 450 и только в Предкавказье их число несколько
увеличивается (до 750), что связано с влиянием Кавказских гор.
Наибольшее число штилей за год имеет место на востоке России. Это райо-
ны Предбайкалья, Забайкалья и запада Дальнего Востока, где наиболее сильно
проявляется влияние азиатского максимума, ослабляющего атмосферную цир-
куляцию. В летнее время — это область малоградиентного барического поля со
слабым ветром. Сложный горный рельеф также благоприятствует установле-
нию штилевой погоды. Можно заметить влияние оз. Байкал на уменьшение
числа штилей, которое особенно проявляется в долине р. Ангары.
Переход от внутренних горных районов к побережью дальневосточных и се-
веро-восточному побережью арктических морей сопровождается резким умень-
шением числа штилей, поскольку, во-первых, это районы больших барических
градиентов, а во-вторых, горные хребты вплотную Подступают к океану и резко
начинает сказываться его влияние.
Заметно также и влияние Уральских гор на частоту образования штилей.
Сразу же за восточными отрогами Урала существует область повышенного чис-
ла штилей (ветровая тень), зато на более значительном удалении от гор частота
появления штилей уменьшается.
5.6. Атмосферное давление
Атмосферное давление — это сила, с которой столб воздуха, простираю-
щийся от поверхности земли до верхней границы атмосферы, давит на единицу
земной поверхности.
Давление воздуха можно измерять в миллиметрах ртутного столба (мм рт. ст.),
а также в миллибарах (мб). В настоящее время за единицу измерения давления
воздуха принят гектопаскаль (гПа), численно равный миллибару. Нормальное
атмосферное давление равно 760 мм рт. ст. = 1013,3 мб = 1013,3 гПа.
Атмосферное давление всегда уменьшается с высотой, поэтому для получе-
ния представления о пространственном распределении этой величины и срав-
нения результатов измеренное на разных высотах давление воздуха приводят к
единому уровню — уровню моря. Суть приведения состоит в том, что по факти-
чески наблюдаемым в конкретное время на метеорологической станции атмо-
сферному давлению и температуре воздуха вычисляют то атмосферное давле-
ние, которое могло быть на этой станции, если бы она находилась на уровне
моря.
Для характеристики давления воздуха чаще всего используются его сред-
ние годовые, средние месячные, средние суточные, экстремальные значения,
междусуточная изменчивость [115].
Наиболее распространенной формой представления атмосферного давления
воздуха являются карты распределения давления на уровне моря или на опре-
деленном стандартном уровне в свободной атмосфере. На карте проводятся ли-
нии равного давления — изобары, оконтуривающие области высокого и низко-
го давления. При этом карта может быть синоптической, если относится к кон-
кретному моменту времени, или средней, если на ней нанесены средние значе-
265
ния за определенный промежуток времени. Карта, составленная по средним
многолетним данным, является климатологической. Подобные карты необхо-
димы при оценке особенностей атмосферной циркуляции в конкретном регио-
не или на земном шаре в целом. В качестве примера на рис. П.5.49, П.5.50
приведены карты среднего многолетнего давления воздуха на уровне моря для
центральных месяцев зимы и лета.
Основная особенность зимнего режима атмосферного давления состоит в
том, что большая часть территории России, и особенно азиатская, находится
под влиянием мощного азиатского антициклона. Его формированию, помимо
резкого выхолаживания подстилающей поверхности и прилегающего к ней
слоя воздуха (особенно после установления отрицательного радиационного ба-
ланса и появления снежного покрова), способствуют также динамические фак-
торы и орографические условия. Существенна роль последнего фактора.
Высокие горные массивы на юге Сибири и в Центральной Азии, а также не-
прерывная цепь горных хребтов на востоке Сибири являются постоянным пре-
пятствием для воздушных течений и обмена воздухом с прилегающими райо-
нами океана. Горные системы Средней и Центральной Азии высотой более
7000 м представляют собой почти непреодолимую преграду для растекания
очень плотного и холодного воздуха. Кроме того, развитию мощного антицик-
лона способствуют беспрепятственно поступающие с севера массы арктическо-
го воздуха.
Своей максимальной интенсивности азиатский антициклон достигает в ян-
варе. На карте четко выражены области высокого давления на юге Сибири в
Тувинской котловине, где среднее месячное давление превышает 1045 гПа, и в
районе Оймякона (1032 гПа), так называемом оймяконском полюсе холода.
Азиатский антициклон также обусловливает довольно высокое давление
(1020—1025 гПа) и на юго-востоке европейской части России. Холодный и су-
хой воздух поступает сюда из Западной Сибири и Казахстана.
В зимние месяцы области низкого атмосферного давления (менее 1005 гПа)
устанавливаются над Баренцевым и Беринговым морями.
Следует отметить особенности атмосферной циркуляции на побережье Бе-
рингова и Охотского морей. Близкое соседство областей высокого и низкого
давления воздуха приводит к большой изменчивости давления в прибрежных
районах, сгущению изобар и соответственно к возникновению больших гори-
зонтальных градиентов давления воздуха и устойчивого сильного ветра в зим-
нее время (горизонтальный барический градиент равен изменению давления на
100 км по направлению, перпендикулярному к изобарам). Горизонтальные
градиенты давления обычно имеют величину 1—3 гПа на 100 км.
На крайнем востоке Сибири горные хребты Джугджур и Колымский пре-
пятствуют растеканию сильно охлажденных континентальных масс и поступ-
лению воздуха с океана. Поэтому горизонтальные барические градиенты в при-
брежной зоне морей достигают чрезвычайно высоких значений. Так, в районе
Охотска при переходе от побережья в глубь материка на расстояние 250 км дав-
ление воздуха увеличивается на 15 гПа, т. е. горизонтальный барический гра-
диент в данном случае более чем в 2 раза превышает стандартный. Как следст-
вие, большие разности значений атмосферного давления над материком и океа-
ном приводят соответственно к большой скорости ветра. В этом регионе резко
возрастает повторяемость сильного ветра (> 15 м/с).
В начале весны наблюдается тенденция к перестройке полей давления и на-
блюдается общее небольшое понижение давления воздуха. По мере прогрева-
266
ния материка контрасты давления воздуха между сушей и океанами сглажива-
ются. Почти исчезает азиатский антициклон, как и исландский, и алеутский
минимумы.
Например, на большей части России в апреле нет резко выраженных облас-
тей высокого и низкого давления. Атмосферное давление колеблется от 1013 до
1019 гПа. Лишь южнее линии Оренбург—Уфа—Петропавловск—Томск—
Красноярск—Иркутск оно сохраняет довольно высокие значения — от 1020 до
1023 гПа. Самое низкое давление в апреле, менее 1010 гПа, отмечается в юж-
ной части п-ова Камчатка.
Летом, в связи с нагреванием материка, давление воздуха резко понижает-
ся и над территорией России образуется обширная область термической де-
прессии. Так, например, в Тувинской котловине, где зимой располагается
практически центр азиатского антициклона, летом вследствие интенсивного
прогревания подстилающей поверхности и прилегающих к ней слоев воздуха
давление понижается до 1005 гПа. Аналогичная картина прослеживается в
районе Оймякона, где среднее июльское давление составляет 1004 гПа, и на
юге Забайкалья — 1003—1004 гПа.
В то же время моря, омывающие материк с севера и востока, с их более хо-
лодной поверхностью относительно суши характеризуются повышенным дав-
лением воздуха. В летние месяцы атмосферное давление воздуха над арктиче-
скими морями, а также над Беринговым и Охотским морями достигает
1010—1013 гПа. В соответствии с таким распределением давления в летние ме-
сяцы преобладают ветры, дующие с морей в глубь материка.
На большей части России летом господствующими являются ветры с север-
ной составляющей, дующие с Северного Ледовитого океана. В южной половине
европейской части России так же, как и зимой, преобладает западно-восточ-
ный перенос.
Черное и Каспийское моря с относительно холодной поверхностью летом
отличаются более высоким давлением по сравнению с сушей.
На Дальнем Востоке летом господствует юго-восточный муссон, сопровож-
дающийся большой облачностью, частыми дождями, соответственно понижен-
ной температурой и высокой влажностью воздуха.
Осенью, начиная с сентября, в связи с уменьшением притока тепла на юге
Сибири начинает формироваться область высокого давления. Так, в октябре
над районами Горного Алтая, Западных Саян атмосферное давление превыша-
ет 1025 гПа. Наблюдается понижение до 1006 гПа давления воздуха в районах
Баренцева, Карского, Берингова морей. Их прибрежная зона также отличается
довольно низким уровнем давления — менее 1010 гПа.
В европейской части России, примерно южнее 55’ с.ш., а также на юге За-
падной Сибири, в Предбайкалье и Забайкалье в октябре давление воздуха пре-
вышает 1020 гПа. В этом месяце особенно отчетливо начинает проявляться сгу-
щение изобар и увеличение горизонтальных барических градиентов на побере-
жье Охотского моря. Над п-овом Камчатка отмечается преимущественно низ-
кое давление — 1010 гПа и менее. На всей территории России с октября уже
проявляются особенности распределения атмосферного давления воздуха,
свойственные зимнему периоду.
Годовой ход атмосферного давления воздуха на большей части России, вклю-
чая и муссонную область Дальнего Востока, соответствует континентальному
типу: с зимним максимумом и летним минимумом, преимущественно в июле, и
267
большой годовой амплитудой. Максимальная годовая амплитуда давления воз-
духа, по данным на уровне моря, достигает 45 гПа и отмечается в Тувинской
котловине, т. е. в центре азиатского антициклона. По мере удаления от него го-
довая амплитуда резко уменьшается во всех направлениях. Наименьшие годо-
вые колебания давления воздуха отмечаются на Северо-Западе России, где в те-
чение всего года активно развивается циклоническая деятельность.
Невелика годовая амплитуда давления над арктическими морями, Берин-
говым, Охотским, Черным, Каспийским. Океанический тип годового хода ат-
мосферного давления воздуха с максимумом в летние месяцы и минимумом зи-
мой отмечается только в небольшой южной части п-ова Камчатка.
Континентальный тип годового хода атмосферного давления четко выра-
жен в центральных районах России и особенно в ее азиатской части (рис. 5.13).
В областях интенсивного циклогенеза континентальный тип нередко наруша-
ется. Так, на северо-западе максимум давления воздуха наступает в мае, когда
гПа
1036
1032
1028
1024
1020
1016
1012
1008
1004 J---------,-------,-------,-------,--------,------,----—г----------,-------,-------,--------,-----
I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Рис. 5.13. Годовой ход среднего месячного атмосферного давления на уровне моря, гПа.
268
уменьшаются повторяемость и глубина циклонов, а минимум давления сохра-
няется летом и обусловлен нагреванием материка.'
В Баренцевом море также наиболее высокое давление наблюдается в мае, а
самое низкое приходится не на июль, а на октябрь, ввиду возрастающей часто-
ты прохождения циклонов. Пр мере продвижения на восток в арктических мо-
рях максимум атмосферного давления смещается на март—апрель. Для вос-
точной части Арктики характерен континентальный тип годового хода давле-
ния с максимумом в феврале и минимумом в июле.
В Чукотском море и на Чукотском полуострове в годовом ходе атмосферно-
го давления появляются вторичные максимумы в мае, июне и сентябре и до-
полнительные минимумы в октябре, что объясняется особенностями атмосфер-
ной циркуляции в этом регионе.
В северной части Камчатки годовой ход давления воздуха характеризуется
тремя отчетливо выраженными максимумами и тремя минимумами, что обу-
словлено взаимодействием азиатского антициклона и алеутского минимума, а
также влиянием океана.
Побережье Охотского моря и о. Сахалин находятся под влиянием зимнего
антициклона и поэтому характеризуются континентальным типом годового
хода давления воздуха.
В горах до некоторой высоты также сохраняется этот тип. Но в высокогор-
ной зоне устанавливается годовой ход атмосферного давления, обратный на-
земному: с максимумом в теплый период и минимумом зимой, как на океанах.
Переход от наземного континентального типа к высокогорному происходит по-
степенно. Предварительно в среднегорном поясе появляется двухвершинная
кривая годового хода с максимумом в весенние и осенние месяцы и основным
зимним и вторичным летним минимумами [71].
Средние годовые значения давления воздуха в различных климатических
районах обладают большой устойчивостью во времени и изменяются от года к
году в небольших пределах, в среднем на 1—5 гПа.
Изменения средних месячных значений атмосферного давления от года к
году значительно превышают годовые. О диапазоне их можно судить по разно-
сти между наибольшими и наименьшими значениями среднего месячного дав-
ления в отдельные годы.
Как следует из табл. 5.11, амплитуда колебаний средних месячных значе-
ний давления воздуха может варьировать в широких пределах, но во всех слу-
чаях сохраняется одна закономерность: разности между наибольшими и наи-
меньшими значениями зимой в 2—3 раза выше, чем в летние месяцы. Эту осо-
бенность можно объяснить активизацией циклонической деятельности в хо-
лодное время года.
О пределах колебаний любой метеорологической величины судят по значе-
ниям абсолютного максимума и минимума. При сравнении этих характери-
стик давления оказалось, что их амплитуда достигает высоких значений. При-
чем в холодный период абсолютные максимумы давления намного выше, а ми-
нимумы ниже, чем в теплый период.
Например, амплитуды колебаний экстремальных значений давления зимой
в Кирове достигают 94—100 гПа, Вологде — 102 гПа, Самаре — 85—90 гПа,
Тюмени — 90—95 гПа, Красноярске — 85—90 гПа, Чите — 57—59 гПа, Хаба-
ровске — 77 гПа, Южно-Сахалинске — 60—65 гПа, а летом они в 2—2,5 раза
меньше.
269
Таблица 5.11
Разности между наибольшими и наименьшими средними месячными
значениями давления воздуха (гПа), по [70]
Станция I П III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Новгород 32 35 27 22 14 14 13 18 19 23 28. 31
Иваново 29 30 24 14 12 10 12 10 17 16 30 23
Пенза 23 29 18 13 12 9 9 10 15 16 22 28
Волгоград 22 19 15 8 9 7 4 5 6 9 15 14
Самара 27 28 20 14 11 9 9 11 14 17 27 30
Тольятти 29 28 29 14 11 10 12 10 12 16 22 21
Чита 11 17 11 11 9 8 7 7 8 10 11 13
Улан-Удэ 12 18 10 9 7 6 8 6 7 9 12 12
Хабаровск 12 13 13 13 10 8 8 7 9 10 12 13
Изменчивость атмосферного давления увеличивается с уменьшением ин-
тервала осреднения. Изменения среднего суточного давления воздуха внутри
каждого месяца от года к году имеют большие значения, чем средние месячные
и тем более годовые. В то же время изменения атмосферного давления в тече-
ние суток (суточный ход) выражены слабо.
Следует отметить, что атмосферное давление испытывает не только перио-
дические (годовой и суточный ход), но и непериодические колебания. По абсо-
лютному значению они могут быть довольно велики, поскольку обусловлены
развитием и перемещением различных барических образований (циклонов, ан-
тициклонов и др.) и сопровождаются резким изменением погоды.
Характеристикой непериодических колебаний давления может служить
междусуточная изменчивость — разность давления за один и тот же срок меж-
ду двумя смежными сутками. Особенно большие значения эта характеристика
приобретает при прохождении глубоких циклонов. В этих случаях перепады
атмосферного давления от суток к суткам могут превышать 30—35 гПа. Обыч-
но наиболее резкие перепады давления приходятся на холодное время года
(табл. 5.12).
Таблица 5.12
Наибольшая междусуточная изменчивость атмосферного давления (гПа), по [70]
Станция Период, I П III IV V VI VII УШ IX X XI ХП
Пенза Самара Тольятти Тюмень Омск Улан-Удэ Чита 1969—1976 1952—1977 1966—1977 1951—1976 1966—1976 1972—1976 1970—1975 24 20 22 33 44 16 20 26 22 37 27 27 24 23 20 18 30 30 30 22 19 18 12 19 30 32 21 25 15 14 19 21 26 27 20 9 12 11 16 21 16 12 8 11 12 12 18 13 13 11 17 18 17 17 18 13 12 12 18 24 21 17 14 20 24 25 26 28 25 24 23 20 21 28 29 24 25 19 19 34 33 33 33 26
270
Например, в Твери с 24 по 25 декабря 1977 г. атмосферное давление пони-
зилось на 40,9 гПа, что было вызвано быстрым смещением глубокого циклона
со Скандинавии на европейскую часть России и прохождением его центра че-
рез город.
В Волгограде в январе 1964 г. отмечен случай, когда междусуточная измен-
чивость давления достигла 50 гПа. Во Владивостоке 13—14 сентября 1954 г.
при прохождении тайфуна над городом давление упало на 40,9 гПа.
Давно установлено, что перепады давления более чем на 10 гПа очень плохо
сказываются на состоянии здоровья людей, страдающих заболеваниями сер-
дечно-сосудистой системы, поэтому необходимо, чтобы медицинские учрежде-
ния и население своевременно информировались службами погоды о возмож-
ном резком изменении давления воздуха для принятия соответствующих пре-
вентивных мер.
6. РЕЖИМ УВЛАЖНЕНИЯ
6.1. Влажность воздуха
Влажность воздуха, как и другие свойства атмосферы, играет важную роль
в формировании климата, влияя как на тепловые условия атмосферы, так и на
водный режим суши.
Содержание водяного пара в атмосфере меняется в зависимости от вида под-
стилающей поверхности, физико-географических условий, особенностей мест-
ности, времени года, циркуляционных процессов в атмосфере, состояния поч-
вы и некоторых других факторов.
Наиболее употребительными метеорологическими характеристиками влаж-
ности воздуха, представленными в психрометрических таблицах, являются
парциальное давление водяного пара и относительная влажность воздуха.
При климатологической обработке рядов данных характеристик влажности
наряду со стандартными климатологическими показателями, такими как сред-
ние, средние квадратические отклонения, коэффициенты асимметрии, для раз-
личных практических целей дополнительно определяют среднее число дней с
высокой (> 80 %) и низкой (< 30 %) относительной влажностью.
6.1.1. Парциальное давление водяного пара
На рис. П.6.1—П.6.4 представлено распределение средних месячных значе-
ний парциального давления водяного пара по территории России. Расположе-
ние изолиний парциального давления водяного пара близко к расположению
изотерм, так как при высокой температуре воздуха в атмосфере может содер-
жаться больше водяного пара, чем при низкой температуре, а усиливающееся
испарение водяного пара при высокой температуре воздуха и почвы приводит к
росту содержания водяного пара в воздухе. Однако нельзя говорить о зависимо-
сти влажности воздуха от температуры. Например, при самой высокой темпе-
ратуре воздуха в Средней Азии парциальное давление водяного пара там не яв-
ляется экстремальным для территории России.
В январе в европейской части России наибольшие значения парциального
давления (3,0—5,0 гПа) наблюдаются в западных районах, т. е. там, куда по-
ступают наиболее увлажненные воздушные массы с Атлантики. Максималь-
ные значения этой характеристики отмечаются на Черноморском побережье
Кавказа (в Сочи — 6,8 гПа), а также на побережье Каспийского моря (в Дербен-
те — 5,9 гПа). Высокое влагосодержание воздуха здесь связано с близостью вод-
ных (т. е. испаряющих влагу) поверхностей при сравнительно высокой зимней
температуре воздуха (4—6 °C). Наименьшие значения парциального давления в
европейской части России характерны для Северного Предуралья.
272
В восточном направлений парциальное давление плавно убывает. На терри-
тории Западной Сибири оно изменяется от 0,8 гПа на севере до 1,6 гПа на юге.
На северных склонах Алтая, в районе Телецкого озера оно достигает 2,1 гПа.
На южных склонах парциальное давление водяного пара уменьшается до 0,5 гПа.
Сухость воздуха здесь объясняется экстремально низкими значениями средней
месячной температуры воздуха зимой (—30...—35 °C), что ограничивает содер-
жание влаги в воздухе, а также практически полной изоляцией этого района от
влажных северо-западных воздушных масс. В Восточной Сибири парциальное
давление водяного пара продолжает уменьшаться с запада на восток, прини-
мая значения от 1,4 гПа в районе Красноярска до 0,1 гПа на территории Цент-
ральноякутской низменности и в межгорных понижениях в бассейнах рек Яны
и Индигирки. Якутия — это область минимальной влажности зимой. При
дальнейшем перемещении на восток к Тихому океану парциальное давление во-
дяного пара возрастает. На Дальнем Востоке наибольшие значения парци-
ального давления отмечаются на восточном побережье Камчатки и на Куриль-
ских островах (2,8—3,7 гПа), где особенно сильно проявляется влияние океа-
на, а наименьшие — в Амурской области (0,4—0,8 гПа), находящейся в неко-
тором отдалении от океана и закрытой от него горными хребтами.
К апрелю меридиональное распределение парциального давления водяного
пара изменяется, приближаясь к зональному. Однако общее уменьшение пар-
циального давления в восточном направлении вплоть до водораздельных хреб-
тов Дальнего Востока сохраняется.
В европейской части России парциальное давление водяного пара изменя-
ется от 9,0—10,0 гПа в Краснодарском крае до 3,0—3,5 гПа в Ненецком авто-
номном округе; в Западной Сибири — от 5,6 гПа в предгорьях Алтая до 2,3 гПа
на побережье Карского моря; в Восточной Сибири — от 4,1 гПа в районе
оз. Байкал до 1,1 гПа на побережье п-ова Таймыр. По мере приближения к бе-
регам Тихого океана парциальное давление водяного пара быстро возрастает,
достигая наибольших значений в южной части Курильской гряды (5,7 гПа) и
на юге Приморского края (5,9 гПа).
В июле зональность в распределении парциального давления водяного пара
по территории России становится еще более четко выраженной и увеличивает-
ся диапазон его пространственных изменений.
В европейской части России наибольшие значения парциального давления
(19—22 гПа) отмечаются на Черноморском побережье Кавказа и западном по-
бережье Каспийского моря.
Минимальные значения парциального давления водяного пара на террито-
рии России в июле наблюдаются на островах арктических морей. Так, напри-
мер, на о. Рудольфа оно составляет 6 гПа.
В Западной Сибири парциальное давление водяного пара изменяется от 16 гПа
в предгорьях Алтая до 8 гПа на арктическом побережье.
В Восточной Сибири наибольшая влажность воздуха характерна для Пред-
байкадья (14—15 гПа). Здесь это связано как с более южным положением дан-
ного региона, так и с затоками относительно влажных воздушных масс с севе-
ро-запада. Мало увлажнены воздушные массы на арктическом побережье (6—
7 гПа), а также в наиболее возвышенных частях горных хребтов (8—9 гПа).
На Дальнем Востоке максимальные значения парциального давления на-
блюдаются на берегах оз. Ханка, в долинах рек Амура и Уссури (18—20 гПа),
т. е. в районах с наиболее высокой летней температурой.
Минимальные значения парциального давления водяного пара отмечаются
на берегах холодного Берингова моря (9—10 гПа).
273
В октябре на большей части территории России вновь появляется меридио-
нальная составляющая изолиний на картах.
В европейской части России наибольшее парциальное давление водяного
пара по-прежнему наблюдается на побережье Черного, Азовского и Каспийско-
го морей (10—12 гПа), наименьшее — в северном Предуралье (4,0—4,5 гПа).
В Западной Сибири парциальное давление изменяется от 5,7 гПа в предго-
рьях Алтая до 3,3 гПа в районе устья р. Енисея.
Восточная Сибирь осенью, как и в другие сезоны года, характеризуется
наибольшей сухостью воздуха. Особенно низкое парциальное давление водяно-
го пара (1,7—1,9 гПа) отмечается в Восточной Якутии — в районе хребтов Вер-
хоянского, Черского, Момского, где в этот период наблюдается и наиболее низ-
кая температура воздуха, что ограничивает влагосодержание воздуха.
На Дальнем Востоке парциальное давление водяного пара значительно воз-
растает, достигая в южной части Курильской гряды 9,6—9,8 гПа.
В годовом ходе парциального давления водяного пара наблюдается ярко
выраженный максимум, по времени наступления чаще всего совпадающий с
максимумом температуры воздуха. На рис. 6.1 приведены примеры годового
хода парциального давления водяного пара для районов с различными типами
климата. Видно, что в районах с континентальным климатом (Москва, Якутск)
максимальные значения парциального давления наблюдаются в июле. Мини-
мальным оно бывает зимой, и в течение холодного периода меняется мало. В рай-
онах с морским климатом максимум чаще всего сдвигается на август (Кали-
нинград, Диксон, Владивосток). Наибольшая амплитуда годового хода парци-
ального давления характерна для областей с муссонным климатом (Владиво-
сток), так как зимой сюда поступают холодные и сухие континентальные воз-
душные массы, а летом — относительно теплый и влажный морской воздух.
Суточный ход парциального давления водяного пара на большей части тер-
ритории России заметен только в теплый период года (рис. 6.2). Он имеет
гПа
274
Рис. 6.2. Суточный ход парциального давления водяного пара, гПа.
2 максимума и 2 минимума. Первый минимум наступает перед восходом солн-
ца почти одновременно с минимумом температуры воздуха. По мере прогрева
почвы и воздуха увеличивается испарение, и к 9—10 ч влагосодержание возду-
ха достигает первого максимума. После 10 ч усиливаются восходящие токи
воздуха. Испарение уже не может компенсировать отток водяного пара в более
высокие слои. Поэтому в послеполуденные часы наступает второй минимум
парциального давления водяного пара. Затем оно снова возрастает, так как ис-
парение продолжается, а турбулентное перемешивание воздуха быстро ослабе-
вает, и в 21—22 ч наступает второй максимум.
Изменчивость суточных значений парциального давления водяного пара.
При анализе временных колебаний парциального давления водяного пара не-
периодического характера наибольший интерес, особенно для прикладных це-
лей, представляет межсуточная изменчивость соут этой характеристики в раз-
личные сезоны года (рис. П.6.5—П.6.8).
В январе наибольшие значения асут наблюдаются на западе европейской ча-
сти России. На побережье морей (Балтийского, Азовского, Черного, Каспий-
ского) изменчивость достигает максимума — 1,7—2,0 гПа. В восточном на-
правлении осут постепенно уменьшается вплоть до Якутии, где она составляет
0,2—0,3 гПа. Минимальные значения межсуточной изменчивости (0,1 гПа) от-
мечаются в межгорных понижениях Яно-Индигирского плоскогорья. Мини-
мальные колебания парциального давления ото дня ко дню объясняются здесь
общей стабильностью погодных условий в области стационирования азиатского
антициклона. При смещении в районы Дальнего Востока осут вновь возрастает.
Наибольшая изменчивость парциального давления водяного пара в этом райо-
275
не (1,5—1,6 гПа) характерна для побережья Берингова моря, находящегося в
этот период под влиянием западной окраины алеутской депрессии, что приво-
дит к частой смене воздушных масс.
В апреле очаг максимальных значений по-прежнему остается на юго-за-
паде европейской части России. На побережье Азовского моря межсуточная из-
менчивость парциального давления водяного пара составляет 2,4 гПа. Для ап-
реля характерна четко выраженная тенденция уменьшения сгсут с юго-запада
на северо-восток. Наибольшая стабильность парциального давления водяного
пара весной (о'сут = 0,7...0,8 гПа) наблюдается на побережье морей Лаптевых и
Восточно-Сибирского, где в апреле еще сохраняется зимний антициклониче-
ский режим погоды.
В июле парциальное давление водяного пара наиболее изменчиво в цент-
ральных районах Русской равнины, Западно-Сибирской низменности и Сред-
несибирского плоскогорья (осут = 3,0... 3,5 гПа). Эти области летом находятся в
зоне пониженного атмосферного давления, где влажные атлантические воз-
душные массы часто сменяются более сухими арктическими. На побережье арк-
тических и дальневосточных морей межсуточная изменчивость парциального
давления водяного пара заметно ниже (цсут = 1,5...2,5 гПа).
В октябре пространственное распределение осут близко к январскому. Пар-
циальное давление водяного пара наиболее изменчиво в западных и юго-запад-
ных районах европейской части России, а также на юге Дальнего Востока (соут =
= 2,5...3,5 гПа). Во внутриконтинентальных районах влагосодержание воздуха
более стабильно = 1,0...2,0 гПа).
Подчеркнем основные особенности пространственного распределения осут
парциального давления водяного пара, которые состоят в следующем:
— практически на всей территории России наибольшие значения осут на-
блюдаются в июле, а наименьшие — в январе;
— в холодный период года парциальное давление водяного пара наиболее
стабильно во внутриконтинентальных районах и на арктическом побережье, а
наиболее изменчиво — на западе и юго-западе европейской части России и на
Дальнем Востоке. В теплый период года картина распределения меняется
на противоположную.
Асимметричность распределения суточных значений парциального дав-
ления водяного пара. Распределение суточных значений парциального давле-
ния характеризуется заметной асимметричностью (рис. П.6.9—П.6.12). Брукс
в работе „Применение статистических методов в метеорологии” (1963 г.) ука-
зывает, что распределение парциального давления водяного пара стремится
стать положительно асимметричным во все сезоны года, так как с ростом тем-
пературы воздуха оно увеличивается экспоненциально.
В январе в европейской части России значения коэффициента асимметрии
As невелики. Наиболее симметрично суточные значения парциального давле-
ния водяного пара распределяются на побережье Балтийского и Черного морей
(As = 0,1 ...0,5). На побережье Каспийского моря As приобретает небольшие от-
рицательные значения (-0,3...-0,1). В этом районе среднее влагосодержание
воздуха зимой достаточно велико, но при вторжениях холодных и сухих воз-
душных масс с востока оно заметно уменьшается.
В азиатской части России As возрастает. Очаг максимальных значений As
располагается зимой в Восточной Якутии (As = 2,0...4,0). Здесь преобладают
малые значения парциального давления водяного пара, так как низкая темпе-
276
ратура ограничивает содержание влаги в воздухе. Однако возможны и редкие
вторжения влажных воздушных масс с Тихого океана.
В апреле область наибольших значений As (1,5—2,1) перемещается из Вос-
точной Якутии на побережье и острова морей Лаптевых и Восточно-Сибирско-
го. Для этого района весной характерно низкое парциальное давление водяного
пара, но при адвекции более теплых и влажных воздушных масс оно может
значительно повышаться.
В европейской части России и Западной Сибири коэффициент асимметрии
изменяется от 0,5 до 0,7. Наиболее симметрично распределены суточные значе-
ния парциального давления водяного пара на западном и восточном побережье
России (As = -0,3...-0,5).
В июле значения As в целом распределяются зонально, увеличиваясь с юга
на север: от —0,2...0,2 в Краснодарском крае, на юге Западной Сибири и в За-
байкалье до 1,2—Д,7 на п-ове Таймыр.
В октябре поле распределения Ае суточных значений парциального давле-
ния имеет размытый характер без четко выраженных областей максимумов и
минимумов. В центральных и южных районах европейской части России и За-
падной Сибири, а также на Среднесибирском плоскогорье и побережье Дальне-
го Востока наблюдается небольшая асимметрия (—0,3...0,5). В Восточной Яку-
тии и Забайкалье As возрастает до 0,6—1,0, что характерно для областей анти-
циклогенеза.
Таким образом, анализ распределения суточных значений парциального
давления водяного пара в различные сезоны года показал, что на большей час-
ти территории России коэффициент асимметрии невелик и изменяется от -0,3
до 0,6, т. е. характер распределения близок к нормальному. Исключение со-
ставляет арктическое побережье азиатской части России и Восточная Якутия,
где А„ достигает 1,0 летом и 4,0 зимой.
6.1.2. Относительная влажность воздуха
Относительная влажность воздуха представляет собой отношение парци-
ального давления водяного пара, содержащегося в воздухе, к давлению насы-
щенного водяного пара при той же температуре, выраженное в процентах. Та-
ким образом, она характеризует степень насыщения воздуха водяным паром и
является важной характеристикой влажности.
Распределение относительной влажности по территории России в различ-
ные сезоны года представлено на рис. П.6.13—П.6.16. При построении этих
карт за основу были взяты карты, помещенные в [74], однако в них были внесе-
ны коррективы в соответствии со [116].
В январе на большей части территории России, кроме побережья Северного
Ледовитого океана, происходит некоторое уменьшение относительной влажно-
сти с запада на восток, обусловленное уменьшением парциального давления во-
дяного пара, содержащегося в воздухе. В европейской части России она состав-
ляет 83—86 %, в Западной Сибири — 78—81 %, в Восточной Сибири — 71—77 %.
В муссонных областях Дальнего Востока относительная влажность зимой при-
нимает минимальные значения — 50—65 %. Это объясняется тем, что зимний
муссон, дующий с континента, приносит на побережье холодный воздух с ма-
лым влагосодержанием. Под влиянием относительно теплого океана темпера-
тура воздуха возрастает, а относительная влажность еще более понижается.
Наибольшей относительной влажностью характеризуется в январе арктиче-
ское побережье. На берегах Баренцева и Восточно-Сибирского морей относи-
тельная влажность в этот период составляет 87—88 %.
277
В апреле пространственное распределение относительной влажности приоб-
ретает зональный характер, сходный с распределением температуры воздуха.
Большие значения относительной влажности по-прежнему наблюдаются на по-
бережье Северного Ледовитого океана (84—88 %). Далее к югу относительная
влажность понижается, достигая на юге европейской части России и Западной
Сибири 60—65 %, а в Забайкалье — 48—55 %. На Дальнем Востоке она изме-
няется от 60—70 % в континентальных районах до 80—90 % на побережье.
В июле общий зональный характер распределения относительной влажно-
сти сохраняется, но территориальная изменчивость значительно возрастает.
Наиболее высокая относительная влажность воздуха (89—92 %) характерна
для Арктики, где в этот период наблюдается и самая низкая по территории
России температура воздуха, и для Тихоокеанского побережья, где очень вели-
ко влагосодержание воздушных масс, поступающих с Тихого океана. На Ку-
рильских островах относительная влажность достигает максимума — 93—97 %.
Самые малые значения относительной влажности отмечаются летом на юге ев-
ропейской части России — 45—52 %.
В октябре поле относительной влажности воздуха становится более одно-
родным. Наиболее высокая относительная влажность отмечается на побережье
Северного Ледовитого океана — 85 %. Наименьшие ее значения характерны
для юга азиатской части России: южных склонов Алтая и Саян, Забайкалья и
долины р. Амура (55—65 %). Низкую влажность воздуха обусловливает здесь
уже формирующийся в этот период азиатский антициклон.
В годовом ходе относительной влажности в континентальных районах Рос-
сии максимум обычно приходится на конец осени или. начало зимы, а минимум —
на весну или начало лета (рис. 6.3). Такая форма годового хода объясняется
тем, что весной суша прогревается более интенсивно, чем океан, поэтому воз-
душные массы, поступающие с моря, имеют более низкую температуру и малое
влагосодержание. Над континентом они прогреваются и еще более удаляются
от состояния насыщения. В конце осени наблюдается обратная картина. Воз-
дух, поступивший на континент, охлаждается и приближается к состоянию на-
Рис. 6.3. Годовой ход относительной влажности воздуха, %
1 — Архангельск; 2 — Москва; 3 — Курган; 4 — Владивосток.
278
100
Рис. 6.4. Суточный ход относительной влажности воздуха, г
1 Москва; 2 — Владивосток.
сыщения. В областях с муссонным климатом наибольшие значения относи-
тельной влажности отмечаются летом, когда наиболее сильно выражено влияний
влажного морского муссона.
Суточный ход относительной влажности воздуха на территории России чет-
ко выражен только в теплое время года. Максимальные значения относитель-
ной влажности отмечаются перед восходом солнца, а минимальные — после
полудня (рис. 6.4). Таким образом, суточный ход относительной влажности
противоположен ходу температуры воздуха. На побережье морей суточный ход
относительной влажности выражен слабо, его амплитуда не превышает 5—8 %.
Межсуточная изменчивость относительной влажности воздуха. Простран-
ственное распределение среднего квадратического отклонения средней суточ-
ной относительной влажности осут представлено на рис. П.6.17—П.6.20.
В январе на равнинной территории страны изменчивость относительной
влажности в основном увеличивается с севера на юг. Область наименьших зна-
чений осут располагается в зтот период в Восточной Сибири (3—4 %). Мини-
мум этой характеристики (2,8 %) отмечается на Центральноякутской низмен-
ности, окруженной практически со всех сторон горными хребтами и плоского-
рьями. Малые значения осут в Восточной Сибири связаны с устойчивостью по-
годных условий в северном отроге азиатского антициклона. Наиболее изменчи-
ва относительная влажность в прибрежных районах на юге России. Макси-
мальные значения осут отмечаются на Черноморском побережье (14,6 %), на
Камчатке (14,9 %), в Приморском крае (17,2 %).
В апреле широтный характер распределения ооут выражен еще более четко.
Наиболее стабильна относительная влажность на арктическом побережье (осут =
= 5...6 %). На юге европейской части России значения осут возрастают до 16—
17 %; в южных районах Западной и Восточной Сибири — составляют 11—12 %, а
на юге Дальнего Востока — достигают 20 %. Большая изменчивость относи-
тельной влажности в этих районах связана с перестройкой атмосферы с зимнего
279
режима на летний. При этом происходят резкие колебания температуры возду-
ха и испарения, а также сход снежного покрова. Эти факторы определяют и не-
стабильность относительной влажности.
В июле картина распределения <7сут становится более сложной. В европей-
ской части России наиболее изменчива относительная влажность (ст =
= 13... 14 %) в полосе 48—53° с.ш., где сухая и жаркая погода часто сменяется
ливневыми дождями. К северу и к югу от этого района значения стсут уменьша-
ются. Так, на Черноморском побережье Кавказа стсут относительной влажности
воздуха составляет всего 6 %, что обусловлено постоянно высоким уровнем от-
носительной влажности в летний период (95—100 %).
В азиатской части России наибольшие значения стоут (12—15 %) также ха-
рактерны для внутриконтинентальных районов, куда попеременно проникают
то влажные воздушные массы морского происхождения, то сухой воздух из
Центральной Азии. На Дальнем Востоке, где относительная влажность воздуха
постоянно велика, стсут принимает наименьшие значения (7—9 %).
В октябре поле стсут в целом аналогично распределению этой характеристи-
ки в апреле. На арктическом побережье, где уже установилась зима, межсуточ-
ная изменчивость относительной влажности минимальна и составляет 5—7 %.
В южных районах страны перестройка атмосферных процессов от лета к зиме
еще не закончилась. Значительные колебания температуры воздуха вызывают
и изменения относительной влажности. Поэтому на юго-востоке европейской
части России, на юге Западной и Восточной Сибири стсут возрастает до 12—14 %,
а на Дальнем Востоке достигает 18 %.
Годовой ход стсут относительной влажности воздуха в различных регионах
России представлен на рис. 6.5. Максимальная изменчивость чаще всего при-
ходится на переходные сезоны, причем весенний максимум превосходит осен-
ний. Очевидно, это связано со сходом снежного покрова, который происходит
быстрее, чем его установление, и вызывает наибольшие изменения температу-
ры воздуха и испарения, а следовательно, и относительной влажности воздуха
В Восточной Сибири (ст. Якутск) максимальные значения стгут приходятся
на летний период, когда здесь наиболее сильно развиты циклонические про-
цессы и происходит частая смена воздушных масс с различной температурой и
влагосодержанием.
Заметно также, что при движении с запада на восток амплитуда годового
хода стсут увеличивается, так как с ростом континентальности климата увели-
чиваются и различия в режиме метеорологических характеристик между ле-
том и зимой.
Ряды распределений суточной относительной влажности характеризуются
заметной асимметричностью из-за ограниченности диапазона ее возможных
значений (0—100 %). Пространственное распределение коэффициента асим-
метрии (As ) средней суточной относительной влажности воздуха представле-
но на рис. П.6.21—П.6.24.
В январе на большей части территории страны As^ имеет отрицательный
знак, так как относительная влажность близка к верхнему пределу. Наиболь-
шие отрицательные значения коэффициента асимметрии характерны для за-
падных районов России (А^ = -0,8...-1,5), где относительная влажность зи-
мой особенно велика, и только при вторжении сухих и холодных воздушных
масс с востока она может значительно уменьшаться.
На Дальнем Востоке принимает положительные значения (0,4—0,9).
Здесь на фоне низкой относительной влажности воздуха иногда могут наблю-
280
25
I ......................................... V VI VII VIII IX X XI XII
Рис. 6.5. Годовой ход среднего квадратического отклонения суточных значений относительной
влажности воздуха.
— Москва; 2 — Астрахань; ? — Томск; 4 — Якутск; 5 — Владивосток.
даться сильные снегопады, обусловленные активным циклогенезом над Тихим
океаном, при которых относительная влажность резко возрастает.
На северо-востоке европейской части России, а также в северных и цент-
ральных районах Западной и Восточной Сибири асимметрия средней суточной
относительной влажности невелика (As^ = -0,4...0,3), т. е. распределение су-
точных значений относительной влажности близко к нормальному.
В апреле практически повсеместно коэффициент асимметрии принима-
ет небольшие значения = -0,4...0,4). Лишь на побережье морей, где пре-
обладают высокие значения относительной влажности, As достигает
-0,7...-1,1.
В июле различия в значениях коэффициента асимметрии относительной
влажности во внутриконтинентальных и прибрежных районах еще более уве-
личиваются. Большие отрицательные значения As характерны для арктиче-
ского побережья (—1,0...—1,9). Это вызвано тем, что на побережье Северного
Ледовитого океана относительная влажность воздуха в среднем за месяц очень
высока, но при выносе более сухого воздуха с континента она может резко по-
нижаться, что приводит к большой отрицательной асимметрии. Максималь-
ные отрицательные значения коэффициента асимметрии наблюдаются на бере-
гах Охотского и Японского морей (Ае = —1,7...—2,1). В этом районе влажный
муссон практически постоянно обеспечивает уровень относительной влажно-
сти, близкий к верхнему пределу. Однако при редких вторжениях воздушных
масс с континента происходит резкое уменьшение относительной влажности.
На остальной территории коэффициент асимметрии изменяется в пределах
-0,4...0,4.
В октябре картина распределения As меняется почти на противополож-
ную. В европейской части России, а также в центральных и южных районах
281
Западной и Восточной Сибири температура понижается и более часто отмеча-
ются высокие значения относительной влажности, что приводит к значитель-
ной отрицательной асимметрии (As = -0,5...-1,2).
На побережье дальневосточных морей относительная влажность, наоборот,
уменьшается, так как начинает оказывать свое влияние зимний муссон, дую-
щий с континента. Здесь коэффициент асимметрии принимает нулевые или не-
большие положительные значения.
Таким образом, может быть сделан вывод о том, что во внутриконтинен-
тальных районах страны во все сезоны года, исключая осень, асимметрия рас-
пределения суточных значений относительной влажности невелика (Ае —
= —0,4.-.0,4), т. е. распределение близко к нормальному.
В прибрежных районах, особенно на побережье дальневосточных морей, боль-
шую часть года значения коэффициента асимметрии велики (As = -2,1...-0,9),
т. е. здесь нормальный закон распределения не может быть применен.
6.2. Осадки
6.2.1. Факторы, формирующие пространственное распределение
сумм осадков
Теория генезиса осадков подробно изложена в работах О. А. Дроздова [49],
Ц. А. Швер [160], Ф. 3. Батталова [12], С. И. Жакова [53], а также в моногра-
фии „Мировой водный баланс”. Укажем ее основные положения.
Образование осадков и их количество на любой территории зависят от трех
основных условий: влагосодержания воздушной массы, ее температуры (или
относительной влажности) и возможности восхождения. Эти условия взаимо-
связаны. Влагосодержание коррелирует с температурой, температурная стра-
тификация воздушной массы определяет ее энергию неустойчивости, а следо-
вательно, вертикальные движения и конденсацию содержащегося в воздушной
массе водяного пара.
В свою очередь, свойства воздушной массы и возможность ее подъема скла-
дываются под влиянием циркуляционных факторов и рельефа. Выпадению
осадков способствует циклогенез и вынужденный подъем воздушной массы
при встрече с препятствием. Подъем происходит в виде как турбулентных по-
токов, так и упорядоченной конвекции.
Рельеф вносит наиболее значительный вклад в характер поля осадков.
Ц. А. Швер показала, что количество осадков зависит от высоты склонов, их
ориентации и открытости по отношению к влагонесущему потоку, горизон-
тальных размеров возвышенностей и общих условий увлажнения района. Сум-
марный эффект всех перечисленных факторов обычно определяется с помощью
вертикальных плювиометрических градиентов. Они вычисляются отдельно
для склонов различной ориентации и открытости, для года в целом и различ-
ных сезонов, для твердых и жидких осадков. Плювиометрические градиенты
изменяются с высотой, так как зависимость количества осадков от высоты
чаще всего носит не линейный, а параболический характер. В ряде случаев вид
этой зависимости может быть еще более сложным, так как определяется осо-
бенностями расположения и высотой соседних хребтов, а также их ориента-
цией по отношению к влагонесущему потоку.
282
Вертикальные градиенты количества осадков зависят и от общегеографиче-
ского положения местности. Так, на Урале в зоне сухих степей средний годо-
вой градиент количества осадков равен 17 %, в лесной и лесостепной зонах — 20 %,
а в северной таежной зоне — 23 % на 100 м подъема [160].
Очевидно, что в горных массивах склон, ориентированный в сторону влаго-
несущего потока (наветренный склон), орошается больше, чем защищенный от
ветра (подветренный склон). Однако при наличии отдельно стоящей вершины
воздушные массы не поднимаются в гору, а обходят ее. Поэтому не возникает
дополнительной конденсации и количество осадков здесь меньше, чем можно
было бы ожидать по плювиометрическому градиенту для данной высоты, опре-
деленному в горах.
На распределение осадков в равнинной местности могут влиять элементы
рельефа с относительными высотами более 50 м. Под влиянием возвышенно-
стей создаются три характерные области с различным режимом осадков:
— увеличение осадков на равнине перед возвышенностью (осадки „запру-
живания”);
— уменьшение осадков на подветренной равнине („дождевая тень”):
— увеличение осадков на самой возвышенности.
Количественно уменьшение осадков на подветренной равнине соизмеримо с
увеличением осадков на возвышенности. Количество осадков „запруживания”
в 1,5—2 раза превышает количество осадков в области „дождевой тени” [160].
Влияние водоемов (морей и крупных озер) на распределение осадков связано
прежде всего с их температурными свойствами и меньшей шероховатостью по-
верхности воды по сравнению с поверхностью суши. Весной и летом поверх-
ность водоемов холоднее окружающей суши. Это препятствует развитию кон-
вективных движений воздуха над водоемом, а следовательно, и образованию
осадков. В сторону уменьшения осадков действует и малая шероховатость по-
верхности водоемов. Зимой температурные различия сглаживаются, и сохра-
няется лишь действие пониженной шероховатости.
Водоемы влияют на количество выпадающих осадков по-разному в зависи-
мости от их размеров и глубины, определяющих термический режим водной
поверхности. В зоне избыточного и достаточного увлажнения уменьшение ко-
личества осадков над большими водоемами (от 6000 до 18 000 км2) составляет
15—25 % годовой суммы осадков над сушей. Над водоемами площадью менее
5000 км2 количество осадков уменьшается на 5—10 %.
Наличие леса, увеличивающего шероховатость местности, а следовательно,
и развитие турбулентных движений воздуха, в целом приводит к возрастанию
количества осадков. Это влияние особенно заметно в степной и лесостепной зо-
нах, где лесные массивы чередуются с большими пространствами распаханных
земель. Здесь на каждые 10 % площади, занятой лесом, количество осадков
увеличивается на 1—1,5 % [160].
Влияние крупных городов на распределение осадков проявляется вследст-
вие избыточного нагрева воздушной массы над городом, повышенной шерохо-
ватости территории и загрязнения воздушного бассейна. Исследования, прове-
денные в различных физико-географических зонах, показали, что внутри горо-
да и в пригородах, расположенных с подветренной стороны, количество
осадков увеличивается. Максимально этот эффект заметен на расстоянии 20—
25 км от города. Различия в годовых суммах осадков между наветренными и
подветренными окрестностями города составляют около 10 %.
283
Все перечисленные, факторы, влияющие на количество осадков, действуя
совместно, создают довольно сложную картину географического распределе-
ния осадков. Тем не менее анализ климатических карт позволяет выделить
наиболее важные закономерности полей осадков на территории России. Напом-
ним, что основой для построения карт явились данные наблюдений за осадка-
ми за период до 1980 г. примерно на 1200 станциях. В эти данные была введена
поправка на смачивание [115].
6.2.2. Годовое и месячное количество осадков
Рассмотрим распределение годовых сумм осадков, представленное на
рис. П.6.25.
На территории Русской равнины наибольшее количество осадков (600—
700 мм/год) выпадает в полосе 50—65° с.ш. В этих широтах в течение всего
года активно развиваются циклонические процессы и переносится наибольшее
количество влаги с Атлантики. Кроме того, увеличению осадков способствует
наличие возвышенностей (Среднерусская, Смоленско-Московская, Валдайская,
Северные Увалы), которые сильно расчленены и покрыты лесом.
К северу и к югу от этой зоны количество осадков уменьшается.
На севере большую роль в уменьшении осадков играют холодные окраин-
ные моря, ослабляющие развитие конвекции, особенно осенью и весной. На
Кольском полуострове, в Архангельской области, республиках Коми и Каре-
лия годовое количество осадков составляет 400—550 мм. На арктическом побе-
режье оно уменьшается до 350—370 мм. Областями с повышенным количест-
вом осадков на севере европейской части России являются Хибины (800—
1000 мм/год) и Тиманский кряж (600—630 мм/год).
К югу от зоны повышенного количества осадков, т. е. южнее 50° с.ш., четко
прослеживается его уменьшение с северо-запада на юго-восток. Если на Ок-
ско-Донской равнине годовое количество осадков составляет 520—580 мм, то в
нижнем течении р. Волги оно уменьшается до 200—350 мм. Юго-восточная
часть Русской равнины, как и юг Западной Сибири, по циркуляционному ре-
жиму относится к северной окраине огромной аридной зоны, охватывающей
территорию от Северной Африки до пустыни Гоби. В этих широтах ослаблена
циклоническая деятельность, так как на юго-западе европейской части России
обычно стационирует антициклон, что вызывает значительное уменьшение
осадков [160].
Урал, разделяющий Русскую и Западно-Сибирскую равнины, существенно
трансформирует поле осадков. Хребет активизирует атмосферные фронты и со-
здает меридионально вытянутую полосу повышенных сумм осадков на подвет-
ренной стороне и на вершинах. На Северном Урале количество осадков состав-
ляет 800—900 мм/год, на Среднем и Южном Урале — 600—700 мм/год. На не-
котором расстоянии за хребтом, наоборот, происходит размывание фронтов
вследствие „переваливания” их через горы. Здесь проходит полоса меньшего
количества осадков.
Аналогично широтному распределению осадков на Русской равнине на тер-
ритории Западной Сибири в полосе 60—65° с.ш. располагается зона повышен-
ного количества осадков. Однако она уже, чем в европейской части страны, и
осадков здесь выпадает меньше, так как потоки с Атлантики теряют над Ура-
284
лом часть своей влаги. В среднем течении р. Оби, в районе Ханты-Мансийска,
годовое количество осадков составляет 550—600 мм. К югу и к северу от этой
полосы количество осадков уменьшается. На арктическом побережье Западной
Сибири годовые суммы осадков не превышают 300—350 мм. Практически
столько же осадков выпадает ца юге Западной Сибири. Однако по сравнению с
Русской равниной аридная область малых осадков здесь значительно сдвинута
к северу. На одной и той же широте (55° с.ш.) в Смоленске за год выпадает 690 мм
осадков, а в Омске практически..в 2 раза меньше — 368 мм. Это объясняется
тем, что над югом Западной Сибири находится широкая, устойчивая зимой и
летом область повышенной повторяемости антициклонов, препятствующих
выпадению осадков в течение всего года.
На территории Среднесибирского плоскогорья наблюдается постепенное
уменьшение количества осадков с запада на восток по мере усиления действия
азиатского антициклона, что связано как с ростом континентальности, так и с
влиянием возвышенного Приленского плато, препятствующего проникнове-
нию в восточные районы западных и северо-западных ветров. Наибольшее ко-
личество осадков здесь выпадает в горах Путорана и на Енисейском кряже
(500—600 мм/год). К востоку, включая долину р. Лены и низовья р. Алдана,
количество осадков заметно уменьшается, особенно в холодный период, когда
здесь господствует азиатский антициклон.
В обширной котловине, расположенной в центре Центральцоякутской низ-
менности, закрытой плоскогорьем от западных ветров, количество осадков со-
ставляет всего 250—300 мм/год, что характерно для степных и полупустын-
ных районов. Уменьшение осадков прослеживается и к югу, вплоть до Забай-
калья.
Саяны, горы Прибайкалья и частично Забайкалья достаточно интенсивно
увлажняются осадками из воздушных масс, поступающих с акватории Тихого
океана, особенно летом и осенью. Годовые суммы осадков составляют здесь
500—550 мм.
На северо-востоке Сибири большую часть года господствует антициклон,
обеспечивающий малое влагосодержание воздуха. Чередование горных хреб-
тов, плато, межгорных котловин и низменностей создает здесь чрезвычайно пе-
струю картину распределения осадков. Наибольшее количество осадков выпа-
дает на западных склонах Верхоянского хребта (350—450 мм/год). В районе
Колымской низменности и на побережье морей Лаптевых и Восточно-Сибир-
ского годовые суммы осадков не превышают 200—250 мм. Очень сухими явля
ются и межгорные котловины, разделяющие Верхоянский хребет, хребет Чер-
ского и Момский хребет. К их иссушению приводит феновый эффект, возника-
ющий на горных хребтах.
Далее на восток, по мере приближения к окраинным морям Тихого океана,
количество осадков резко возрастает. . Зимой на материковой части Дальнего
Востока господствуют сухие и холрдные континентальные воздушные массы, а
летом — влажный тихоокеанский воздух .умеренных широт; в южные районы
иногда поступает и тропический воздух.
Сложный горный рельефа различная ориентация хребтов, своеобразное рас-
положение северо-восточной части Азиатского материка, омываемого водами
холодных морей, создают заметную пятнистость в распределении осадков.
Наименьшее количество осадков (200—250 мм/год) отмечается в этом райо-
не на побережье Чукотского моря. Южнее количество осадков растет. В цент-
ральной части Чукотского полуострова оно составляет уже 400—500 мм/год, а
285
на побережье Берингова и Охотского морей — 550—600 мм/год. Однако надо
отметить, что здесь даже на небольшом расстоянии количество осадков может
значительно различаться. Наибольшие годовые суммы осадков (600—700 мм)
отмечены на восточных склонах прибрежных хребтов, которые являются на-
ветренными для влажного летнего муссона (хребты Джугджур, Колымский,
Корякский). Менее увлажненными являются их западные склоны, где годовое
количество осадков не превышает 300—400 мм.
На восточных склонах Буреинского хребта количество осадков составляет
750—850 мм/год. Западнее, в долине р. Зеи, влияние летнего муссона уже ме-
нее ощутимо и годовое количество осадков постепенно уменьшается до 550—
650 мм.
В Приморском крае определяющее влияние на географическое распределе-
ние осадков оказывает хребет Сихотэ-Алинь. Наиболее увлажненными здесь
являются побережье Японского моря и склоны Сихотэ-Алиня (850—950 мм/год).
Большое количество осадков приносят сюда летом частые южные циклоны и
тайфуны. В центральной части Сихотэ-Алиня, в закрытых долинах и котлови-
нах, количество осадков уменьшается на 150—200 мм/год по отношению к от-
крытым вершинам и склонам. В направлении к оз. Ханка количество осадков
падает до 550—600 мм/год.
Режим осадков на о. Сахалин и Курильских островах связан прежде всего с
активным циклогенезом практически в течение всего года. Вторым по значе-
нию является влияние подстилающей поверхности, ее горный ландшафт и из-
резанность береговой полосы. Зимний континентальный муссон приходит сюда
уже заметно ослабленным. В холодный период года здесь господствуют обшир-
ные малоподвижные циклоны, приносящие сильные снегопады. Летом интен-
сивные циклоны и тайфуны также вызывают обильные осадки. Таким обра-
зом, преобладание циклонической циркуляции почти весь год, высокое влаго-
содержание воздуха и гористый рельеф делают этот район одним из самых увлаж-
ненных в России. На о. Сахалин годовое количество осадков постепенно умень-
шается с юга (900—1000 мм) на север и к долине р. Поронай (350—650 мм). На
Курильских островах оно повсюду превышает 1000 мм.
В заключительной части этого раздела остановимся более подробно на рас-
пределении осадков в наиболее высоких горных системах России — на Кавка-
зе, Алтае и в Саянах.
Кавказ часто рассматривается как отдельная климатическая зона, так как
его рельеф существенно изменяет циркуляцию в нижнем слое тропосферы. Ак-
тивизация осадкообразующих атмосферных процессов над горами и возникно-
вение термической циркуляции крупного масштаба между горной областью и
прилегающей равниной приводят к значительному увеличению количества
осадков на Кавказе. Над Черным и Каспийским морями не формируются мор-
ские воздушные массы, но континентальный воздух в нижнем слое заметно
трансформируется. Зимой над теплой водной поверхностью Черного моря пути
средиземноморских циклонов отклоняются на северо-восток от главного на-
правления через Малую Азию. Следствием этого является увеличение количе-
ства осадков на побережье и западных склонах Кавказа.
Летом над всем Кавказом перенос воздуха связан, с одной стороны, с вос-
точной периферией азорского антициклона, распространяющегося далеко на
восток под влиянием холодной водной поверхности Черного моря, а с другой, — с
западной периферией азиатской депрессии. В это время года здесь преобладают
северные потоки, с которыми на Северный Кавказ поступает континентальный
286
воздух. Многочисленные горные хребты, часто расположенные под углом один
к другому, множество ущелий, долин и межгорных котловин значительно
усложняют характер выпадения осадков внутри горной системы и в предгор-
ной зоне Большого Кавказа.
Годовое количество осадков на Северном Кавказе уменьшается с юга на се-
вер и с запада на восток. На юге территории, в Западном Предкавказье в год
выпадает 650—750 мм осадков, а в Восточном Предкавказье — 300—500 мм.
Быстро нарастают с севера на юг годовые суммы осадков на Черноморском по-
бережье Кавказа — от 500 мм в районе Тамани до 1550 мм в районе Сочи.
Наибольшее количество осадков на Кавказе отмечается на Ачишхо (3202 мм/год),
наименьшее — на границе с Калмыкией (285 мм/год).
В горной зоне по оси Большого Кавказа количество осадков составляет
1100—1400 мм/год. Наибольшее в этом районе значение наблюдается на северном
склоне Большого Кавказского хребта — Клухорском перевале — 1700 мм/год.
Между Скалистым и Главным Кавказским хребтом, в горных долинах, в „тени”
Скалистого хребта количество осадков уменьшается до 600—650 мм/год.
Ц. А. Швер в работе [160] сформулировала следующие основные закономер-
ности распределения осадков для этой территории:
1) увеличение количества осадков с высотой во влажных районах происхо-
дит до меньших высот, чем в сухих, и для твердых осадков более значительное,
чем для жидких;
2) понижения среди гор характеризуются аномально малым для своей вы-
соты количеством осадков;
3) влияние рельефа отражается в возникновении зон предвосхождения и
орографических теней;
4) зимой на подветренную сторону хребтов заносится снег, что приводит к
увеличению количества осадков за хребтами на расстоянии 10—20 км.
Режим осадков в высокогорной области Алтая и Саян определяется влияни-
ем Атлантики, а также близостью центральной части азиатского антициклона,
что создает резкие климатические контрасты в зависимости от экспозиции
местности. В этой области снова увеличивается влияние атлантического воз-
душного течения в связи с поднятием на значительную высоту над уровнем
моря. Европейские циклоны, пройдя над Западно-Сибирской низменностью,
являются уже окклюдированными и почти не сопровождаются осадками. В го-
рах эти затухающие циклоны снова возрождаются, и фронты восстанавливают
активность. Поэтому наветренные склоны, обращенные к несущим влагу за-
падным ветрам, резко отличаются по увлажнению от подветренных склонов.
На западных склонах Алтая выпадает 1300—1500 мм/год, а на восточных
склонах, в узких долинах и котловинах — всего 250—300 мм/год. Особенно за-
сушливы южные склоны Алтая, обращенные к котловине оз. Зайсан, — около
200 мм/год.
Значительной сухостью отличаются и предгорная часть Саян, и Минусинская
котловина, так как юго-западные и западные воздушные потоки, преодолевая
высокогорные области Кузнецкого Алатау, Западного Саяна и хребта Танну-Ола,
оставляют там большую часть влаги. С увеличением высоты местности количе-
ство осадков резко возрастает. Наибольшие значения отмечаются на склонах
высокогорной части Западного и Восточного Саяна (1000—1300 мм/год).
В заключение приведем экстремально большие и экстремально малые годо-
вые суммы осадков, отмеченные на территории России (табл. 6.1).
287
Таблица 6.1
Наибольшие и наименьшие годовые суммы осадков,
отмеченные на территории России
Станция Наибольшее годовое количество осадков, мм Станция Наименьшее годовое количество осадков, мм
Ачишхо (Кавказ) 3200 Кош-Агач (юго-восточный Алтай) - 116
Симушир (Курильские острова) 1706 о-ва Медвежьи (Восточно- Сибирское море) 148
Ненастная (Кузнецкий Алатау) 1507 Астрахань 208
Годовой ход количества осадков. Воздействие осадков на различные сторо-
ны хозяйственной деятельности человека выражается не только в более или
менее сильном увлажнении территории, но и в распределении осадков в тече-
ние года. Например, жестколиственные субтропические леса и кустарники,
произрастающие в районах, где годовое количество осадков составляет 600 мм,
приспособились к тому, что все осадки выпадают в течение трех зимних меся-
цев. То же количество осадков (600 мм), распределенное равномерно в течение
всего года, обусловливает существование зоны смешанных лесов умеренных
широт [160]. Многие гидрологические процессы также связаны с характером
внутригодового распределения осадков.
Годовой ход осадков может быть представлен различным образом. При его
анализе часто используют понятия „сезон” (значительная часть года, характе-
ризующаяся определенной общностью климатических условий), „период”
(промежуток времени, в течение которого развивается определенный процесс)
или выделяют месяц, на который приходится максимальное или минимальное
количество осадков, и т. д.
Для описания географического распределения осадков по сезонам будем ис-
пользовать деление года на два периода — теплый (апрель—октябрь) и холод-
ный (ноябрь—март). Поля сумм осадков, характерные для этих двух периодов,
представлены на рис. П.6.26, П.6.27.
В холодный период в европейской части России господствуют воздушные
массы, пришедшие с запада. Атлантический воздух является наиболее влажным
в западных районах центральной зоны европейской части России (55—65° с.ш.).
Здесь же интенсивно развивается и циклоническая деятельность. Поэтому на
западе европейской части отмечается наибольшее количество осадков —
170—210 мм.
К востоку количество осадков вначале слегка уменьшается, а затем, в Пред-
уралье, возрастает до 200—250 мм в течение холодного периода. К северу от
центральной зоны осадков выпадает меньше (150—180 мм), главным образом
в связи с уменьшением влагосодержания в атлантическом воздухе, поступаю-
щем сюда с юго-запада и теряющем много влаги по пути следования. Исключе-
ние составляет горный массив Хибины, где количество осадков в холодный пе-
риод превышает 350 мм.
Южнее 55° с.ш. количество осадков в холодный период резко уменьшается с
запада на восток. На юго-западе европейской части России зимой циклоны
проходят довольно часто, и количество осадков здесь достигает 200—300 мм в
288
течение холодного периода. На юго-востоке европейской части уже ощущается
влияние азиатского антициклона, и количество осадков в холодный период не
превышает 100 мм.
За Уральским хребтом режим осадков в холодный период определяет за-
щищенность территории от западных вторжений и усиление антициклонично-
сти. Лишь на севере Западной Сибири развивается активная циклоническая
деятельность на арктическом фронте.
Количество осадков в Западной Сибири в холодный период примерно в 1,5 ра-
за меньше, чем в средней полосе европейской части России (100—150 мм), и
изменяется по территории довольно мало.
Однако надо отметить, что если на севере Западно-Сибирской низменности
количество осадков за три зимних месяца составляет сравнительно небольшую
часть от годовой суммы, то на юге они значительно превышают летние осадки.
В Восточной Сибири, где влияние зимнего антициклона особенно сильное,
количество осадков в холодный период не превышает 50—100 мм. Исключени-
ем является лишь правобережье р. Енисея (горы Путорана, Енисейский кряж),
где осадки в этот период увеличиваются до 150—170 мм. Особенно мало осад-
ков (20—30 мм) выпадает в холодный период в Забайкалье, практически изо-
лированном от всех влагонесущих потоков. Такое количество осадков является
минимальным для территории России в этот период.
В распределении осадков холодного периода на Дальнем Востоке, особенно
в его южной части (в Приморье и Амурской области), ощущается сильное влия-
ние азиатского антициклона. Здесь количество осадков в холодный период не
превышает 50—100 мм. На юге Дальнего Востока наибольшее количество осад-
ков получает хребет Сихотэ-Алинь, задерживающий влагонесущие потоки и
вызывающий вынужденный подъем воздуха. На склонах Сихотэ-Алиня коли-
чество осадков в холодный период превышает 150 мм.
На северо-востоке Сибири, а также на п-ове Камчатка, о. Сахалин и Ку-
рильских островах континентальность климата уменьшается и ослабевает влия-
ние азиатского антициклона, уступая место циклонической деятельности, раз-
вивающейся в системе-алеутской депрессии и способствующей усилению влаго-
переноса в э^и районы.
Количество осадков в холодной период в Магаданской области составляет в
среднем 100—150 мм, но на побережье Охотского и Берингова морей, особенно
на склонах Колымского и Корякского хребтов, обращенных к влагонесущим
потокам, оно может превышать -200'Mii.
В южной части п-ова Камчатка, на о. Сахалин и Курильских островах ко-
личество осадков в зимний период близко к значениям в летний период. На Са-
халине оно составляет 200—300 мм, а на Курильских островах и Камчатке —
превышает 500 мм. Таким образом, одна из наиболее характерных особенно-
стей муссонного климата — сухая зима — в этом районе уже не наблюдается.
В крупных горных системах на территории России (Кавказ, Алтай, Саяны)
режим осадков в холодный период значительно отличается от режима осадков
на прилегающих равнинах.
Картина географического распределения осадков в этот период здесь так же
пестра, как и распределение годового количества осадков. Максимальное коли-
чество осадков получают наветренные склоны а минимальное — межгорные
котловины и глубокие долины. Однако, как уже было отмечено выше, зимой
на подветренную сторону хребтов заносится снег, что приводит к увеличению
количества осадков за хребтами на расстоянии 10—20 км.
289
На Кавказе количество осадков в холодный период года колеблется от
100—150 мм на его северо-восточных склонах и в межгорных понижениях до
1000—1800 мм на юго-западных склонах Большого Кавказа. На Алтае в холод-
ный период количество осадков невелико. В зависимости от экспозиции скло-
нов оно изменяется в значительных пределах — от 20 до 180 мм. В Саянах наи-
большее количество осадков (250—350 мм) получают в холодный период севе-
ро-западные склоны, а наименьшее (40—60 мм) — котловины и долины, нахо-
дящиеся в „тени” горных хребтов по отношению к влагонесущим потокам.
Рассмотрим теперь распределение осадков по территории России в теплый
период года (апрель—октябрь). В общих чертах оно повторяет распределение
годового количества осадков.
В европейской части России наибольшее количество осадков выпадает в
средних широтах (400—450 мм), где сочетаются активная циклоническая дея-
тельность и значительное влагосодержание воздуха. К северу, вместе с падени-
ем температуры и влагосодержания воздуха, количество осадков быстро умень-
шается, составляя на арктическом побережье лишь 250—300 мм.
В южных районах европейской части России количество осадков уменьша-
ется в направлении с северо-запада на юго-восток. Горизонтальный градиент
количества осадков вдоль 45° с.ш. является наибольшим для равнинной тер-
ритории России. На расстоянии 500 км (между Черным и Каспийским морем)
количество осадков в теплый период уменьшается почти в 5 раз (от 450
до 100 мм).
На Урале количество осадков в теплый период года достигает 500—600 мм,
а далее к востоку заметно уменьшается в связи с уменьшением переноса влаги
с Атлантики. Несмотря на более сильное прогревание почвы и казалось бы бо-
лее интенсивное в связи с этим развитие конвекции, количество конвективных
осадков к востоку не увеличивается из-за большой сухости воздуха, так как
местной конвекции недостаточно для образования существенных осадков.
За Уралом наибольшее количество осадков в теплый период наблюдается в
центральной части Западно-Сибирской низменности (400—450 мм). К северу и
к югу оно быстро убывает, достигая 200—250 мм как на арктическом побере-
жье, так и на крайнем юге Западной Сибири.
В Восточной Сибири, несмотря на циклоническую деятельность, количество
осадков в теплый период невелико, так, как поступающий сюда арктический
воздух недостаточно влажен. Наименьшее количество осадков отмечается
на побережье арктических морей (150—200 мм в течение теплого периода);
в центральных районах Восточной Сибири оно достигает 250—300 мм, а в
Предбайкалье и Забайкалье — 350—400 мм. Увеличение количества осадков
связано прежде всего с большой повторяемостью циклонов в этом районе в
теплый период года, а также с развитием конвективных процессов.
Наибольшее количество осадков в Восточной Сибири (более 1100 мм) выпа-
дает на склонах хребта Хамар-Дабан, обращенных к оз. Байкал. Интенсивный
влагоперенос обеспечивает здесь северо-западный ветер, преобладающий в теп-
лый период года.
В районах Дальнего Востока режим осадков в теплый период определяет
влажный дальневосточный муссон. Однако его влияние ограничено практиче-
ски непрерывной цепью горных хребтов. Поэтому наибольшее количество
осадков отмечается непосредственно на побережье Берингова, Охотского и
Японского морей, а также на юго-восточных склонах прибрежных хребтов.
Наибольшее количество осадков в теплый период в материковой части Дальне-
290
го Востока наблюдается на восточном побережье Охотского .моря (Аян — 739 мм),
на юго-восточном склоне Буреинского хребта (826 мм), в наиболее высоких ча-
стях хребта Сихотэ-Алинь.(795 мм), а минимальное — в глубоких долинах и
котловинах, защищенных от муссонных ветров (200—250 мм).
На о. Сахалин количество осадков в теплый период колеблется от 400 мм на
севере острова до 580 мм в его южной части. Максимальное количество осадков
отмечается на юго-западном побережье Камчатки и на Курильских островах
(800—1000 мм).
В наиболее высоких горных системах осадки теплого периода распределя-
ются следующим образом. На Кавказе наибольшие суммы осадков (1000—
1500 мм) отмечены на склонах Большого Кавказа, обращенных к Черному
морю. По мере движения на восток количество осадков уменьшается, достигая
у побережья Каспийского моря 200—300 мм в теплый период.
На Алтае наибольшее количество осадков отмечается на западных склонах,
так как влагоперенос осуществляется в основном западным и северо-западным
ветром. Суммы осадков за теплый период составляют там 700—800 мм. На юж-
ном Алтае и в закрытых долинах и котловинах, находящихся в „тени” горных
систем, количество осадков в теплый период не достигает и 100 мм. В Саянах
максимальное количество осадков также получают западные и северо-запад-
ные склоны (900—1000 мм), а минимальное — межгорные понижения (100—
150 мм).
Показательной характеристикой внутригодового распределения осадков
служит отношение количества осадков в холодный период к количеству осад-
ков в теплый период, представленное на рис. П.6.28.
В европейской части России это отношение составляет 0,45—0,55; в Запад-
ной Сибири — 0,25—0,45; в Восточной Сибири — 0,15—0,35. Минимальное
значение отмечено в Забайкалье (0,1), где зимой наиболее сильно влияние
азиатского антициклона. На Сахалине и Курильских островах отношение со-
ставляет 0,30—0,60. Максимальное значение (0,70—1,00) отмечено на востоке
Камчатки, а также в горных массивах Кавказа. Преобладание количества осад-
ков в холодный период над количеством осадков в теплый период наблюдается
в России только на Черноморском побережье Кавказа. В Сочи это отношение
равно 1,02.
Для более подробного анализа годового хода осадков в различных климати-
ческих районах России рассмотрим диаграммы годового хода месячного коли-
чества осадков для 24 пунктов, расположенных в разных климатических обла-
стях (рис. 6.6), а также распределение осадков по центральным месяцам кален-
дарных сезонов (рис. П.6.29—П.6.32).
При выборе пунктов автор стремился представить все типы годового хода
осадков, отражающие не мелкие региональные особенности климата, а харак-
теризующие более крупные климатические зоны с летним, весенним, осенним
и зимним максимумами, с тенденцией к двойному максимуму и равномерному
распределению в течение года.
На севере европейской части России минимальное месячное количество
осадков обычно приходится на февраль—март. Непосредственно на побережье
арктических морей минимум осадков чаще наступает в марте—апреле (Архан-
гельск). Однако надо отметить, что количество осадков в эти месяцы отличает-
ся от соседних месяцев не более чем на 2—3 мм. Это означает, что в отдельные
годы время наступления минимума может приходиться и на другие зимние и
весенние месяцы.
291
| § s, s.
292
293
Максимальное количество осадков на севере европейской части России вы-
падает в августе на арктическом побережье и в сентябре в предгорьях Урала.
В этот период здесь наиболее развита циклоническая деятельность, в которой
участвуют воздушные массы с высоким влагосодержанием. Следует отметить,
что осенью суммы осадков на береговой полосе больше, чем в удалении от нее,
тогда как в течение остальной части года вблизи крупных водоемов количество
осадков уменьшается. Очевидно, это связано с температурными различиями
поверхностей воды и суши в этот период, вызывающими конвективные движе-
ния воздушных масс и связанные с ними осадки. Аналогичный годовой ход
осадков, только на фоне большего количества осадков, наблюдается и на Севе-
ро-Западе России (Санкт-Петербург). Правда, летний максимум в августе выра-
жен более четко.
В центре европейской части России (Москва, Казань) минимум количества
осадков приходится на февраль—март. Однако он так же, как и на севере, не-
значительно отличается от уровня соседних месяцев и может в отдельные годы
отмечаться в любом месяце с января по апрель. Максимальное количество
осадков здесь чаще приходится на июль.
В Поволжье (Саратов) годовой ход осадков выражен слабо, количество осад-
ков мало меняется от месяца к месяцу. Небольшой рост количества осадков заме-
тен лишь в июле. Зимний максимум количества осадков, отмеченный в этом
районе в работе [160], по данным [115] не выявлен. Очевидно, это связано с введе-
нием в данные по осадкам предыдущего справочника [146] поправок на ветровой
недоучет. В [115] этот вид поправок не вводился, так как в отдельных случаях
ветровая поправка может несколько завышать количество твердых осадков.
На Нижней Волге и Северном Кавказе (Краснодар) наблюдается тенденция
к появлению двух максимумов количества осадков в течение года: , в мае—июне
и ноябре—декабре. Эти максимумы близки по значениям и почти не меняются
от года к году.
На Черноморском побережье Кавказа (Сочи) четко выражен зимний макси-
мум количества осадков. Он почти в 2 раза превышает летний. Наиболее часто
зимний максимум наблюдается на склонах Большого Кавказа, обращенных к
югу, в сторону влагонесущих юго-западных потоков. Возникновение зимнего
максимума в этом районе связано с зимней черноморской депрессией, способст-
вующей усилению средиземноморских циклонов и выходу их на северное побе-
режье Черного моря.
На северо-западном побережье Каспийского моря (Махачкала) максималь-
ное количество осадков наблюдается осенью (в сентябре—ноябре), минималь-
ное — в весенне-летний период.
На Урале годовой ход осадков заметно меняется как при движении с севера
на юг, так и с запада на восток. На западных склонах Урала максимальное ко-
личество осадков отмечено в июле (Уфа). При этом весь период с июня по сен-
тябрь характеризуется значительным количеством осадков (> 50 мм в месяц).
В Зауралье (Челябинск) максимум также приходится на июль; Однако на
фоне общего уменьшения количества осадков в „тени” Урала он выражен более
четко. Минимум количества осадков повсюду в этом районе наблюдается в фев-
рале—марте, йричем за Уралом количество осадков в эти месяцы составляет
лишь 10—20 % от летнего максимума.
Аналогичная форма годового хода осадков (четко выраженный максимум в
июле и минимум в феврале—марте) сохраняется и на равнинной части Запад-
ной Сибири (Ханты-Мансийск). На западных склонах Алтая (Змеиногорск) и
294
Кузнецкого Алатау (Ненастная) максимум количества осадков приходится на
осень (октябрь—ноябрь), когда в этом районе усиливается западный перенос.
Однако значительное количество осадков отмечается и летом. Так, на ст. Змеи-
ногорск достаточно хорошо выражен и второй, летний, максимум в июле.
Внутри горной страны в Центральном и Восточном Алтае осенний макси-
мум уже не наблюдается. Максимальное количество осадков здесь отмечается в
июле—августе (Кара-Тюрек), а минимальное — в январе—феврале. Годовой
ход осадков в этих горных системах отличается резкостью перехода от малых
зимних значений количества осадков к большим летним, что вообще свойст-
венно континентальному климату.
В Восточной Сибири на побережье арктических морей максимальное коли-
чество осадков наблюдается в августе—сентябре (Дудинка). При движении на
юг время наступления максимума постепенно смещается на июль (Якутск). На
берегах оз. Байкал (Солнечная) заметно появление второго, меньшего макси-
мума в ноябре. Он обусловлен активизацией циклонической деятельности над
еще не замерзшим озером.
Минимальное количество осадков на всей территории Восточной Сибири
приходится на февраль—март.
Сходная форма годового хода осадков с максимумом в июле наблюдается во
внутренних районах северо-восточной Азии (Сусуман). На побережье Беринго-
ва моря (Уэлен) максимум приходится на август. В районах Дальнего Востока,
где господствует муссонная циркуляция, годовой ход осадков также отличает-
ся значительной неравномерностью. На материке (Хабаровск) максимальное
количество осадков отмечается в августе, часто составляя более 100 мм в ме-
сяц. Здесь наблюдается характерное для муссонного климата и частых летних
тайфунов резкое нарастание количества осадков от мая к августу и уменьше-
ние — от сентября к ноябрю. Минимум количества осадков в этом районе чаще
всего наблюдается в январе—феврале. При этом он не превышает 8—10 мм в
месяц.
На о. Сахалин (Александровск-Сахалинский) максимальное количество осад-
ков отмечается в сентябре. Однако в некоторых случаях наблюдается и второй,
зимний максимум количества осадков, преимущественно в декабре. Минимум
количества осадков приходится на февраль.
Очень разнообразны формы годового хода осадков на п-ове Камчатка. Внут-
ренние районы полуострова (Долиновка) имеют годовой ход осадков, близкий к
годовому ходу в континентальных районах (максимум — в июле—августе, ми-
нимум — в марте). Прибрежные районы (Петропавловск-Камчатский, м. Ло-
патка) характеризуются двухвершинной формой годового хода, причем осен-
не-зимний максимум (в ноябре—декабре) значительно превышает весенний (в
марте—апреле). Минимальное количество осадков здесь отмечается в феврале.
Аналогичная форма годового хода осадков наблюдается и на Курильских
островах (Курильск).
Таким образом, наибольшая амплитуда годового хода осадков на террито-
рии России (30 % от годового количества осадков) наблюдается в районах, наи-
более близких к центру азиатского антициклона (Забайкалье, Среднесибирское
плоскогорье, Центральноякутская низменность), а также в прибрежных райо-
нах Дальнего Востока, где режим увлажнения определяют сухой зимний и
влажный летний муссоны. Наиболее ровный годовой ход осадков наблюдается
в средней полосе европейской части России (50—60° с.ш.), его амплитуда не
превышает 5—10 %.
295
Твердые, жидкие и смешанные осадки. Вид выпадающих осадков опреде-
ляется температурными условиями. При отрицательной температуре выпадает
в основном снег, при положительной — преобладают дожди, а при темпера-
туре, близкой к О °C, выпадают смешанные осадки — либо мокрый снег, либо
снег с дождем вместе или поочередно.
Соотношение количества и продолжительности осадков разных видов — это
климатическая характеристика, отражающая режим осадков и температуры, —
двух основных параметров, лежащих в основе большинства климатических
классификаций.
В Российской Федерации не ведется раздельного измерения количества
твердых, жидких и смешанных осадков. Разделение количества осадков и чис-
ла дней с осадками разных видов было произведено на этапе обработки матери-
алов наблюдений за видом осадков при подготовке [146]. Ц. А. Швер подробно
исследовала распределение относительного количества жидких, твердых и сме-
шанных осадков на территории бывшего СССР и построила карты доли твер-
дых и жидких осадков в их годовом количестве, карты начала и конца перио-
дов с преобладанием осадков разных видов, а также рассчитала внутримесяч-
ное соотношение осадков разных видов по материалам массовой сети осадко-
мерных пунктов СССР. В дальнейшем эти данные явились основой при расчете
количества осадков разных видов в [115].
В зарубежных материалах аналогичные сведения отсутствуют. Поэтому в
50-х годах в работах Цехак-Трок и Лаушера был предложен косвенный метод
расчета, основанный на эмпирической линейной зависимости доли твердых
осадков в их месячном количестве от средней месячной температуры воздуха:
Xt=50-5T, (6.1)
где Xt — доля твердых осадков в месячной сумме; Т — средняя месячная тем-
пература воздуха.
Параметры этой зависимости были определены для условий Западной Европы.
А. Н. Лебедев уточнил формулу (6.1) путем введения в нее дополнительного
эмпирического коэффициента, также зависящего от температуры вдздуха [88].
Однако в условиях континентального климата эта формула продолжала давать
значительные систематические погрешности.
Э. Г. Богданова предложила наиболее точный способ определения доли
осадков всех трех видов в зависимости не только от средней месячной темпе-
ратуры воздуха, но и от комплексного температурного показателя, который вклю-
чает среднюю годовую температуру и годовую амплитуду температуры возду-
ха, характеризующую континентальность климата [20].
При анализе карт доли жидких и твердых осадков (рис. П.6.33, П.6.34)
видно, что при увеличении континентальности климата доля смешанных осад-
ков, рассчитанная как разность между 100 % и суммой долей твердых и жид-
ких осадков в годовой сумме, уменьшается. Такая закономерность понятна,
так как чем более континентален климат, тем короче переходные сезоны года.
Поэтому при одной'и той же средней месячной температуре воздуха доля сме-
шанных осадков уменьшается;за счет увеличения доли твердых,и жидких
осадков.
Таким образом, географическое распределение соотношения количества
осадков разных видов определяется в основном общеклиматическими фактора-
ми и в меньшей степени, чем количество осадков, подвержено влиянию мест-
ных особенностей
296
На большей части территории России доля жидких осадков в годовой сум-
ме превышает 65 %. На северо-востоке Сибири и в горах выше 1500—2000 м
она снижается до 35—-40 %. На юге европейской части России доля жидких
осадков превышает 80 %, а в Приморском крае местами достигает 90 %.
Доля смешанных осадков повсеместно не превышает 10—15 %.
Доля твердых осадков в европейской части России изменяется с юго-запада
на северо-восток в пределах 10—30 %. В Западной Сибири она составляет
20—30 %, а в Восточной Сибири — 40—50 % годовой суммы осадков.
Как показала Ц. А. Швер, доля жидких (твердых) осадков зависит не толь-
ко от степени континентальности климата, но и от температуры морских тече-
ний и связанных с ними особенностей атмосферной циркуляции. Так, напри-
мер, в Калининградской области, где заметно влияние теплых течений Атлан-
тики, доля твердых осадков составляет 20 %, а на п-ове Камчатка и Командор-
ских островах, где сказывается влияние холодных тихоокеанских течений, —
увеличивается до 50 %.
6.2.3. Изменчивость месячных сумм осадков
Пространственное распределение значений коэффициента Си в январе, апре-
ле, июле и октябре, а также в целом за год представлено на рис. П.6.35—П.6.39.
В январе максимальные значения Cv (1,0—1,5) характерны для восточных
районов России — Забайкалья и побережья Японского и Охотского морей, т. е.
для той территории, где при общем антициклоническом характере погоды и
малом количестве осадков в зимний период возможны отдельные вторжения
влажных воздушных масс с Тихого океана, обусловливающие большие месяч-
ные суммы осадков. Малые значения Си (0,3—0,4) в январе наблюдаются в
Предуралье, а также в центральных районах Западно-Сибирской низменности
и Среднесибирского плоскогорья, т. е. во внутриконтинентальных областях,
удаленных на значительное расстояние от морского побережья.
Картина распределения значений Cv в апреле на большей части территории
России близка к январской. Это объясняется тем, что характер циркуляции
воздушных масс в этот период еще во многом аналогичен характеру циркуля-
ции в зимний период.
В апреле в европейской части России наибольшей изменчивостью осадков
характеризуются южные районы — низовья Волги, северный берег Каспийско-
го моря, Южный Урал, где значения С„ достигают 0,8—1,3.
В азиатской части России месячные суммы осадков наиболее изменчивы в
Забайкалье (0,8—1,0), на побережье Японского, Охотского и Восточно-Сибир-
ского морей (0,8—1,1), а также в закрытых долинах и котловинах горных
хребтов Северо-Восточной Азии (Верхоянского, Черского, Колымского), Алтая
и Саян (0,9—1,1).
Минимальные значения коэффициента вариации в апреле отмечаются в
центральных районах Русской равнины, Западно-Сибирской низменности и
Среднесибирского плоскогорья (0,5—0,6).
Нужно отметить, что для апреля характерна значительно меньшая измен-
чивость Си по территории, чем для января. Однако сами значения Cv часто
выше, чем в январе.
В июле на юге европейской части России сохраняется очаг высоких значений
С„ (0,8—1,0). Он распространяется и на юг Западной Сибири, где Cv =
= 0,6...0,7. В азиатской части России область повышенной изменчивости ме-
297
сячных сумм осадков (С„ = 0,6...0,9) охватывает в этот период центральные и
северные районы Среднесибирского плоскогорья. Центральноякутскую низ-
менность, а также побережье Охотского моря.
Наименее изменчиво количество осадков в Забайкалье, а также в горных
системах: на Кавказе, Алтае и в Саянах. Здесь в летний период постоянно вы-
падает большое количество осадков и относительная изменчивость месячных
сумм осадков, выраженная через Cv, чаще всего невелика.
В октябре в европейской части России наибольшие значения С„, равные
0,8—0,9, по-прежнему отмечаются на Нижней Волге. В азиатской части значи-
тельной изменчивостью отличается количество осадков в Забайкалье, на юж-
ных склонах Алтая и Саян, а также на берегах Японского, Охотского и Берин-
гова морей (Си = 0,7...1,1). Мало изменяется количество осадков в централь-
ных и северных районах Русской равнины, Западно-Сибирской низменности,
Среднесибирского плоскогорья (С„ = 0,3...0,4).
Для Cv годовых сумм осадков характерны следующие особенности про-
странственного распределения: наибольшие значения Си наблюдаются в Ниж-
нем Поволжье (Си — 0,25...0,31), в Забайкалье (Си = 0,25...0,27), на побережье
Восточно-Сибирского, Берингова, Охотского, Японского морей. Значительная
изменчивость годовых сумм осадков отмечена и в закрытых долинах и межгор-
ных котловинах в бассейнах рек Яны, Индигирки, Колымы (С„ = 0,28...0,30).
В целом при анализе распределения Cv по территории России выявляются
следующие основные закономерности:
— больше всего значения С„ меняются по территории России в январе,
меньше всего — в июле;
— практически во все сезоны года изменчивость месячных сумм осадков в
европейской части России (за исключением района Нижней Волги) меньше,
чем в азиатской части;
— в целом С„ в прибрежных районах превышает Си во внутриконтинен-
тальных, особенно в зимние и весенние месяцы.
Рассмотрим соотношения Cv годовых, месячных и суточных сумм осадков и
выясним, как влияет масштаб интегрирования на значение временной измен-
чивости осадков. Для анализа выберем значения Cv в 5 пунктах, находящихся
в различных физико-географических районах России (табл. 6.2).
Как видно из табл. 6.2, С„ суточных сумм осадков в среднем в 2—3 раза
превышает С„ месячных сумм осадков и в 5—10 раз Си годовых сумм.
Применительно к осадкам значение рассмотренных соотношений интересно
потому, что осадки выпадают не ежедневно. Это не позволяет заранее составить
представление об этом соотношении, как это можно сделать для других метео-
рологических характеристик.
Хорошо известно, что кривые распределения как суточного, так и месячно-
го количества осадков асимметричны. Причиной асимметрии для временных
рядов количества осадков является наличие физического предела — полного
отсутствия осадков.
Рассмотрим, как изменяются значения коэффициента асимметрии месяч-
ных сумм осадков во времени и пространстве (рис. П.6.40—П.6.44).
В январе в европейской части России максимальные значения Ае наблюдают-
ся в северных районах: на побережье Баренцева и Карского морей (As = 1,6...1,9).
В азиатской части России распределение месячных сумм осадков наиболее
асимметрично на севере Красноярского края — в горах Путорана (Аа = 2,8...3,4),
в Забайкалье (Afi = 2,0...2,9), на Тихоокеанском побережье (Ав = 1,9...3,3).
298
Таблица 6.2
Коэффициент вариации С„ месячных (числитель) и суточных (знаменатель) сумм осадков
Станция I II Ш IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
Санкт-Петербург 0,46 0,38 0,54 0,48 0,56 0,47 0,51 0,47 0,52 0,44 0,43 0,41 0,14
1,22 1,07 1.16 1.18 1.27 1,20 1,31 1,35 1.15 1.14 1.18 1.13 1.37
Москва 0,48 0,56 0,51 0,53 0,49 0,49 0,45 0,53 0,46 0,57 0,50 0,42 0,16
1Д4 1,23 1,18 1,10 1,15 1,35 1,29 1,31 1,21 1,16 1,24 1,14 1,35
Астрахань 0,73 0,89 0,88 1,03 0,99 1,12 1,02 1,09 0,87 0,9 0,81 0,72 0,31
1,48 1,34 1,32 1,54 1,64 1,62 1,61 1,69 1,58 1,54 1,33 1,36 1,72
Красноярск 0,80 0,68 0,74 0,73 0,44 0,48 0,40 0,35 0,50 0,58 0,53 0,59 0,20
1.07 1.26 1,29 1,25 1,20 1,33 1,41 1,47 1,21 1,29 1,49 1Д4 1,63
Владивосток 1,06 0,91 0,76 0,68 0,59 0,64 0,55 0,59 0,64 0,65 1,02 0,92 0,26
1,68 1,55 1,54 1,61 1,66 1,87 Й88 1,88 1,58 1,56 1,75 1,44 1,92
Здесь на общем фоне малого количества осадков в отдельные дни при выходе
циклонов наблюдаются обильные снегопады.
В центральных областях Русской равнины, Западно-Сибирской низменно-
сти, Среднесибирского плоскогорья распределение месячного количества осад-
ков в январе довольно симметрично (As = 0,3...0,6).
В апреле картина распределения по территории коэффициента асимметрии
близка к январской. Однако появляется еще одна область больших значений
As — юг европейской части России (Нижняя Волга и берег Каспийского моря),
где уже интенсивно идет весенняя перестройка атмосферных процессов.
В целом в апреле значения коэффициента асимметрии распределены по тер-
ритории менее контрастно, чем в январе. Они колеблются от 0,5—0,8 в цент-
ральных районах России до 1,6—2,0 в Забайкалье и прибрежных районах.
В июле пространственное распределение As еще более однородно. Коэффи-
циент асимметрии на большей части территории России изменяется от 0,4 до
0,8. Лишь в Поволжье, Забайкалье, на Центральноякутской низменности и на
юге Приморского края значения As достигают 1,2—1,8.
На восточном побережье о. Сахалин коэффициент асимметрии месячного
количества осадков принимает отрицательные значения (Ае = -1,4). Очевидно,
это связано с летними муссонными дождями, обеспечивающими преобладание
больших месячных сумм осадков.
В октябре наибольшие значения As в европейской части России отмечаются
в восточной части Среднерусской возвышенности (А£ = 1,6...2,0), на берегах
Азовского и Каспийского морей (А, = 1,1... 1,5).
В азиатской части России высокие значения As наблюдаются на юге Запад-
ной Сибири (Ае = 1,3...1,5), в Забайкалье (Ае = 1,3...2,0) и на берегах Беринго-
ва и Чукотского морей (As = 2,2...3,5). На остальной территории России значе-
ния коэффициента асимметрии колеблются от -0,2 до 0,8.
Значения Ае годовых сумм осадков естественно меньше As месячных сумм.
Максимальные значения Ае наблюдаются в районах с малым количеством
осадков. Например, на Южном Урале, юге Западной Сибири, в закрытых доли-
нах и котловинах хребтов Черского, Колымского, Верхоянского значения ко-
эффициента асимметрии достигают 1,5—2,0. На большей части территории
России As годовых сумм осадков изменяется от -0,5 до 0,7, т. е. распределение
во времени годовых сумм довольно симметрично. Соотношение значений As го-
дового, месячного и суточного количества осадков приведено в табл. 6.3.
Данные таблицы показывают, что Ав суточных сумм осадков в 2—3 раза
превышают Аа месячных сумм. Наиболее симметрично распределены годовые
суммы осадков. Коэффициент асимметрии годовых сумм в среднем в 5—10 раз
меньше, чем месячных сумм, и в 10—20 раз меньше, чем суточных сумм. Та-
ким образом, увеличение масштаба интегрирования уменьшает асимметрию
количества осадков, аналогично тому, как это происходит и для коэффициента
вариации.
Анализируя пространственное распределение месячных значений коэффи-
циента асимметрии, можно выделить районы, где эта характеристика прини-
мает значения, наиболее близкие к нулю, т. е. где распределение сумм осадков
во времени приближается к нормальному. К таким районам относятся цент-
ральные части Русской равнины, Западно-Сибирской низменности и Среднеси-
бирского плоскогорья, т. е. обширные равнины, расположенные во внутрикон-
тинентальных областях
На морском побережье и в горных районах (особенно в межгорных понижени-
ях) месячные суммы осадков характеризуются значительной асимметрично-
стью (|А,| >1).
300
Таблица 6.3
Коэффициент асимметрии Д месячных (числитель) и суточных (знаменатель) сумм осадков
Станция 1 II III IV VI VII VIII IX X XI XII Год
Санкт-Петербург 0,9 0,5 0,6 0,5 0,9 0,6 0,5 0,7 1,1 0,2 0,7 0,7 -0,1
3.0 1,9 2,7 2,5 3,3 2,5 3,0 3,6 2,3 2,2 2,6 2,4 3,9
Москва ОД 0,8 0,7 1,1 0,0 0,2 0,1 0,7 0,6 1,0 1,4 0,5 -0,2
2,2 4,0 2,4 2,3 2,3 3,1 2,7 зд 2,7 2,0 2,7 2,1 3,5
Астрахань 1,0 2,1 1,4 1.6 1,5 1,5 2,1 2,0 1,1 1,3 1,4 1,3 0,1
4,2 2,9 2,5 4,3 4,7 4,0 5,1 5,1 4,3 3,6 3,2 2,9 5,8
Красноярск 2,2 0,9 1,9 1,2 1,0 0,7 0,2 0,4 1,0 0,4 0,3 1,1 0,2
2.5 4,5 4,1 3,1 2,9 3,6 3,8 4,5 3,4 3,6 3,5 2,8 5,6
Владивосток 1,4 4,4 0,8 3,3 1,0 3,3 1,2 4,0 0,8 3J 1,2 5,1 0,8 4,2 1,2 3,6 1,1 3,6 1,2 3,9 1,9 5,3 2fi 0,2 4,9
6.2.4. Суточный максимум осадков
Суточный максимум осадков не только является одной из важнейших ха-
рактеристик режима увлажнения, но и имеет важное прикладное значение.
Суточный максимум осадков 1 % -й обеспеченности входит во многие проект-
ные расчеты, например используется в расчетах канализационных систем, при
прогнозе селей и т. д.
Суточные максимумы осадков являются результатом выпадения ливней,
охватывающих небольшую площадь. Корреляционные связи между значениями
суточного максимума осадков на соседних станциях быстро затухают. В этих
условиях важное значение приобретает использование аппроксимации стати-
стических распределений суточного максимума осадков, которое позволяет
восстанавливать квантили распределения в любой точке географического про-
странства. Для аппроксимации эмпирических кривых обеспеченности суточно-
го максимума осадков применима логарифмически нормальная кривая распре-
деления, наиболее соответствующая их резко асимметричному распределению
в зоне избыточного и достаточного увлажнения.
При анализе суточных максимумов осадков в данной работе основное вни-
мание было уделено среднему суточному максимуму и суточному максимуму
1 %-й обеспеченности, так как именно эти характеристики наиболее интересны
для прикладных целей. Наблюденные максимумы осадков зависят от длины
ряда наблюдений и поэтому их вероятность в различных пунктах рассматрива-
емого района может быть разной, что делает их несравнимыми между собой.
Рассмотрим вначале пространственное распределение среднего суточного
максимума осадков, изображенное на рис. П.6.45. Данная карта построена Р. К. Ма-
медовым по результатам наблюдений на 816 метеорологических станциях,
представленным в [115].
Видно, что средний суточный максимум на равнинной территории распре-
деляется довольно равномерно, увеличиваясь с севера на юг. В европейской ча-
сти России в средних широтах выделяется область значений средних суточных
максимумов осадков, близких к 30 мм. К северу средний суточный максимум
уменьшается до 18—20 мм, а к югу увеличивается до 40—50 мм. В глубоких
долинах на Смоленской, Московской, Среднерусской возвышенностях суточ-
ный максимум уменьшается до 25—26 мм, а на возвышенностях достигает
40—42 мм. Открытые водные пространства значительно снижают суточный
максимум осадков, как это происходит и с общими суммами осадков. Так, над
оз. Ильмень значения суточного максимума уменьшаются до 26—27 мм, а на
побережье арктических морей — до 14—15 мм.
Максимальные значения среднего суточного максимума осадков в европей-
ской части России наблюдаются на наветренном Черноморском побережье Кав-
каза — 130 мм. На севере азиатской части средний суточный максимум не пре-
вышает 20 мм. На остальной территории Сибири преобладают значения около
30 мм. Резко возрастает средний суточный максимум в районах Дальнего Вос-
тока. На побережье Японского моря, на юго-восточных берегах о. Сахалин и
п-ова Камчатка его значения превышают 75 мм, достигая в районе Петропав-
ловска-Камчатского 100 мм.
На Алтае и в Саянах суточные максимумы изменяются от 40 до 60 мм. В за-
крытых долинах и котловинах их значения снижаются до 20 мм.
Наибольший интерес для пространственного анализа и для прикладных це-
лей представляет суточный максимум 1 %-й обеспеченности (рис. П.6.46).
302
Наименьшие значения этой характеристики отмечаются на островах и побере-
жье арктических морей (40—60 мм). На остальной территории России, исклю-
чая некоторые горные районы, суточный максимум 1 % -й обеспеченности изме-
няется от 80 до 140 мм. Наибольшие значения суточного максимума 1 %-й
обеспеченности отмечаются на юге Приморского края (свыше 300 мм), на Черно-
морском побережье Кавказа (около 300 мм), на хребте Хамар-Дабан (360 мм).
Рекордное значение суточного максимума осадков 1 %-й обеспеченности на
хребте Хамар-Дабан обусловлено ливнями на обостряющихся под влиянием
гор фронтах, в циклонах, несущих влажные воздушные массы.
Средний суточный максимум осадков за год, как и суточный максимум
осадков 1 % -й обеспеченности, на всей территории России приходится на теп-
лый период, т. е. формируется преимущественно жидкими осадками. Это хоро-
шо иллюстрирует рис. 6.7, где представлен годовой ход рассматриваемых ха-
рактеристик для различных климатических областей России. Однако пред-
ставляет интерес и анализ суточного максимума твердых осадков, так как име-
ются сооружения (например, теплицы), при проектировании которых учитыва-
ется именно эта характеристика. Такие исследования были проведены Ц. А. Швер
[161] на основе данных за 15—25 лет по 820 пунктам, в которые вводились со-
ответствующие коэффициенты (на выдувание, на „ложные осадки” и т. д.).
В соответствии с полученными данными, в арктической зоне России суточные
максимумы твердых осадков не превышают 20 мм. Однако на севере Кольско-
го полуострова и в прол. Горло Белого моря 1 раз в 100 лет возможны снегопа-
ды. дающие до 50 мм осадков.
На большей части территории России суточные максимумы твердых осад-
ков 1 % -й обеспеченности составляют 30—40 мм, причем их распределение по
конфигурации изолиний напоминает распределение сумм твердых осадков в
целом за год.
Очаги наибольших значений суточных максимумов твердых осадков 1 % -й
обеспеченности расположены на востоке Приморского края, на о. Сахалин, на
восточном побережье Камчатки (100—110 мм). Максимальное значение этой
характеристики отмечено на Кавказе, в районе ст. Ачишхо, где оно составляет
213 мм.
При сравнении дождевых и снеговых суточных максимумов осадков 1 % -й
обеспеченности оказалось, что районы наибольшей повторяемости летних лив-
невых осадков, за исключением Камчатки, характеризуются и наибольшей по-
вторяемостью снегопадов. Особенно это заметно в горных областях, где силь-
ные снегопады могут наблюдаться в любом сезоне года.
Для определения суточного максимума осадков заданной обеспеченности
по аппроксимационным кривым распределения требуется знание коэффициен-
тов вариации С„ и асимметрии As. Информация о них особенно важна при эк-
страполяции интегральных кривых за пределы периода наблюдений.
На рис. П.6.47, П.6.48 приведены карты пространственного распределения
коэффициентов вариации и асимметрии, построенные Р. К. Мамедовым по дан-
ным 1517 пунктов наблюдений [95].
Видно, что наименьшие значения коэффициентов вариации и асимметрии
наблюдаются в горах. Это объясняется тем, что горные массивы упорядочива-
ют движение воздушной массы, в результате чего происходит вынужденный
подъем и достижение уровня конденсации. Следовательно, в горных районах
обильные осадки выпадают чаще, повторяемости различных градаций суточно-
го максимума меньше отличаются друг от друга по сравнению с равнинами.
303
S 8 И
Рис. 6.7. Годовой ход среднего суточного максимума осадков (1) и суточного максимума осадков 1 %-й обеспеченности (2), мм.
III V VII IX XI
I D2 |
Поэтому в горных областях изменчивость и асимметричность распределения
суточного максимума осадков меньше, чем на равнинах.
На большей части территории России коэффициент вариации Cv изменяет-
ся от 0,3 до 0,5.
Высокие значения Си (выше 0,5) наблюдаются на побережье и островах Се-
верного Ледовитого океана, где влияние арктического фронта приводит к боль-
шим изменениям суточного максимума осадков от года к году.
Области максимальных значений Cv (0,60—0,65) в европейской части Рос-
сии отмечены на Нижней Волге и северном побережье Каспийского моря. Их
аналогом в азиатской части является засушливая Центральноякутская низ-
менность, где значения Си также превышают 0,60.
Таким образом, можно отметить, что пространственное распределение Си в
целом противоположно распределению суточных максимумов осадков.
Коэффициент асимметрии As на территории России изменяется в более ши-
роких пределах — от 0,6 до 2,3. Наименьшие его значения наблюдаются в гор-
ных районах (менее 0,1). На большей части территории страны значения As ко-
леблются от 1,0 до 1,5. Высокие значения As (более 1,5) характерны для побе-
режья морей Северного Ледовитого и Тихого океанов. На берегу Балтийского
моря, в районе Калининграда, а также на северном берегу Каспийского моря
As превышает 2,0. Таким образом, в этих прибрежных районах, являющихся в
основном наветренными в летний период, средние суточные максимумы осад-
ков относительно невелики, но значения редкой обеспеченности (1 %-й и ме-
нее) могут быть экстремально большими (см. рис. 6.7, ст. Астрахань).
6.2.5. Число дней с осадками
Число дней с осадками разного количества характеризует повторяемость
различных суточных сумм осадков.
Данные по числу дней с различным количеством осадков, представленные
на рис. 6.8, иллюстрируют разнообразие как пространственного распределения
этой характеристики, так и типов ее годового хода в различных климатиче-
ских районах России.
Рассмотрим более подробно территориальное распределение числа дней с
осадками > 0,1 и > 10 мм, так как эти величины достаточно полно отражают как
число дней с осадками вообще, так и число дней с обильными осадками.
На рис. П.6.49—П.6.53 представлены карты числа дней с осадками > 0,1 мм
для центральных месяцев сезонов и для года в целом.
В январе число таких дней имеет тенденцию к увеличению с наветренной
стороны орографических препятствий, аналогично количеству осадков. В Пред-
уралье, в долине р. Енисея, в районе плато Путорана и Енисейского кряжа, на
северо-западных склонах Патомского и Алданского нагорий число дней с осад-
ками >0,1 мм достигает 21—23. Область максимального числа дней с осадками
> 0,1 мм находится в январе на Курильских островах. С подветренной стороны
горных хребтов и высоких нагорий число дней с осадками >0,1 мм заметно
уменьшается. Этот эффект хорошо виден в Зауралье и Забайкалье, где находит-
ся очаг минимальных значений числа дней с осадками > 0,1 мм (3—4).
В апреле роль орографического фактора уменьшается и с увеличением тем-
пературы воздуха начинает преобладать зональная составляющая в распреде-
лении числа дней с осадками >0,1 мм. На территории Русской равнины, Запад-
ной и Восточной Сибири число дней с такими осадками изменяется от 14—16
305
число дней Число дней
Архангельск
Сочи
Рис. 6.8. Годовой ход числа дней с различным количеством осадков, мм.
на побережье арктических морей до 5—7 на Северном Кавказе, Нижней Волге
и юге Западно-Сибирской низменности. Область минимальных значений числа
дней с осадками > 0,1 мм располагается в апреле по-прежнему в Забайкалье
(3-4).
Максимум числа таких дней в этот период по-прежнему наблюдается на Ку-
рильских островах (17—18).
В июле поле числа дней с осадками >0,1 мм практически однородно на всей
территории России (11—15 в месяц). Лишь в европейской части наблюдается
изменение этой характеристики от 11—12 дней в северных районах до 5—
6 дней на побережье Каспийского моря, где летом отмечаются минимальные
для России значения числа дней с осадками >0,1 мм. Курильские острова и ле-
том характеризуются наибольшим числом дней с осадками > 0,1 мм (17—18 в
месяц).
В октябре область наибольшего числа дней с осадками с Дальнего Востока
перемещается в район плато Путорана (22—23) и на побережье арктических
морей (21—22), а область наименьшего числа дней с осадками — в южное За-
байкалье (3—4).
Годовые суммы числа дней с осадками >0,1 мм на большей части террито-
рии России, за исключением Дальнего Востока, распределяются аналогично хо-
лодному периоду. На Дальнем Востоке годовое количество числа дней с осадка-
ми > 0,1 мм в основном определяется муссонными дождями. Наибольших зна-
чений эта характеристика достигает на Курильских островах и на юго-запад-
ном побережье Камчатки. На о. Симушир отмечен годовой максимум числа
дней с осадками >0,1 мм, равный 251.
Наименьшее число дней с такими осадками наблюдается на северном побе-
режье Каспийского моря и в Забайкалье. На юго-востоке Читинской области
зафиксирован минимум числа дней с осадками > 0,1 мм за год, равный 67.
Рассмотренные закономерности распределения числа дней с осадками >0,1 мм
существенно отличаются от распределения числа дней с обильными осадками
> 10 мм, что хорошо видно на рис. П.6.54—П.6.58. В январе в европейской час-
ти России и в Западной Сибири число дней с осадками > 10 мм в целом распре-
деляется зонально, увеличиваясь с севера на юг, т. е. противоположно тому,
как это происходит с числом дней с осадками > 0,1 мм. При этом полю числа
дней с обильными осадками свойственна большая пятнистость. Наибольшие
значения этой характеристики отмечаются зимой на юго-западных склонах
Большого Кавказского хребта (6—9 дней), в предгорьях Алтая (3—4 дня), на
Курильских островах и юго-восточном побережье Камчатки (2—3 дня).
Анализируя местоположение областей с обильными осадками, можно заме-
тить, что обильные осадки наиболее часто наблюдаются там, где относительно
теплые воздушные массы с большим влагосодержанием встречают на своем
пути значительные орографические препятствия.
Дни с обильными осадками зимой практически не отмечаются в северных и
центральных районах Западной Сибири, на Среднесибирском плоскогорье, во
внутренних районах Северо-Восточной Азии и в Закавказье.
В апреле на большей части территории России число дней с осадками >10 мм
возрастает, изменяясь от 0,02—0,1 на побережье Северного Ледовитого океана
до 0,4—0,6 на юге Русской равнины и Западной Сибири.
Максимальное число дней с обильными осадками по-прежнему отмечается
на Черноморском побережье Кавказа (4—6), в Кузнецком Алатау (3—4) и на Ку-
рильских островах (2—4). В то же время еще довольно обширными остаются
307
районы, где дни с осадками >10 мм в апреле не наблюдались. Это центральные
районы Среднесибирского Плоскогорья и закрытые участки долин и котлови-
ны, окруженные горными хребтами — Верхоянским, Черского, Момским.
В июле практически в любой точке России могут отмечаться дни с осадка-
ми > 10 мм. Поле этой характеристики становится более однородным. Широт-
ное распределение числа дней с обильными осадками сохраняется. Чаще всего
обильные осадки выпадают на Кавказе (5—9 дней), на северных склонах Алтая
и Саян (4—7 дней), в наиболее высоких частях хребта Сихотэ-Алинь (4—5 дней).
Довольно большой повторяемостью дней с осадками >10 мм (2—3 дня в ме-
сяц) характеризуется полоса между 50 и 60° с.ш. на Русской равнине и в Запад-
ной Сибири, причем в европейской части эта зона расположена несколько юж-
нее, чем в азиатской. Столько же времени (2—4 дня в месяц) идут обильные
осадки и на Дальнем Востоке.
Область минимальных значений числа дней с осадками > 10 мм (0,3—0,4)
летом охватывает побережье и острова арктических морей.
В октябре число дней с осадками >10 мм начинает уменьшаться практиче-
ски на всей территории страны. Очаги наиболее частых обильных осадков
по-прежнему расположены на Черноморском побережье Кавказа (5—7 дней) и
в Кузнецком Алатау (3—4 дня).
На Дальнем Востоке зона наибольшего числа дней с осадками >10 мм в ок-
тябре перемещается из Приморья на юго-восточное побережье Камчатки и на
Курильские острова (3—5). Дни с обильными осадками практически не отмеча-
ются в этот период на побережье Северного Ледовитого океана и во внутрикон-
тинентальных районах Северо-Восточной Азии.
Пространственное распределение годового числа дней с осадками >10 мм во
многом сходно с распределением числа таких дней в июле, так как наиболее
часто дни с осадками >10 мм отмечаются в теплый период.
Годовой максимум этой характеристики (84 дня) отмечен на юго-западных
склонах Большого Кавказа, на ст. Ачишхо. На северо-западных склонах Алтая
число дней с осадками > 10 мм составило 30—50, на Курильских островах и
юго-восточном побережье Камчатки — 30—40. На равнинной территории Рос-
сии годовое число дней с осадками >10 мм довольно плавно уменьшается с
юго-запада (12—14) на северо-восток, достигая на побережье моря Лаптевых
своего минимума (1—2).
Анализ закономерностей распределения по территории России числа дней с
осадками >10 мм и месячного количества осадков показывает, что эти характе-
ристики тесно связаны.
На рис. 6.9 представлена связь числа дней с осадками > 10 мм и месячного
количества осадков по данным 5 метеорологических станций, расположенных
в районах с разным типом климата и годовым ходом количества осадков (Ар-
хангельск, Москва, Сочи, Якутск, Владивосток). Коэффициент корреляции
между двумя характеристиками равен 0,98, т. е. их связь очень тесная. Учиты-
вая данный факт, можно предложить формулу для определения одной из этих
характеристик, если известна другая:
<7 ss 23 + 29JD10, (6 2)
где q — месячное количество осадков, мм; Dlo — число дней с осадками > 10 мм.
308
Рис. 6.9. Зависимость числа дней с осадками > 10 мм от
осадков, мм.
6.2.6. Продолжительность осадков
Основные пространственные и сезонные закономерности распределения
продолжительности жидких осадков на территории СССР за период с 1936 по
1960 г. обобщены в монографии А. Н. Лебедева [88]. В работах А. А. Исаева [65,
66] выявлены некоторые особенности распределения продолжительности осад-
ков по данным наблюдений за периоды 1936—1960 и 1962—1990 гг. В нашей
работе анализ данных по продолжительности осадков базировался на результатах
наблюдений за весь имеющийся ряд лет до 1980—1985 гг. более чем на 300 стан-
циях Российской Федерации.
Макромасштабные закономерности территориального распределения про-
должительности осадков обусловлены особенностями циркуляционных про-
цессов, а также связаны с температурным режимом и режимом увлажнения.
Сочетание влияния этих факторов определяет в общем зональное распределе-
ние средней многолетней продолжительности осадков на территории России.
Однако для каждого сезона года характерны свои особенности (рис. П.6.59—
П.6.63).
В январе в европейской части России средняя продолжительность осадков в
целом убывает с севера на юг, изменяясь от 250—300 ч/мес в Архангельской
области до 80—100 ч/мес на северном побережье Каспийского моря. Однако зо-
нальность распределения средней продолжительности осадков нарушается
влиянием элементов макрорельефа. Так, в европейской части страны снегопа-
ды наиболее длительны не на севере, а в предгорьях Урала, в районе Камского
водохранилища (320—360 ч/мес). Здесь Уральский хребет достаточно высок и
является заметным препятствием на пути поступающих с запада влажных воз-
душных масс.
309
На территории Западной Сибири в полосе 60—70° в.д. наблюдается умень-
шение продолжительности осадков до 170—180 ч/мес. Эта полоса расширяется
к югу и сужается к северу. Важно отметить, что здесь уменьшаются также ме-
сячные суммы осадков и количество общей и нижней облачности. Этому спо-
собствует Уральский хребет, „забирающий” большое количество влаги на за-
падных склонах, а также значительная повторяемость антициклонов в данном
районе, особенно в южной его части, с которыми связаны выносы относительно
холодного сухого воздуха из Восточной Сибири. Важным фактором, уменьша-
ющим продолжительность осадков, является и влияние Северного Ледовитого
океана. Непосредственно на побережье арктических морей средняя продолжи-
тельность осадков на 5—7 ч/мес меньше, чем на расстоянии 200—300 км в
глубь материка. Механизм этого воздействия, очевидно, сходен с механизмом
влияния Северного Ледовитого океана на количество осадков.
Продолжительность осадков в январе на территории Западной Сибири не-
сколько возрастает в юго-восточном направлении. В предгорьях Алтая, в райо-
не Кузнецкого Алатау и Салаирского кряжа она составляет 200—250 ч/мес. По
мере приближения к долине р. Енисея происходит резкий рост продолжитель-
ности осадков. В районе Туруханска отмечено максимальное для всей России
январское значение средней продолжительности осадков (417 ч/мес). Здесь,
вблизи плато Путорана, наблюдается максимальная повторяемость циклонов в
зимнее время и орографические эффекты проявляются наиболее сильно. Ана-
логичным образом влияет на распределение продолжительности осадков и рас-
положенный южнее Енисейский кряж, где средняя продолжительность осад-
ков в январе достигает 320—340 ч/мес.
В Восточной Сибири очаги наибольшей продолжительности осадков также
связаны с элементами макрорельефа — Патомским и Алданским нагорьями, где
средняя месячная продолжительность осадков достигает 360—400 ч. Окруженная
со всех сторон хребтами Центральноякутская низменность характеризуется небо-
льшой продолжительностью осадков (120—140 ч/мес). Самые малые значения
продолжительности осадков отмечаются в январе в Забайкалье (20—30 ч/мес).
Становое нагорье и хребты, окружающие оз. Байкал, почти полностью изолируют
данный район от влажных воздушных масс, поступающих с северо-запада. Кро-
ме того, в зимний период в этих районах расположен центр азиатского анти-
циклона. Орографический и циркуляционный факторы, действуя совместно,
создают в Забайкалье режим увлажнения, при котором почти полностью от-
сутствуют осадки (4—5 мм). Таким образом, на расстоянии 300— 400 км
(от Патомского к Становому нагорью) средняя продолжительность осадков в
январе уменьшается более чем в 10 раз, т. е. градиент ее изменения составляет
около 1 ч/мес на 1 км, что является максимальным значением для Российской
Федерации.
На Дальнем Востоке зональность в распределении средней продолжитель-
ности осадков практически не отмечается, что связано с меридиональной ори-
ентацией большинства горных хребтов и наличием муссонной циркуляции.
Очаги наибольшей продолжительности осадков расположены здесь на обра-
щенных к Охотскому морю склонах Колымского хребта (350—400 ч/мес), на
восточном побережье п-ова Камчатка (250—260 ч/мес) и на Курильских остро-
вах (350—380 ч/мес).
310
В этих районах влияние зимнего азиатского антициклона уже мало ощути-
мо, тихоокеанские циклоны приносят сюда частые и длительные снегопады.
Малая продолжительность осадков (50—70 ч/мес) характерна для внутрикон-
тинентальных районов Хабаровского края и Амурской области, где зимой гос-
подствует ярко выраженная антициклоническая циркуляция.
В апреле в европейской части России, в Западной и Восточной Сибири сред-
няя продолжительность осадков имеет в целом зональное распределение, более
сглаженное по сравнению с январем.
В европейской части наибольшая продолжительность осадков наблюдается
на крайнем северо-востоке (100—190 ч/мес), а наименьшая — на юго-востоке
(20—30 ч/мес).
На арктическом побережье Западной и Восточной Сибири в зоне арктиче-
ского фронта средняя продолжительность осадков в апреле составляет 160—
180 ч/мес. К югу она довольно плавно уменьшается до 60—80 ч/мес, достигая в
Забайкалье минимальных для России значений (20—22 ч/мес).
Зональное распределение средней продолжительности осадков в апреле на-
рушается на Алтае и в Саянах, где она резко увеличивается до 200—250 ч/мес.
Орографический эффект особенно четко выражен на северных и северо-запад-
ных склонах. На южных склонах Алтая и в межгорных котловинах (например, в
Минусинской котловине) продолжительность осадков уменьшается до 20—40 ч/мес.
На Дальнем Востоке в связи с активизацией алеутской депрессии возраста-
ет число проходящих здесь циклонов, выносящих влажный воздух с океана.
Этим объясняется значительная продолжительность осадков, прежде всего на
побережье Берингова и Чукотского морей (180—220 ч/мес). По мере продви-
жения на юг циклогенез становится менее активным, и продолжительность
осадков уменьшается до 60—80 ч/мес в Приморском крае и до 50—60 ч/мес в
Амурской области. Исключение составляет расположенный во внутренних
районах Северо-Восточной Азии, в зоне арктического фронта, „узел” горных
хребтов в районе истоков р. Колымы: здесь находится очаг большой продолжи-
тельности осадков (150—200 ч/мес) практически в течение всего года
В июле зональный характер распределения средней продолжительности
осадков выражен наиболее четко как в европейской части страны, так и в За-
падной и Восточной Сибири. Нужно отметить также меньший контраст значе-
ний средней продолжительности осадков между севером и югом России по
сравнению с другими сезонами года.
На побережье арктических морей в связи с обострением температурных
различий между теплым континентальным воздухом и холодным арктическим
циклоническая деятельность летом усиливается. Поэтому средняя продолжи-
тельность осадков здесь летом довольно значительна — 80—100 ч/мес. К югу
она постепенно уменьшается, составляя на Северном Кавказе, юге Западной
Сибири и в центральных районах Среднесибирского плоскогорья 30—40 ч/мес.
Реже всего дожди в это время года выпадают на Нижней Волге и побережье
Каспийского моря (15—20 ч/мес) и носят в основном ливневой характер. Мини-
мальная продолжительность осадков в июле зарегистрирована в районе оз. Эль-
тон (12 ч/мес).
Летом в Забайкалье, где почти не наблюдаются осадки в другие сезоны
года, находится область активного циклогенеза, которая характеризуется от-
носительно длительными осадками (60—80 ч/мес).
311
В районе Дальнего Востока циклоническая деятельность, связанная с лет-
ним муссоном, вызывает длительные и частые дожди, продолжительность ко-
торых в июле составляет 100—150 ч/мес. Максимальная средняя продолжи-
тельность осадков отмечается в этот период на западном побережье п-ова Кам-
чатка (170—180 ч/мес).
В октябре картина распределения средней продолжительности осадков до-
вольно близка к январской. Вновь более важную роль начинают играть азо-
нальные факторы осадкообразования и особенно рельеф. В европейской части
область больших значений продолжительности осадков в форме широкого
„языка” вытягивается от арктического побережья на юг вдоль Уральского
хребта. За Уралом появляется характерная для холодного периода года обшир-
ная зона пониженной продолжительности осадков (100—130 ч/мес). Макси-
мальная для осени продолжительность осадков, как и в январе, отмечается в
Туруханске и на плато Путорана, где она составляет 300—350 ч/мес.
Для арктического побережья азиатской части России также характерны
длительные осадки (250—300 ч/мес), так как осенью здесь циклогенез развит
наиболее сильно. В Забайкалье, где к октябрю устанавливается область высо-
кого давления, наблюдается минимальная для России продолжительность
осадков (20—30 ч/мес). На юге Дальнего Востока начинает ощущаться зимний мус-
сон, обусловливающий небольшую продолжительность осадков (70—100 ч/мес).
На Курильских островах, Камчатке и Чукотке влияние зимнего муссона почти
не ощущается. Циклоны, связанные с арктическим фронтом, приносят в этот
район обильные, длительные снегопады. На западном побережье Камчатки от-
мечается наибольшая для Дальнего Востока продолжительность осадков (200—
230 ч/мес).
Распределение годовых сумм продолжительности осадков в целом довольно
близко к распределению этой характеристики в январе и октябре, так как
именно осадки осенне-зимнего периода вносят максимальный вклад в годовую
продолжительность осадков на большей части территории России, за исключе-
нием Дальнего Востока.
В европейской части наиболее длительными осадками характеризуется
Предуралье (2000—2500 ч/мес). Минимальная продолжительность осадков от-
мечена на Нижней Волге, особенно на ее левобережье (450—500 ч/мес).
В азиатской части России область максимальной годовой продолжительно-
сти осадков охватывает долину р. Енисея и плато Путорана (2500—3000 ч/мес).
Минимум продолжительности осадков за год наблюдается в Забайкалье. Как и
на юге европейской части, он меняется по территории района от 450 до 500 ч/мес.
На Дальнем Востоке наиболее длительные осадки отмечаются на п-ове Кам-
чатка (2000—2500 ч/мес).
На остальной территории России годовая продолжительность осадков изме-
няется в среднем от 1000 до 1800 ч/мес.
На рис. 6.10 представлен годовой ход средней продолжительности осадков
для пунктов, находящихся в различных физико-географических условиях.
Как видно на рисунке, в большинстве районов России преобладает головой ход
с минимумом летом и максимумом в осенне-зимний сезон. Исключение состав-
ляют Забайкалье и юг Дальнего Востока, т. е. районы, Находящиеся под наибо-
312
300
Рис. 6.10. Годовой ход средней месячной продолжительности осадков, ч.
лее сильным влиянием зимнего азиатского антициклона. Естественно, что наи-
более длительные осадки здесь наблюдаются летом.
Может вызвать удивление тот факт, что в Якутске, также находящимся зи-
мой в зоне высокого давления, именно зимние осадки оказались наиболее дли-
тельными. Это объясняется спецификой выпадения осадков на периферии ста-
ционарного зимнего антициклона: осадки здесь выпадают в виде редких сне-
жинок и ледяных игл практически в течение всего холодного периода. Кроме
того, в Якутске определенное влияние на продолжительность осадков, как и на
их количество, может оказывать антропогенный фактор (увеличение количест-
ва ядер конденсации в связи с загрязнением воздуха).
Анализ рис. 6.10 позволяет также сделать вывод о связи продолжительно-
сти осадков с определенным видом осадков. В области с зимним максимумом
продолжительности осадков, к которой относится большая часть территории
России, именно в переходные сезоны, т. е. когда происходит изменение вида
осадков, наблюдается и наиболее резкое изменение их продолжительности.
При этом наибольшую продолжительность имеют твердые осадки, а наимень-
шую — жидкие. Эта закономерность нарушается в Забайкалье и Приморье, где
зимой антициклон препятствует образованию значительной облачности и вы-
падению осадков.
По годовому ходу продолжительности осадков различной обеспеченности в
разных климатических областях России (рис. 6.11) можно судить о возможных
313
Рис. 6.11. Годовой ход продолжительности осадков (ч) различной обеспеченности.
1 — 95 %; 2 — средняя; 3 — 1 %.
8 8 8 8 8 8 0888888888
колебаниях этой характеристики от года к году. Годовой ход продолжительно-
сти осадков 95 % -й квантили практически параллелен ходу средней продолжи-
тельности, в то время как форма годового хода продолжительности осадков 1 % -й
обеспеченности может заметно отличаться от годового хода ее средних значе-
ний. Так, например, в Забайкалье и Приморском крае в годовом ходе продол-
жительности осадков 1 % -й обеспеченности заметен второй максимум в февра-
ле, которого нет в ходе средних значений. Как в Забайкалье, так и в Приморье
не совпадает месяцы наступления основного летнего максимума продолжи-
тельности осадков.
В Забайкалье максимум продолжительности 95 % -й обеспеченности насту-
пает в августе, максимум средней продолжительности — в июле, максимум
продолжительности 1 % -й обеспеченности — в сентябре. Эти данные говорят о
том, что в Забайкалье и Приморском крае продолжительность осадков может
испытывать наиболее значительные колебания от года к году по сравнению с дру-
гими регионами России, причем как в холодный, так и в теплый период года.
Очевидно, что продолжительность осадков в данном месяце тесно связана с
числом дней с осадками >0,1 мм. Э. Г. Богданова показала, что продолжитель-
ность осадков в данном месяцет определяется числом дней с осадками >0,1 мм
Do j и зависит от температуры воздуха Т, абсолютной влажности воздуха е и от-
носительной влажности воздуха у. Она предложила универсальную формулу
для расчета продолжительности осадков [22]:
т = 0,01П^е2(100 - у) • 10а+₽г
(6.3)
где а и Р — постоянные коэффициенты: а =-0,355, Р =0,0699.
Эта формула может быть весьма полезна в тех случаях, когда информация о
продолжительности осадков отсутствует, но имеются данные по числу дней с
осадками > 0,1 мм. На практике чаще всего так и происходит, из-за того, что
продолжительность осадков измеряется плювиографом на небольшом числе
станций, а число дней с осадками фиксируется на всех действующих метеоро-
логических станциях.
Связи различных характеристик продолжительности и количества осадков
хорошо иллюстрирует рис. 6.12, на котором изображен годовой ход этих вели-
чин в районах с зимним максимумом продолжительности осадков, охватываю-
щих большую часть территории России (ст. Санкт-Петербург), на Дальнем Вос-
токе с его летним максимумом продолжительности осадков (ст. Владивосток) и
на Северном Кавказе и Черноморском побережье Кавказа (ст. Сочи), где наблю-
дается зимний максимум количества осадков, характерный только для данного
региона.
Анализируя эти данные совместно, можно увидеть, что для всех трех регио-
нов продолжительность осадков и число дней с осадками >0,1 мм имеют па-
раллельный годовой ход. То же можно сказать и о годовом ходе числа дней с
осадками > 10 мм и месячных суммах осадков.
Полученные данные позволяют сделать вывод о том, что число дней с осад-
ками >0,1 мм в значительной мере определяет месячную продолжительность
осадков, а число дней с осадками >10 мм — месячное количество осадков.
315
Число дней Число дней Число дней
316
6.2.7. Интенсивность осадков
Интенсивность осадков — емкая климатическая характеристика, в про-
странственном и временном ходе которой наглядно проявляется взаимосвязь
режима выпадения осадков с общими климатическими закономерностями. Од-
нако исследование интенсивности осадков как климатической характеристики
находится лишь в самой начальной стадии. Какие-либо региональные или гло-
бальные обобщения, необходимые, например, для масштабных воднобалансо-
вых исследований, до последнего времени практически отсутствовали.
Кроме того, в связи с усложнением современной системы хозяйствования
расширяется сфера использования сведений об интенсивности осадков в прак-
тической деятельности, где требуются такие ее характеристики, которые ранее
не определялись и не обобщались. Следует отметить, что изученность интен-
сивности жидких и твердых осадков существенно различна. Интенсивность
жидких осадков — традиционно наблюдаемая величина, для измерения кото-
рой существуют широко применяемые самописцы — плювиографы. Однако ис-
пользование информации, получаемой с помощью плювиографов, направлено
главным образом на удовлетворение запросов хозяйственного оперативного об-
служивания. Это отражается и на методике обработки плювиографической ин-
формации, и на способах ее представления в текущих режимных публикациях.
По ним невозможно получить какую-либо единую характеристику интенсивно-
сти жидких осадков в масштабе всей страны, а также те разнообразные пара-
метры интенсивности, в которых все больше нуждаются наука и хозяйство.
К средним многолетним режимным обобщениям данных плювиографа можно от-
нести лишь значения максимального количества осадков за фиксированные про-
межутки времени (от 5 мин до 1 ч), приведенные в IV части справочника [146].
Что касается интенсивности твердых осадков, то результатов ее непосредст-
венных измерений практически нет. То обстоятельство, что до сих пор нет
стандартного сетевого прибора для определения интенсивности твердых осад-
ков, объясняется двумя причинами.
Во-первых, точное измерение количества твердых осадков — задача сама по
себе весьма непростая и до сих пор в нужной мере не решенная. Во-вторых,
практические потребности в оперативных данных об интенсивности снегопадов
до последнего времени были несравнимо меньше, чем об интенсивности дож-
дей. Однако не вызывает сомнений необходимость создания устройства для не-
посредственного измерения интенсивности твердых осадков, способного дать
регулярную информацию об этой характеристике.
Поскольку существующие инструментальные методы определения интен-
сивности осадков не могут служить основой для крупномасштабных и долгопе-
риодных режимных обобщений, в климатологии для характеристики среднего
многолетнего режима интенсивности I (мм/ч) применяется отношение средне-
го многолетнего месячного (или годового) количества осадков, измеренного
осадкомером X (мм), к средней многолетней их месячной (или годовой) продол-
жительности т (ч), определяемой визуально:
X
1 = -. (6.4)
Значения интенсивности I могут быть рассчитаны по данным о количестве
и продолжительности осадков, содержащимся в [115]. В тех регионах России,
317
где соответствующие выпуски справочника [115] не были изданы, интенсив-
ность можно рассчитывать и по данным справочника [146], но с учетом поправ-
ки на смачивание к измеренному количеству осадков. В этом случае сущест-
венной пространственной неоднородности в значениях интенсивности, рассчи-
танных по материалам разных справочников, не возникает. При этом необхо-
димо помнить, что погрешность измерения осадков, обусловленная влиянием
ветра, особенно существенная для твердых осадков, в данных [115] не учтена.
Поэтому на соответствующее значение оказывается заниженной,и интенсив-
ность осадков, рассчитанная по формуле (6.4). Для годовых значений интен-
сивности это занижение не столь существенно, так как ветровая погрешность
измерения жидких осадков весьма невелика (в среднем 3—5 % от измеренного
количества осадков), а доля жидких осадков в их годовом количестве на боль-
шей части территории России является преобладающей. Но при анализе харак-
теристик интенсивности твердых осадков следует рассматривать их лишь как
ориентировочные, так как ветровая погрешность измерения твердых осадков
уже при скорости ветра 3—5 м/с может составлять 40—70 % от измеренного
количества осадков [146,. 160, 166]. По этой причине составлять сезонную кар-
ту интенсивности твердых осадков не целесообразно.
Средняя годовая интенсивность осадков. Карта средних годовых значений
интенсивности осадков, представленная на рис. П.6.64, составлена по данным
тех же 320 станций, что и карта продолжительности осадков. Рабочий вариант
карты составлен на бланке масштаба 1:2 500 000 с гипсометрической основой и
затем уменьшен до размера публикуемого масштаба.
Степень пространственной изменчивости картографируемой величины и
масштаб представленной карты позволяют отразить на ней лишь основные чер-
ты общей картины поля интенсивности осадков, определяемые главными
физико-географическими и климатическими факторами. Иными словами, при
данной густоте сети пунктов расчета интенсивности оказалось возможным вы-
явить и показать на карте влияние на ход изолиний интенсивности не только
крупных горных систем и отдельных хребтов, но и таких возвышенностей, как
Среднерусская и Приволжская. Однако количественно оценить это влияние на
уровне построения региональных высотных зависимостей при данном объеме
исходного материала не представляется возможным.
При анализе полученной карты следует, в первую очередь, принимать во
внимание вид формулы (6.4), по которой рассчитываются годовые значения
интенсивности осадков: отношение среднего многолетнего количества осадков
к их средней многолетней годовой продолжительности. Поэтому естественно
объяснять те или иные особенности поля интенсивности совокупным, но разно-
направленным влиянием этих величин. Обе эти величины представлены на со-
ответствующих картах (рис. П.6.25, П.6.63) и описаны в соответствующих
частях данной главы, что существенно упрощает анализ карты интенсивности.
Общая тенденция роста годовых значений интенсивности от полярных остро-
вов и побережий (0,1—0,2 мм/ч) к юго-западу и югу в европейской части Рос-
сии (до 1,4 мм/ч) и к югу и юго-востоку в азиатской части России (до 1,2 мм/ч)
связана, в первую очередь, с широтным ростом температуры воздуха и, следо-
вательно, с уменьшением продолжительности осадков. Западная составляю-
щая в направлении роста интенсивности в европейской части России обуслов-
лена тем, что юго-западные районы увлажнены в большей степени, чем терри-
тории, расположенные на тех же широтах, но восточнее, в более континенталь-
ных климатических условиях. Кроме того, широтный ход изолиний нарушает-
318
ся влиянием меридионально вытянутых возвышенностей у западных границ
России, Приволжской возвышенностью и Уральским хребтом. Увеличение ин-
тенсивности осадков на наветренной стороне возвышенностей и уменьшение с
подветренной свидетельствуют о том, что стимулирующее воздействие на осад-
ки шероховатостей такого масштаба выражается в увеличении количества
осадков в большей степени, чем в увеличении их продолжительности. При бо-
лее значительных высотах препятствий влагонесущему потоку, таких как
Уральский хребет, проявляется усиление влияния на интенсивность осадков
роста с высотой продолжительности осадков, связанного с высотным падением
температуры воздуха и снижением уровня конденсации.
В большинстве районов европейской части России градиенты изменения
средней годовой интенсивности невелики. От широты Мурманска до широты
Курска—Воронежа—Саратова интенсивность меняется в пределах 0,2—0,6 мм/ч.
Но далее к югу картина резко меняется. На сравнительно небольшом простран-
стве между Черным, Азовским и Каспийским морями и Кавказским хребтом
наблюдается резкая смена условий увлажнения и быстрый переход от морского
климата к континентальному. На наветренном Черноморском побережье Кав-
каза отмечаются максимальные осадки не только по количеству (рис. П.6.25),
но и по интенсивности. В районе Сочи средняя годовая интенсивность достига-
ет 1,44 мм/ч, и отсюда ее быстрое убывание происходит и в северном, и в вос-
точном направлении. На долготе Сочи в Ростове-на-Дону на равнинном побере-
жье Азовского моря интенсивность составляет уже 0,70 мм/ч, а на Прикаспий
ской низменности падает до 0,5 мм/ч и менее, составляя в Астрахани только
0,37 мм/ч.
Примечательно, что максимум интенсивности осадков в европейской части
России наблюдается там же, где и максимум их количества, а минимальные
значения интенсивности, наблюдаемые на северных морских побережьях (не
считая арктических островов), соответствуют отнюдь не минимальному годово-
му количеству осадков. В Прикаспии с минимальными годовыми осадками
средняя годовая интенсивность примерно вдвое больше, чем, например, в Мур-
манске, что, естественно, объясняется разницей значений температуры и соот-
ветствующей разницей продолжительности осадков.
В азиатской части России сразу за Уралом почти на всем пространстве За-
падно-Сибирской низменности уровень и распределение значений годовой ин-
тенсивности осадков остаются практически такими же, как на Восточно-Евро-
пейской равнине. Но с приближением к Восточно-Сибирскому плоскогорью
изолинии резко уходят к югу. Положение изолинии 0,2 мм/ч достигает здесь
широты 61—63° с., тогда как в европейской части России она проходит в преде-
лах 67—69° с.ш. Почти все Среднесибирское плоскогорье находится в зоне ин-
тенсивности < 0,2 мм/ч, несмотря на то, что количество осадков возрастает
здесь по сравнению с Западно-Сибирской низменностью почти вдвое. Но одно-
временно существенно увеличивается продолжительность осадков, так как с
увеличением высоты местности над уровнем моря, а также с продвижением в
глубь материка и ростом континентальности климата зимние температуры ста-
новятся все более низкими, а продолжительность периода с твердыми осадка-
ми все более длительной.
Наибольших значений в западных районах азиатской части России интен-
сивность достигает в северо-западных наветренных предгорьях Алтая и Саян,
но и здесь она лишь немного превышает 0,5 мм/ч. К югу от хребтов в закрытых
горных долинах значения годовой интенсивности падают до 0,3 мм/ч.
319
Остальную область азиатской части России восточнее р. Енисея по характе-
ру поля’интенсивности можно разделить на три зоны. Первая из них распола-
гается к северу от горного пояса Саян, Станового и Алданского нагорий до оке-
анического побережья на севере и до Колымского и Корякского хребтов на вос-
токе. Здесь в обширном малоградиентном поле значения интенсивности колеб-
лются в пределах 0,15—0,30 мм/ч. Такие крупные горные образования, как
хребты Верхоянский и Черского, выделяются на этом однородном поле вполне
отчетливо, но не слишком значимо — в пределах роста интенсивности на
юго-западных наветренных склонах на 0,10—0,15 мм/ч.
Вторая зона занимает пространство к югу от упомянутого горного пояса до
государственной границы, охватывая Забайкалье и часть региона Дальнего
Востока до линии хребтов Буреинского и Джугджур. Здесь происходит быст-
рый рост годовой интенсивности вниз по южным и западным горным склонам.
В поясе от 58 до 55° с.ш. на расстоянии 300—400 км ее значения увели-
чиваются с 0,3 до 0,8 мм/ч. Затем рост интенсивности продолжается, хотя и бо-
лее медленно, вплоть до южных границ страны, достигая максимума (более
1,1 мм/ч) на юго-западных склонах Борщовочного хребта. Это второй по вели-
чине максимум средней годовой интенсивности на всей территории России по-
сле максимума на Черноморском побережье Кавказа, но наблюдается он в
условиях не морского, а резко континентального климата. Высокие значения
годовой интенсивности обусловлены здесь не столько ростом количества осад-
ков, сколько их малой продолжительностью, особенно в зимнее время, когда
осадков здесь почти не бывает. Практически все годовое количество осадков
выпадает здесь в теплый период года в виде бурных и относительно кратковре-
менных ливней, интенсивность которых в преобладающей степени определяет
и среднее годовое ее значение.
Третья из выделенных зон азиатской части России — это Тихоокеанское по-
бережье Дальнего Востока, Камчатка, Приморье, Сахалин и Курилы. Конфигу-
рация изолиний интенсивности осадков здесь весьма сложна, градиенты почти
повсеместно велики, а сами значения колеблются от 0,3 мм/ч в северной части
побережья Охотского моря до 1,1 мм/ч и более в южном Приморье на побере-
жье Японского моря. Это третий район максимальных значений средней годо-
вой интенсивности, но уже в условиях муссонного климата.
Вся эта сложная картина в целом определяется двумя основными фактора-
ми: мощным увлажняющим влиянием Тихого океана и сильно изрезанной бере-
говой линией с множеством прибрежных горных хребтов, различно ориентиро-
ванных по отношению к влагонесущим потокам. Различная сезонная направ-
ленность этих потоков с муссонной периодичностью определяет своеобразный
годовой ход осадков с максимумом, не совпадающим с наиболее теплыми меся-
цами года. В общих чертах поле средней годовой интенсивности имеет здесь
большое сходство с полем годового количества осадков еще и потому, что сравни-
тельно небольшая годовая амплитуда температуры, характерная для морского
климата, не приводит к резким различиям в продолжительности осадков летом
и зимой. Иными словами, в морском климате зимние осадки не столь продол-
жительны, а летние — не столь кратковременны, как в континентальном. Поэ-
тому в распределении средней интенсивности в данном регионе основную роль
играет распределение количества осадков. Это, однако, не касается наветрен-
ных склонов и верхних частей горных хребтов, где хотя и наблюдаются макси-
мальные значения количества осадков, но интенсивность все-таки падает за
счет удаления от кромки океана. Значительные градиенты падения интенсив-
ности с высотой наблюдаются на всех наветренных горных склонах Камчатки,
320
Сахалина и Приморья. На подветренных склонах и во внутренних долинах ин-
тенсивность осадков, так же как и их количество, уменьшается до минималь-
ных значений менее 0,3 мм/ч на Камчатке и чуть более 0,3 мм/ч в северной части
Сахалина и низовьях р. Амура.
В заключение анализа карты средней годовой интенсивности осадков следу-
ет еще раз подчеркнуть, что общий уровень приведенных на ней значений за-
нижен за счет ветровой погрешности измерения осадков. Степень этого зани-
жения тем существеннее, чем больше доля твердых осадков в их общем годо-
вом количестве и чем большая скорость ветра наблюдается во время выпадения
осадков.
Средняя интенсивность жидких осадков. Для расчета средних значений
интенсивности за сезон с жидкими осадками выбран не календарный летний
сезон, а весь период года, когда преобладающее количество осадков (> 50 % от
суммы за месяц) выпадает в виде дождей. Длительность такого периода суще-
ственно меняется по территории вслед за изменениями температуры по широте
и по высоте местности, а также в зависимости от амплитуды годового хода тем-
пературы, различной в условиях морского и континентального климата. Весь-
ма наглядно изменение длительности периодов с жидкими, твердыми и смешан-
ными осадками представлено на соответствующих картах в работе Ц. А. Швер
[160], где показано, что период с преобладанием жидких осадков в пределах
территории Российской Федерации меняется от 3 месяцев во внутриконтинен-
тальных северо-восточных районах Сибири до 9—10 месяцев на побережье Черного
и Азовского морей.
Карта значений средней интенсивности жидких осадков, рассчитанных в соот-
ветствии с формулой (6.4), представлена на рис. П.6.65. Общая картина про-
странственного распределения интенсивности на этой карте весьма близка к соот-
ветствующему распределению годовых значений интенсивности на рис. П.6.64.
Это сходство обусловлено в первую очередь тем, что практически на всей терри-
тории страны жидкие осадки существенно преобладают в их годовом количест-
ве и, следовательно, в большой степени формируют значение годовой интенсив-
ности.
Кроме того, продолжительность дождей меняется по территории так же,
как и общая продолжительность осадков за год, — в близком соответствии с из-
менением температуры.
Основные различия годовой и сезонной карт состоят, во-первых, в более вы-
соком общем уровне значений интенсивности жидких осадков и, во-вторых, в
более заметном проявлении влияния неоднородности подстилающей поверхно-
сти, главным образом рельефа местности и береговых термических контрастов.
В результате поле интенсивности жидких осадков характеризуется заметно
большими градиентами как по горизонтали, так и по высоте. Только на восточ-
ном побережье от Камчатки до Приморья градиенты интенсивности в теплый
период не увеличиваются по сравнению со средними годовыми. Это объясняет-
ся специфическими особенностями внутригодового распределения осадков: го-
довой максимум количества осадков сдвинут по отношению к максимуму тем-
пературы в сторону холодного периода (осени и зимы), в результате чего внут-
ригодовое распределение интенсивности значительно более равномерно, чем на
всей остальной территории России.
Местоположение максимумов и минимумов интенсивности жидких осадков
совпадает с соответствующими районами на картах, минимальные значения
отмечаются на северном океаническом побережье и островах, где интенсив-
ность летних осадков превышает среднюю годовую примерно в 2 раза. Области
321
максимумов располагаются на Черноморском побережье Кавказа и в южных
приграничных районах Забайкалья. Значения максимумов на сезонной карте
лишь на 10—30 % превышают соответствующие годовые значения, так как в
обоих районах более 80 % годового количества осадков выпадает в жидком виде.
Годовой ход интенсивности осадков. Годовой ход интенсивности осадков в
традиционном изображении в виде столбчатых диаграмм абсолютных ее значе-
ний представлен на рис. П.6.66.
Пункты выбраны по-возможности в районах с максимально различными
климатическими условиями. Оказалось, что несмотря на весьма существенные
различия режима увлажнения почти на всей территории России сохраняется впол-
не однотипная кривая годового хода интенсивности с летним максимумом и
зимним минимумом. Заметные отличия от такого распределения наблюдаются
в условиях морского климата, особенно в тех районах, где осадки формируют-
ся непосредственно над прилегающими акваториями в зонах интенсивной цик-
лонической деятельности и влагонесущий поток направлен в сторону суши.
Наиболее показательно в этом отношении Тихоокеанское побережье от Чукот-
ки до Курильских островов, где продолжительность осадков мало зависит от
внутригодовых изменений температуры воздуха, и годовой ход интенсивности
формируется за счет внутригодового распределения количества осадков. При-
мечательно, что уже на побережье Охотского и Японского морей, где сказыва-
ется мощное влияние континента, определяющее муссонную периодичность
циркуляции, амплитуда годовых изменений интенсивности увеличивается, и
экстремумы обозначаются более четко ближе к холодному и теплому периодам,
хотя все еще остаются смещенными к осени (максимум) и весне (минимум).
На побережье Северного Ледовитого океана для годового хода интенсивно-
сти осадков повсеместно характерен летний максимум, но минимальные значе-
ния зимой присущи лишь европейской части побережья. Во всем восточном
секторе наблюдается характерный минимум интенсивности в мае, соответству-
ющий и минимальному количеству осадков, что объясняется весенним смеще-
нием азиатского антициклона в эти районы.
На всей остальной континентальной территории страны уже на первый
взгляд отчетливо заметно сходство кривых годового хода интенсивности осад-
ков и температуры воздуха. Физическая природа этого сходства легко объясня-
ется и наглядно проявляется в бурных летних ливнях, затяжных осенних до-
ждях и длительных малоинтенсивных снегопадах. Степень зависимости сред-
них многолетних месячных значений интенсивности осадков I от температуры
воздуха Т можно характеризовать коэффициентом корреляции между ними.
Оказалось, что зависимость Igl от Т линейна и выражается формулой
lgI = M + NT,
(6.5)
где коэффициенты МnN постоянны для каждого конкретного пункта, но ме-
няются по территории в зависимости от региональных условий увлажнения и
температурного режима.
В табл. 6.4 представлены значения коэффициентов корреляции R1)Sl^ и по-
стоянных М и N, рассчитанные для каждой из станций, приведенных на
рис. П.6.66. Как видно из таблицы, на всей континентальной части страны
связь между Igl и Т характеризуется весьма высокими значениями коэффици-
ента корреляции: в большинстве случаев RWT > 0,97. На морском побережье
322
Таблица 6.4
Коэффициенты корреляции jRlgJ т и коэффициенты М. N уравнения регрессии,
характеризующие связь между интенсивностью осадков и температурой воздуха
Станция Rlgl'T м
Адлер 0,886 0,062 -0,259 0,0333
Анадырь 0,568 0,196 — —
Амдерма 0,932 0 -0,704 0,0199
Архангельск 0,997 0,002 -0,497 0,0324
Астрахань 0,984 0,009 -0,291 0,0277
Апука -0,083 0,287 —
Аян 0,890 0,060 -0,279 0,0293
Астраханка 0,990 0,006 -0,465 0,0330
Алею нцровск-Сахалинский 0,904 0,053 I -0,450 0,0239
Бодайбо 0,977 0,013 -0,481 0,0264
Верхний Баскунчак 0,991 0,005 -0,324 0,0238
Владивосток 0,676 0,157 — —
Дудинка 0,962 0,022 -0,496 0,0229
Карымская 0,973 0,015 -0,298 0,0234
Курильск 0,801 0,103 0,367 0,0263
Кыра 0,988 0,007 -0,200 0,0251
Калининград 0,976 0,014 -0,415 0,0322
Казань 0,995 0,003 -0,447 0,0361
Курган 0,986 0,008 -0,501 0,0254
Самара 0,995 0,003 -0,506 0,0286
Кызыл, ГМО 0,985 0,009 -0,416 0,0219
Кюсюр 0,878 0,066 -0,617 0,0081
Москва 0,994 0,003 -0,527 0,0373
Мурманск 0,873 0,069 -0,680 0,0198
Мыс Лопатка -0,206 0,276 — —
Нагорный 0,993 0,004 -0,262 0,0293
Охотск 0,931 0,038 -0,534 0,0290
Петропавловск-Камчатский -0,296 0,263 — —
Пикан 0,996 0,002 -0,355 0,0303
Санкт-Петербург 0,995 0,003 -0,510 0,0372
Сусуман 0,947 0,030 -0,576 0,0246
Сургут 0,987 0,007 -0,355 0,0279
Тура 0,953 0,026 -0,568 0,0225
Туруханск 0,985 0,009 -0,526 0,0256
Уэлен 0,733 0,134 -0,608 0,0132
Хабаровск 0,979 0,012 -0,461 0,0290
Экимчан 0,987 0,007 -0,393 0,0297
Якутск 0,982 0,010 -0,540 0,0238
323
эта связь ослабевает, а на Тихоокеанском побережье Камчатки практически от-
сутствует. Значения М и N для пунктов с R}sIT < 0,70 не рассчитывались.
Формула (6.5) дает возможность определения средней многолетней месяч-
ной интенсивности осадков, если известна температура за соответствующий
месяц. Однако для этого предварительно требуется построить карты значений
М и N по возможности более густой сети станций с известными значениями I и
Т и достаточно высокой корреляцией между ними.
В качестве одной из наиболее показательных характеристик, наглядно от-
ражающих пространственные и временные климатические различия, традици-
онно используется амплитуда внутригодовой изменчивости метеорологических
величин. Для интенсивности осадков, годовой ход которой почти повсеместно
имеет летний максимум и зимний минимум, удобнее всего представить ампли-
туду годового хода А в виде отношения значений интенсивности, осредненных
за лето (VI—VIII), к таким же средним за зиму (XII—II):
Efyi-vm / 3
Е^хп-п / 3
(6.6)
Такое осреднение увеличивает статистическую обеспеченность вычисляе-
мых значений амплитуды и делает более достоверной картину ее пространст-
венных изменений. Значения А, рассчитанные по формуле (6.6) для 320 стан-
ций на территории России, послужили основой для составления карты годовой
амплитуды интенсивности осадков, представленной на рис. П.6.67. Анализ
данной карты позволяет выявить следующие основные закономерности изме-
нения амплитуды годового хода интенсивности по территории России.
Повсеместно в морском климате побережья от Адлера и Калининграда до
Петропавловска-Камчатского и Владивостока интенсивность летних осадков
превышает зимнюю в среднем в 2—3 раза и не более чем в 5 раз. На северном
побережье эти небольшие значения амплитуды обусловлены сравнительно низ-
кой летней температурой и малым влагосодержанием воздушных масс и Соот-
ветственно невысокими значениями летней интенсивности осадков. На побере-
жье Тихого океана амплитуды интенсивности невелики за счет специфичности
ее годового хода: максимальные значения сдвинуты к осени и даже к началу
зимы, а минимальные — к весне. За счет этого эффекта на юго-восточном побе-
режье Камчатки интенсивность осадков летом даже меньше, чем зимой: значе-
ния А оказываются < 1.
На побережье Балтики (Калининград) и Черного моря (Сочи—Адлер) ма-
лые амплитуды годового хода интенсивности обусловлены сравнительно высо-
кими зимними температурами и соответственно высоким влагосодержанием
воздушных масс, что приводит к относительно большим значениям интенсив-
ности осадков в зимние месяцы.
На всей остальной части территории страны наблюдается закономерный
рост значений А по мере роста годовой амплитуды температуры и количества
осадков, т. е. с увеличением степени континентальности климата. Максималь-
нее значения (А > 20) отмечаются во внутриконтинентальной южной части
Дальневосточного региона, для которого характерна холодная бесснежная
зима и жаркое лето с обильными муссонными ливнями.
324
Распределение продолжительности и количества осадков по градациям
их интенсивности. Располагая сведениями о средних многолетних месячных
значениях интенсивности жидких осадков, можно определить ряд других ее
характеристик, весьма важных в прикладных аспектах, но в качестве стандарт-
ной информации до сих пор не существующих. В частности, одной из наибо-
лее используемых в хозяйственной практике характеристик служит продол-
жительность (повторяемость) осадков, выпадающих с различной интенсивно-
стью. В работе [21] установлено, что внутримесячное распределение продол-
жительности и количества осадков по градациям интенсивности их выпадения
тесно связано со средней месячной интенсивностью осадков. Интегральные
кривые распределения количества и продолжительности дождей по интенсив-
ности их выпадения из работы [21] представлены на рис. 6.13. По оси абсцисс
отложены в логарифмическом масштабе значения мгновенной интенсивности
выпадения дождя I (мм/мин), по оси ординат — относительное (нормированное
по месячным данным) суммарное количество (%) и суммарная продолжи-
тельность XQ - (%) осадков, выпавших в течение месяца с интенсивностью < i (мм/мин).
Каждая кривая соответствует определенному значению средней месячной ин-
тенсивности осадков I (мм/ч), рассчитанной в соответствии с формулой (6.4) из
отношения общего месячного количества осадков к их общей продолжительно-
сти за месяц.
График получен на основе результатов 5-летних наблюдений за сезоны с
жидкими осадками на четырех экспериментальных базах с помощью наземно-
го плювиографа специальной конструкции, свободного от основных инстру-
Рис. 6.13. Интегральные кривые распределения количест-
ва EPf (а) и продолжительности EQ; (б) осадков по градаци-
ям их интенсивности.
325
ментальных погрешностей. При обработке записей плювиографа применялась
уточненная методика, позволяющая характеризовать ход интенсивности дож-
дей с максимально возможной точностью.
Точность определения месячных значений Р и Q уже при осреднении за 5 лет
составляет соответственно Пр = ±3% = ±2 %, что вполне удовлетворительно
для большого числа прикладных задач. Однако если нужно определить такую
весьма значимую для практики характеристику, как продолжительность чрез-
вычайно сильных ливней с интенсивностью > 1 мм/мин (> 60 мм/ч), то точность
графика рис. 6.13 в этой крайней области оказывается уже недостаточной, так
как относительная длительность таких ливней составляет лишь доли процента
от общей месячной продолжительности осадков. В работе [23] на основании до-
полнительных исследований записей плювиографов на 6 станциях с большой по-
вторяемостью интенсивных ливней были уточнены зависимости Р и Q от сред-
ней месячной интенсивности I в области значений i > 1 мм/мин. Соответствую-
щие графики представлены на рис. 6.14. Они позволяют определить месячный
вклад осадков разной интенсивности (при 1<г<2иг>2 мм/мин) в общее количест-
во осадков Р и их продолжительность Q в зависимости от средней месячной ин-
тенсивности осадков I.
С помощью графиков рис. 6.13 и 6.14 для 15 станций, охватывающих весь
диапазон изменений режима интенсивности осадков на территории России, рас-
считаны значения месячных и годовых долей продолжительности и количест-
ва осадков по четырем градациям их интенсивности: слабые (i <0,03 мм/мин),
умеренные (0,03 < i <0,1 мм/мин), сильные (0,1 < i <1 мм/мин), очень сильные
и катастрофические (i > 1 мм/мин).
Результаты расчетов годовой доли продолжительности Q и количества Р
осадков разной интенсивности в % от их обших годовых значений представле-
ны в табл. 6.5.
Месячные значения Q и Р для некоторых станций с наибольшими различи-
ями в режиме интенсивности даны на диаграммах рис. 6.15.
При расчетах сделано допущение, что зависимости, приведенные на рис. 6.13,
правомерны не только для жидких, но и для твердых осадков. Экстраполяция
Р %
20
18
16 -
14
12
10 -
8 -
6 •
Рис. 6.14. Зависимость относительного количества Р (а) и продолжительности Q (б) осадков разной
интенсивности от средней месячной интенсивности I.
1 — 1< I < 2 мм/мин; 2 — i > 2 мм/мин.
326
Рис. 6.15. Внутригодовое распределение относительного количества Р (а) и продолжительности Q (б)
осадков разной интенсивности i.
1 — слабые (I £0,03 мм/мин); 2 — умеренные (0,03 < i £0,1 мм/мин); 3 — сильные (0,1 < I £1 мм/мин); 4 —
очень сильные и катастрофические (i > 1 мм/мин).
кривых зависимости Р и Q от I < 0,5 мм/ч, характерных для твердых осадков,
произведена графически.
327
Данные табл. 6.5 свидетельствуют о том, что слабые осадки (i < 0,03 мм/мин),
продолжительность которых на всей территории РФ составляет более 85 % от
общей годовой, формируют в среднем 40—60 % общего годового количества
осадков. Минимальное относительное годовое количество слабых осадков отме-
чается в районах их максимальной интенсивности (Сочи — 30 %, Кыра — 33 %).
Таблица 6.5
Распределение относительных значений (%) продолжительности Q
и количества осадков Р по градациям их интенсивности i
Станция Q р
i < 0,03 мм/мин 0,03 < i < 0,1 мм/мин 0,1 < t < 1 мм/мин i > 1 мм/мин i < 0,03 мм/мин 0,03 < t < 0,1 мм/мин 0,1 < I < 1 мм/мин 1 > 1 мм/мин
Мурманск Евро! 99,5 тейская 0,48 1 часть 0,02 России 0 73,4 24,0 2,6 0
Архангельск 97,9 2,0 0,1 0 62,5 27,3 9,9 0,3
Калининград 93,9 5,3 0,8 0 49,6 30,6 18,6 1,2
Вологда 97,5 2,1 0,4 0 59,1 27,7 12,5 0.7
Кострома 97,6 2,1 0,3 0 59,2 27,1 12,9 0,7
Москва 97,0 2,4 0,5 0,01 51,6 27,1 19,2 2,0
Воронеж 97,1 2,4 0,5 0 53,4 26,9 18,2 1,5
Ростов-на-Дону 94,3 4,6 1,1 0,03 40,5 26,7 29,1 3,6
Астрахань 97,1 2.5 0,4 0 58,8 28,3 12,2 0,7
Сочи—Адлер 84i6 11,5 3,8 0,1 29,6 26,8 37,8 5,8
Якутск Авт 98,8 ггская ' 1,1 тасть Р 0,1 оссии 0 64,3 24,3 10,8 0,4
Кыра 88,6 8,6 2,7 0,1 33,0 26,0 37,3 3,7
Анадырь 99,5 0,5 0 0 73,3 24,2 2,5 0
Петропавловск-Камчатский 89,1 9,4 1,5 0,01 43,1 31,0 23,4 2,6
Владивосток 90,0 8,7 1,2 0,1 42,8 30,0 25,2 2,0
328
Максимальная доля слабых осадков характерна для всего северного побережья
страны (Мурманск, Анадырь — 73 %). Примечательно, что, например, в Якут-
ске, где средняя годовая интенсивность меньше, чем на северном побережье,
доля слабых осадков в их годовом количестве не возрастает, а, наоборот, убы-
вает примерно на 10 %, что связано с характером годового хода осадков. Основ-
ная их часть выпадает летом, когда сильные дожди (i от 0,1 до 1 мм/мин)
формируют более 10 % их годовой суммы, тогда как на северном побережье это
значение составляет около 2,5 %.
В целом по стране относительная продолжительность умеренных и силь-
ных осадков изменяется в диапазонах от 0,5 до 12 и от 0 до 4 % соответственно.
При этом количество осадков, формируемое умеренными дождями, меняется
по территории не очень сильно (в пределах 24—31 %), тогда как доля сильных
осадков варьирует значительно больше — от 2,5 до 38 % от годового количества.
Изменение по территории продолжительности очень сильных ливней (с
i ► 1 мм/мин) зафиксировать с достаточной точностью затруднительно, так как
такие ливни выпадают в течение очень коротких промежутков времени. Тем не
менее количество осадков, приносимое этими ливнями, заметно почти на всей
территории страны и в максимуме достигает 4—6 % от годового количества
осадков.
Годовой ход продолжительности и количества осадков четырех упомяну-
тых градаций интенсивности представлен на диаграммах рис. 6.15 для не-
скольких станций с наибольшими различиями в режиме интенсивности.
6.3. Снежный покров
Снежный покров является чрезвычайно важным климатическим факто-
ром, особенно для России, где огромные пространства более половины года бы-
вают покрыты снегом. Совершенно очевидно, что изучение его имеет важное
значение для различных отраслей народного хозяйства. Снежный покров —
один из основных источников влаги в почве, в частности для районов, где вы-
падает небольшое количество осадков. Благодаря своей малой теплопроводно-
сти снег предохраняет почву от выхолаживания и резких температурных ко-
лебаний в зимнее время.
Определение снегозапасов к началу весеннего снеготаяния необходимо для
прогнозов весеннего половодья, наводнений, расчетов норм весеннего стока. От
дат появления и схода снежного покрова, его высоты и плотности зависит нор-
мальная работа транспорта, а при строительстве различных сооружений возни-
кает необходимость учитывать дополнительную статическую нагрузку, возни-
кающую в результате отложения снега.
Большая протяженность территории России и многообразие физико-геогра-
фических условий определяют разный режим увлажнения и условия залега-
ния снежного покрова.
Впервые в литературе вопрос о роли снежного покрова был поднят А. И. Воей-
ковым более 100 лет назад. В 1871 г. в работе „Влияние снеговой поверхности
на климат” он писал: „До сих пор обращали слишком мало внимания на влияние,
которое оказывает поверхность снега на климат окружающих стран” [36].
Более подробное исследование, посвященное этому же вопросу, было опубликовано
им в 1895 г. [37]. Эти работы послужили толчком к организации регулярных
329
наблюдений над снежным покровом в России. Начало этих наблюдений отно-
сят к 1891 г.
Снежный покров как элемент климата характеризуется следующими пока-
зателями: датами появления и схода снежного покрова, образования и разру-
шения устойчивого снежного покрова, числом дней со снежным покровом, вы-
сотой, плотностью, запасом воды в снежном покрове.
6.3.1. Число дней со снежным покровом
Наибольшее число дней со снежным покровом наблюдается на побережье
северных морей, где оно достигает 260.
На европейской части России эта характеристика уменьшается от 200 дней
на севере до 40 дней на юге, в то же время возрастая с запада на восток и севе-
ро-восток от 120 до 180 дней. В Астраханской и Волгоградской областях она со-
ставляет в среднем от 60 до 100 дней, а в отдельные зимы достигает 150 дней.
Изменчивость этой характеристики йз года в год велика. Так, в Ставрополье
максимум и минимум соответственно составляют 133 и 21 день.
В азиатской части диапазон среднего числа дней со снежным покровом со-
ставляет около 100: от 260 на севере до 100—120 на юге Приморья.
В Западной Сибири число дней со снежным покровом уменьшается с севера
на юг от 240 в тайге до 160—140 в степных районах. В высокогорных частях
Алтая снег сохраняется большую часть года, а снежники сохраняются в тече-
ние всего лета как на Алтае, так и в горах Кузнецкого Алатау.
В Восточной Сибири среднее число дней со снежным покровом изменяется
от 260 на севере до 180—160 на юге, снова возрастая в Саянах до 250. На гор-
ных хребтах Якутии бывает до 180 дней, а в сухих долинах Забайкалья — до
140—160 дней со снежным покровом.
На территории Дальнего Востока в зависимости от различных климатиче-
ских условий продолжительность залегания снежного покрова сильно колеб-
лется. На севере Чукотки снег лежит более 260 дней, в Приамурье — 180—
200 дней, в Приморье — 140 дней.
Значительную часть года (более 200 дней) находится под снегом большая
часть территории Камчатки и Сахалина и лишь около 100 дней — юг Примо-
рья.
На рис. П.6.68 представлено среднее число дней со снежным покровом.
Изменчивость числа дней со снежным покровом наглядно иллюстрируется
распределением о по территории, представленным на рис. П.6.69.
В европейской части России значения о составляют 16—18 дней, увеличи-
ваясь до 24 дней в южных районах. В азиатской части о изменяется от 10 до
14 дней.
6.3.2. Даты появления и схода снежного покрова
и продолжительность его залегания
Средние сроки образования снежного покрова по территории России растя-
нуты более чем на 2 месяца — от середины сентября на побережье северных мо-
рей до начала декабря на юге. Изолинии средней даты появления снежного по-
крова близки к широтному распределению и лишь в центральных районах ев-
ропейской части и на Дальнем Востоке они имеют меридиональное направление.
330
В европейской части России первый снег появляется в 1-й декаде октября
на севере и в 1-й декаде декабря на юге. Таким образом, сроки его появления
смещаются к зиме при движении на юг и растянуты на 2—2,5 месяца.
Однако в зависимости от преобладания тех или иных погодных условий
сроки появления снежного покрова из года в год могут очень сильно меняться.
Самое раннее и самое позднее появление снежного покрова наблюдалось со-
ответственно 20 сентября и 10 ноября на севере, 1 октября и 1 ноября в цент-
ральной части и 20 октября и 10 января на юге. Следовательно, отклонение дат
наступления в годы с ранней зимой составляет около 1,5 месяцев. В зимы с
поздним залеганием снежного покрова эта разница составляет около месяца.
Устойчивый снежный покров образуется в европейской части России примерно
через месяц после его появления, постепенно распространяясь с северо-востока
на юго-запад. Средняя дата его образования на северо-востоке европейской части
России приходится на 20—30 октября, в центральных районах — на 30 нояб-
ря — 10 декабря, на юге — на 20—30 декабря.
На большей части рассматриваемой территории разность между средними
датами появления снежного покрова и его устойчивого образования составляет
20—30 дней и лишь на западе и крайнем юге она составляет более месяца.
На юге, в Краснодарском и Ставропольском краях, снежный покров неу-
стойчив, в отдельные зимы он может лежать менее месяца.
По мере поднятия в горы, с высот 500—600 м устойчивый снежный покров
образуется каждую зиму, увеличивается и продолжительность его залегания, и
на высотах 2500—3000 м вершины гор покрыты вечным снегом и ледниками.
В западной части Черноморского побережья устойчивый снежный покров возмо-
жен с декабря по февраль, а на восточном побережье его не бывает в 70 % зим.
В Западной Сибири так же, как и в высокогорной части Урала, первый снег
появляется в сентябре, а во 2-й декаде октября почти вся территория покрыва-
ется снегом.
Разница между средней и самой ранней датой появления снега составляет
около месяца по всей территории Западной Сибири.
Примерно такая же разница между средней и самой поздней датой появле-
ния снежного покрова.
Устойчивый снежный покров здесь образуется в период между датами пере-
хода температуры через 0 и 5 °C, т. е. с начала октября и до середины ноября:
на побережье Карского моря — в начале октября, в центральной части — в 3-й
декаде октября, в южной - в начале ноября. В предгорьях Алтая и Кузнецкого
Алатау снежный покров образуется тогда же, когда и в центральных районах,
а в высокогорье он может сохраняться большую часть года.
Разница между средними и ранними датами составляет 5—10 дней на севе-
ре и 20—30 дней на юге, а между самыми поздними 10—20 дней, меньше всего
она в центральной части Западной Сибири.
Устойчивый снежный покров на юге разрушается в середине апреля, а на
побережье Карского моря — только в середине июня. Но в зависимости от ха-
рактера зимних условий эти сроки могут сдвигаться на две недели или даже на
месяц.
В табл. 6.6 приведены сроки образования и разрушения устойчивого снеж-
ного покрова на территории Западной Сибири.
331
Таблица 6.6
Сроки образования и разрушения устойчивого снежного покрова
на территории Западной Сибири
Срок Север Центр | Юг | Горные районы
Самый ран- ний Средний Самый позд- ний Самый ран- ний Средний Самый позд- ний Ранее 2-й декады сентября 1-я декада октября 3-я декада октября 2-я декада апреля 2—3-я декада мая 1—2-я декада июня Образован! 1-я декада октября 3-я декада октября 1-я декада ноября Разрушен» 2—3-я дека- да апреля 2—3-я дека- да апреля 2-я декада мая — 1-я де- када июня ie Позднее 2-й декады октября 1-я декада ноября 3-я декада ноября ie 2-я декада марта 1—2-я декада апреля 3-я декада апреля Ранее 2-й декады октября 2-я декада октября 3-я декада октября 3-я декада марта 2-я декада мая
На большей части Восточной Сибири сроки появления и образования устой-
чивого снежного покрова очень близки — в течение 10 дней снежный покров
становится устойчивым и лежит всю зиму.
На побережье северных морей первый снег появляется в конце августа, а с
конца сентября образуется уже устойчивый снежный покров. На большей же
части территории Восточной Сибири от 80° в.д. и далее на восток и в зоне
примерно 55—60° с.ш. это происходит в начале октября. Следует отметить, что
на плато Путорана и в высокогорьях образование устойчивого снежного покро-
ва смещается на более ранние сроки: на конец сентября. Разрушение устойчи-
вого снежного покрова на этой обширной территории происходит в конце апре-
ля — начале мая.
В отдельные годы на северном побережье устойчивый снежный покров об-
разуется уже в конце августа — начале сентября, т. е. на месяц раньше его
среднего срока образования, но могут быть годы, когда снежный покров уста-
навливается на 1,5—2 месяца позднее.
В центральной части образование устойчивого снежного покрова происхо-
дит гораздо быстрее — в течение октября, а в Предбайкалье и на юге Забайка-
лья самые поздние даты — конец ноября и середина декабря соответственно.
Весной сроки разрушения снежного покрова приходятся соответственно на 20 мая —
30 июня и 20 апреля — 10 июня. На севере Предбайкалья средняя дата образо-
вания устойчивого снежного покрова приходится на середину октября, в За-
байкалье — на декаду позднее. В малоснежных долинах Минусинской котло-
вины и Забайкалья снежный покров образуется позднее: в начале ноября и
конце октября, а в сухих долинах Забайкалья даже в декабре.
382
Для северных районов Восточной Сибири характерна большая устойчи-
вость сроков образования и разрушения снежного покрова от года к году. Раз-
ница средних и крайних дат находится в пределах 10 дней.
Разрушение устойчивого снежного покрова происходит в течение апреля, а
на самом крайнем юге Восточной Сибири — в 3-й декаде марта. Колебания
этих дат в отдельные годы могут составлять около месяца в сторону как запаз-
дывания, так и опережения.
В северных районах Дальнего Востока наблюдаются те же особенности зим-
них условий, что и в Восточной Сибири. И лишь прибрежные части Берингова
и Охотского морей имеют свои отличия. Во 2-й половине сентября появляется
снег на северном побережье Чукотско-Анадырского района, по мере продвиже-
ния на юг эти сроки сдвигаются на более поздние. Так, на юго-западном и
юго-восточном побережье Камчатки и Командорских островах снег появляется
в начале ноября, а на юге Приморского края — в конце ноября. Опережение
этих сроков, как и запаздывание, составляет на севере около 20 дней, а на
остальной территории — около месяца.
На рис. П.6.70, составленном И. Д. Копаневым, показана разница в сроках
появления и образования устойчивого снежного покрова.
В северных районах разница в сроках появления и образования устойчиво-
го снежного покрова составляет всего несколько дней и приходится также на
сентябрь.
На большей части территории Дальнего Востока устойчивый снежный по-
кров образуется в течение октября: в первых числах на материке и в конце ме-
сяца в прибрежной полосе. В южных частях Камчатки и Сахалина это происхо-
дит в середине и конце ноября, так же как и в большей части Приморья. В гор-
ных районах устойчивый снежный покров образуется раньше. Самая ранняя
дата смещается по мере продвижения на юг с начала сентября на побережье Бе-
рингова моря на начало ноября в южной части Сахалина и Приморья, а на Ал-
данском нагорье — на конец октября. Самая поздняя дата образования устой-
чивого снежного покрова на северо-востоке относится ко 2-й декаде сентября,
на побережье Охотского моря — к середине ноября, а на Камчатке — к началу
декабря. На Сахалине самая ранняя дата приходится на период с середины но-
ября до середины декабря, в той же последовательности эти сроки смещаются в
Приморье при продвижении с северо-запада на юго-восток.
Разрушение устойчивого снежного покрова на территории Дальнего Восто-
ка начинается во 2-й декаде марта на юге Приморья, затем в 1-й половине апре-
ля на Сахалине и в течение мая на всей остальной территории, заканчиваясь на
Чукотском полуострове в 1-й декаде июня.
Самые ранние даты на большей части рассматриваемого района приходятся
на апрель и лишь на юге — на начало марта, на севере и в горах — на 2-ю поло-
вину мая.
Самые поздние даты разрушения устойчивого снежного покрова в Примо-
рье и на юге Сахалина отмечались в конце марта, на севере — на месяц позже,
в конце июня, а на остальной территории — в мае.
Таяние и окончательный сход снежного покрова весной проходят в более
сжатые сроки, чем его появление и накопление В некоторых районах разница
в сроках разрушения устойчивого снежного покрова и схода снежного покрова
составляет менее 5 дней.
383
Вся территория России освобождается от снега в среднем в течение 2 меся-
цев: от 2-й декады марта в зоне 45—50° с.ш. до 2-й декады июня на северном
побережье. Изолинии средней даты схода снежного покрова близки к широтно-
му распределению, что говорит о влиянии на этот процесс в основном радиаци-
онного фактора.
В северных районах средние даты разрушения устойчивого снежного по-
крова и его полного схода практически совпадают на всей территории России.
В европейской части снег стаивает примерно в течение 1,5 месяцев: с 3-й де-
кады марта до 2-й декады мая.
Самый ранний сход наблюдался во 2-й декаде февраля на юге и в 3-й дека-
де апреля на севере.
Самая поздняя дата схода отличается от средней примерно на месяц, а раз-
ница между самой ранней и самой поздней датой составляет около 2 месяцев.
В Западной Сибири снег также сходит очень быстро: в юго-западных райо-
нах — за 2—5 дней, в лесной зоне — за 7—10 дней, в горных степях Алтая —
за 10—15 дней. Снег на этой территории сходит в течение апреля—мая, но в от-
дельные годы возможны сдвиги в ту или иную сторону примерно на месяц
[П7].
В Восточной Сибири, на большей ее части, снег стаивает в течение 5 дней,
но в малоснежных районах, например в Предбайкалье и Забайкалье, этот срок
растягивается до месяца. Средние даты схода здесь находятся в пределах от 3-й
декады апреля до 1-й декады июня, а ранние и поздние даты соответственно от
3-й декады марта до 3-й декады мая и от 3-й декады мая до 3-й декады июня.
В Приморье снег сходит с середины апреля до середины мая. На рис. П.6.71
представлено среднее многолетнее положение границы снежного покрова для
осени и весны [83]. Ее среднее положение рассчитано по ежегодным картам для
октября и апреля, когда высота снежного покрова у рейки была равна нулю [67].
6.3.3. Средняя высота снежного покрова
Количество накопленного за зиму снега, в частности его высота, зависит не
только от общей продолжительности периода с температурой ниже 0 °C и ин-
тенсивности твердых осадков, но и от особенностей подстилающей поверхно-
сти, залесенности территории, ветровых условий. Изменение высоты снежного
покрова в течение зимы связано с погодными условиями того или иного года.
В северных и центральных районах России накопление снега идет в течение
всей зимы и максимум высоты приходится соответственно на апрель—май и
февраль—март. Но в отдельные годы эти сроки могут быть более ранними и бо-
лее поздними. Например, на севере это может быть начало июня, а на юге цент-
ральной зоны и в южных районах максимум высоты может наблюдаться с де-
кабря по февраль. Время наступления максимума может меняться и в зависи-
мости от характера участка наблюдения: защищенный или открытый, „лес”
или „поле”.
В среднем соотношение между высотами на открытом и защищенном участ-
ках в многоснежном районе с небольшими скоростями ветра составляет 1,1 —
1,35, в малоснежных районах — 0,95—1,05. Если сравнить наблюдения на
участках „поле” и „лес”, то этот коэффициент изменяется от 0,8 до 1. Если же
брать соотношения для отдельных станций, то они могут быть существенно
больше (табл. 6.7).
334
Таблица 6.7
Высота снежного покрова, см
Станция Лес Поле Отношение „лес”/,,поле” 1 Станция Лес I Поле Отношение „лес”/,,поле”
Казань 70 42 1,67 Марково 113 76 1,49
Пенза 73 29 2,52 Магадан 91 43 2,12
Воронеж 49 31 1,58 Красноярск 51 20 2,43
Вообще в проблеме влияния леса на формирование снежного покрова име-
ется много противоречий. Одни авторы считают, что в лесу снега больше, чем в
поле, другие отмечают положительное влияние только лиственных лесов и от-
рицательное — хвойных. Например, в северных районах снегонакопление в
лесу на 15—20 % больше, чем в поле (в лиственных лесах оно составляет
20—30 %, в хвойных — 10—15 % [5]). Если бы снег не переносился ветром и
метелями, то в лесу его должно было быть меньше, так как он задерживается
на кронах деревьев. Но поскольку накопление снежного покрова происходит в
разную погоду, в том числе в ветреную и холодную, холодный воздух задержи-
вается в лесу дольше и предохраняет снежный покров от таяния. В поле в это
время снег интенсивно тает. На рис. П.6.72 представлено распределение высо-
ты снежного покрова, возможной 1 раз в 5 лет.
В зависимости от степени снежности района и процессов формирования
снежного покрова меняется и характер кривых распределения вероятности
наибольшей декадной высоты снежного покрова. На рис. 6.16 представлены
такие кривые для станций в многоснежном районе (Верхотурье) и малоснеж-
ном районе (Нерчинский Завод), но также с продолжительной зимой.
Из рисунка видно, что на ст. Верхотурье диапазон значений высоты в 1,5 раза
больше, а изменчивость высоты почти в 2 раза меньше, чем на ст. Нерчинский
Завод.
Рис. 6.16. Распределение вероятности наибольшей де-
кадной высоты снежного покрова, см.
Z — Верхотурье; 2 — Нерчинский Завод.
335
Среднее квадратическое отклонение высоты снежного покрова в европей-
ской части России с запада на восток меняется от 10—12 до 18—20 см, а его от-
носительное значение составляет 50—60 % на юге и около 30 % на севере.
В азиатской части диапазон изменения этой характеристики — от 5—8 см в За-
байкалье до 20—25 см на Сахалине. Распределение о представлено на рис. П.6.73.
6.3.4. Прирост высоты снежного покрова
В зимний период наибольший интерес для народного хозяйства представля-
ют снегопады, так как причиняемый ими ущерб бывает весьма значительным.
На железных и шоссейных дорогах — это внеплановые и дорогостоящие очис-
тительные работы, в городских условиях — увеличенные снеговые нагрузки и
нарушенный режим работы транспорта, в сельском хозяйстве — повреждение
плодовых деревьев и гибель животных при отгонном животноводстве.
Ниже пойдет речь о снегопадах, во время которых прирост высоты снежно-
го покрова за сутки был равен 10 см или более.
В среднем по территории России число дней с такими снегопадами меняет-
ся от 0,1 до 13,5 за год. Но на большей части страны они случаются далеко не
каждую зиму, и лишь в очень многоснежных районах и областях с усиленной
циклонической деятельностью возможно возникновение нескольких снегопа-
дов в год. В табл. 6.8 приведена эта характеристика для ряда станций, располо-
женных в различных районах страны.
Таблица 6.8
Среднее число дней с сильными снегопадами за год
Станция Число дней Станция Число дней
Хибины 1,2 Якутск 0,13
Кола 2,1 Ягыл-яг 0,67
Кажим 0,33 Новосибирск 0,52
Свирица 0,52 Туруханск 1.4
Махачкала 0,73 Начики (Камчатка) 13,6
Владикавказ 1,16 Александровск-Сахалинский 2,95
Красноуфимск 0,93 Владивосток 0,92
Из приведенных данных очевидно, что далеко не всегда многоснежные рай-
оны отличаются большим числом сильных снегопадов, например, на станциях
Кажим и Туруханск (Красноярский край) число дней с сильными снегопадами
мало, т. е. большая высота снежного покрова часто отмечается при небольших,
но частых снегопадах.
Сравнение числа дней с сильными снегопадами с общим числом дней с твер-
дыми осадками показывает, что они составляют лишь малую часть от общего
количества снегопадов (табл. 6.9).
336
Таблица 6.9
Число дней с сильными снегопадами п и твердыми осадками г
Станция п г п/г %
Хибины 1,2 100 1,2
Нижний Новгород 0,76 72 1,0
Казань 1,2 70 1,7
Мурманск 1,4 109 1,3
Кюсюр 0,58 145 0,4
Александровск-Сахалинский 2,95 86 3,4
Начики 13,62 109 12,5
Максимальный прирост высоты снежного покрова за сутки в европейской
части России меняется от 15 см до 0,5 м. Невелик он в западных районах и
Предуралье (14—17 см), на остальной части выпадает за сутки 20—30 см снега.
В горах Урала и Кавказа следует ожидать больших значений прироста.
Примерно таков же диапазон прироста снежного покрова за сутки в азиат-
ской части, за исключением Приамурья, Сахалина и Камчатки, где наблюда-
лись наибольшие значения прироста: Николаевск-на-Амуре — 53 см, Алексан-
дровск-Сахалинский — 42 см, Начики 105 см. На рис. 6.17 представлен мак-
симальный прирост высоты снежного покрова для отдельных станций.
Такие снегопады наиболее вероятны в ноябре и декабре, а также в февра-
ле—марте, но снег может выпадать и в осенние и весенние месяцы, что особен-
но опасно для южных районов.
В европейской части России диапазон значений температуры воздуха при
сильных снегопадах составляет —2...-10 °C, а скорости ветра — 3—4 м/с в рав-
нинной части и 7— 10 м/с в горах. В южных районах большинство таких снего-
падов наблюдается при положительной температуре. В азиатской части случаи
выпадения снега при положительной температуре очень редки, только на юге
Приморья и Камчатки отмечаются случаи выпадения снега при температуре от -2
до 0 °C. Скорость ветра здесь также невелика и только в прибрежной полосе и в
горах увеличивается до 9 м/с, а в отдельных случаях до 18 м/с. Продолжитель-
ность сильных снегопадов колеблется от 6—7 до 24 ч, но изредка возможны и
очень интенсивные снегопады, когда максимальное количество снега выпада-
ло за 2—3 ч. Интенсивность в большинстве случаев составляет 0,5—0,6 см/ч,
максимальная интенсивность находится в пределах 1—4 см/ч, но в горах Кав-
каза отмечен случай, когда за 1 ч 30 мин выпало 24 см снега. На ст. Эльбрус
максимальная интенсивность достигает 9 см/ч, наиболее частое значение 1,2—
1,4 см/ч.
337
105
6.3.5. Плотность снежного покрова
Так же как и другие метеорологические характеристики, плотность снеж-
ного покрова существенно меняется как в пространстве, так и во времени. Она
постепенно нарастает от начала зимы к весне и достигает своего максимума в
период таяния снега. Плотность определяется продолжительностью залегания
и высотой снежного покрова, скоростью ветра и колебаниями температуры в
зимние месяцы. Больших значений плотность может достигать в районах с
высоким снежным покровом и продолжительной зимой благодаря уплотнению
снега под влиянием силы тяжести. Она может быть большой также и в районах
с невысоким снежным покровом, если в течение зимы наблюдаются сильные
ветры, способствующие уплотнению снега, или возможны оттепели, вызываю-
щие подтаивание снега. Годовой ход плотности снежного покрова представлен
на рис. 6.18. В интервале плотности от 270 до 360 кг/м® увеличение температу-
ры на 1 °C дает увеличение плотности на 4 кг/м®.
На изменении плотности снежного покрова в большей степени, чем на из-
менении его высоты, сказывается влияние экспозиции склонов, рельефа мест-
ности, ее залесенности.
Средние значения плотности, приходящиеся на декаду наибольшей высоты
Янаи6 и наибольшего запаса воды в снежном покрове dHMl6, приведены в табл. 6.10.
Различия этих значений составляют 10—20 %. Значения плотности на от-
крытых и защищенных участках отличаются на 5—15 % (плотность выше пре-
имущественно на открытых участках). В южных районах страны, например в
Ростовской области и Краснодарском крае, наблюдается обратная картина:
большая плотность отмечается на защищенных участках. Это связано с тем, что
338
р кг/м3
Рис. 6.18. Годовой ход плотности снежного покрова р.
снег на этих участках дольше сохраняется- Из-за частых оттепелей и короткой
зимы он приобретает большую плотность.
Об изменчивости плотности дает представление рис. П.6.74.
Таблица 6.10
Средняя многолетняя плотность снежного покрова
Станция Плотность, кг/м8 Станция Плотность, кг/м8
^наиб ^Ийнб
Вышний Волочек 240 290 Тюмень 220 250
Воронеж 240 300 Сургут 230 240
Земетчино 303 352 Усть-Мая 170 190
Ростов-на-Дону 250 290
6.3.6. Запас воды в снежном покрове
Запас воды в снежном покрове определяется его высотой и плотностью.
Следует отметить, что максимум снегозапасов наблюдается позднее, чем мак-
симум высоты, так как на нем в значительной степени сказывается плотность
снега, которая больше в весенние месяцы. На рис. П.6.75 представлена карта
времени наступления максимального запаса воды в снежном покрове. Видно,
что наступление максимума укладывается практически в 2 месяца: от 3-й де-
кады февраля южнее 50° с.ш. до 3-й декады апреля на большей части террито-
рии России, за исключением севера, где может быть сдвиг на более поздние
сроки.
Общие закономерности распределения этой характеристики близки к ранее
рассмотренным другим характеристикам, но имеют и свои особенности.
В период формирования снежного покрова, когда температурный режим
неустойчив, возможны оттепели, холодный воздух дольше задерживается в
лесу и предохраняет снег от таяния.
339
С момента установления снежного покрова снегозапасы в лесу увеличива-
ются быстрее, чем в поле, особенно большое различие отмечается в конце
зимы. В табл. 6.11 приведены данные о запасе воды в снеге для различных уча-
стков.
Таблица 6.11
Запас воды (мм) в снежном покрове
Станция Лес Поле Отношение „лес”/,,поле”
Чердынь 244 196 1,47
Шамары 194 164 1,18
Усть-Мома 54 43 1,25
Якутск 54 53 1,0
К сожалению, единый коэффициент пересчета для определения запаса
воды в снеге получить трудно, можно сделать это только очень грубо.
Изменчивость запаса воды в снежном покрове по территории России очень
велика. Об этом можно судить как по среднему квадратическому отклонению о,
значения которого меняются в зависимости от района более чем вдвое, так и по
коэффициенту вариации С„ (табл. 6.12).
Таблица 6.12
Характеристики изменчивости запаса воды в снежиом покрове
Станция G ММ с„ % Станция С ММ С„%
Лодейное Поле 34 0,30 Тюмень 33 0,39
Охоны 34 0,29 Удинское 84 0,57
Няндома 41 0,29 Майкоп 32 0,71
Елабуга 23 0,36 1 1 Ярцево 62 0,29
Распределение коэффициента вариации запаса воды в снежном покрове
представлено на рис. П.6.76. Как видно из рисунка, по территории эта харак-
теристика меняется в 3,5—4 раза, от наименьших значений < 0,2 в районах с
продолжительной зимой и большими снегозапасами до 0,7—0,8 в Нижнем По-
волжье и Ставропольском и Краснодарском краях.
Мерой изменчивости запаса воды может также служить и различие его наи-
больших и наименьших значений. В районах с устойчивым снежным покровом
они отличаются в 2—3 раза, в районах с непостоянным и неустойчивым снеж-
ным покровом — в 10—15 раз.
6.3.7. Комплексная характеристика снежного покрова
При комплексном рассмотрении распределения всех характеристик снеж-
ного покрова по территории России можно выделить следующие особенности: в
зоне тундры снежный покров лежит очень неравномерно, высота его в среднем
не достигает 50 см, а на открытых местах еще меньше, но от ветра образуются
840
заструги. Плотность снежного покрова здесь составляет 260—280 кг/м % а мес-
тами достигает и 300 кг/м 3, что связано с продолжительной зимой и уплотня-
ющим действием ветра, запас .воды — в среднем около 100 мм, а в 5 % зим мо-
жет достигать 160—180 мм.
Наиболее высокий снежный покров в пределах европейской части России
наблюдается в Предуралье, где средняя из наибольших декадных высот состав-
ляет 90 см, а в отдельные годы достигает 140 см, плотность снега — 240—
260 кг/м3, запасы воды — 150—200 мм, а в отдельные годы могут достигать
300 мм. В высокогорной зоне Урала запас воды возрастает до 500 мм.
В северо-западном районе высота снежного покрова составляет 40—65 см,
плотность — 200—220 кг/м3 и она увеличивается на островах и в прибрежной
полосе Финского залива до 240 кг/м3. Средний запас воды равен 40—60 мм, а в
отдельные годы превышает 200 мм.
В центральных районах высота снежного покрова составляет около 50 см, в
5 % лет — 80—90 см. Запас воды меняется от 80 до 140 мм, а в многоснежные
годы достигает 200 мм.
По направлению к югу высота снежного покрова уменьшается и в Красно-
дарском и Ставропольском краях становится менее 20 см. Плотность снега —
160—200 кг/м3, запас воды — около 30 мм, в 5 % лет он может увеличиваться
почти втрое.
В прибрежной части Черного и Каспийского морей и невысокой предгорной
зоне средняя высота снежного покрова за декаду не показательна, так как сне-
гопады здесь редки, но они наносят большой ущерб.
По мере приближения к горам количество снега возрастает, соответственно
увеличиваются значения всех его характеристик. В горных районах Дагестана
на высоте 2500 м плотность снежного покрова составляет около 300 кг/м3, его
высота достигает 1,5 м.
Значительный интерес представляют не только средние и крайние значе-
ния показателей снежного покрова, но и их вероятностные характеристики.
Они являются дополнением к средним многолетним значениям, полнее рас-
крывают их содержание, позволяют определить значение показателя в то или
иное число лет. Так, на рис. П.6.72 представлено пространственное распределе-
ние наибольшей декадной высоты снежного покрова 20 %-й вероятности.
В табл. 6.13 приведены данные о высоте снежного покрова и запасе воды в нем
различной вероятности.
При этом следует иметь в виду, что максимальное наблюденное значение
может существенно превышать квантиль 5 % -й вероятности, так как она ха-
рактеризует лишь значение, возможное 1 раз в 20 лет.
В азиатской части, в Зауралье, на восточных склонах Урала и прилегающей
к нему части Западно-Сибирской низменности высота снежного покрова умень-
шается по сравнению с западными склонами Уральских гор и составляет 50—
60 см и в 5 % зим достигает 100 см, а запасы воды находятся в пределах 100—
150 мм.
По мере продвижения на восток количество снега увеличивается и его вы-
сота становится более 80 см, плотность увеличивается до 260 кг/м3, запас воды
составляет более 200 мм, а в отдельные годы достигает 300 мм.
В южных степных районах Западной Сибири снега становится существенно
меньше и 1 раз в 20 лет его высота не превышает 50 см, а средний запас воды
равен менее 100 мм.
341
Таблица 6.13
Наибольшая декадная высота снежного покрова
и запас воды в снеге различной вероятности
Станция Наибольшая декадная высота (см) вероятностью, % Наибольший запас воды (мм) вероятностью, %
20 10 5 20 10 5
Апатиты 104 121 136 196 238 246
Валдай 82 89 95 142 151 157
Владикавказ 22 27 32 54 64 72
Сургут 89 94 101 144 148 150
Сым 79 84 89 218 234 245
Джалинда 35 41 46 130 141 146
Усть-Камчатск 128 138 143 405 458 466
Горные районы Алтая и Кузнецкого Алатау отличаются многоснежностью,
особенно это характерно для юго-западных склонов Кузнецкого Алатау, где за-
пасы воды возрастают до 400—500 мм. Также велики запасы воды в Саянах,
где они составляют более 200 мм. Совершенно иная картина наблюдается в кот-
ловинах. Особенной сухостью отличается Минусинская котловина, где 1 раз в
10 лет снега бывает менее 40 см, а средний запас воды в нем — менее 30—40 мм.
Северная часть оз. Байкал отличается большим количеством снега (запас
воды составляет 180—200 мм), а Предбайкалье и Забайкалье, особенно его вос-
точные и юго-восточные районы, где средняя из наибольших декадных высот
составляет меньше 20 см, а запас воды — менее 50 мм, — малым количеством
снега.
В бассейнах рек Амура, Зеи и Бурей больше снега накапливается у предгорий
и в нижней части горных систем Сихотэ-Алиня, где средняя из наибольших де-
кадных высот (более 70 см) в 5 % зим достигает 1 м, а запас воды — 80—100 мм.
В южной части эти характеристики соответственно еще меньше — запасы воды
менее 50 мм.
Северо-восточные районы азиатской части России в силу обширности тер-
ритории, разнообразия физико-географических условий и погодных процессов
отличаются пестротой распределения снежного покрова при общей тенденции
увеличения его с запада на восток. В верховьях рек Яны, Индигирки и Колы-
мы средние декадные высоты невелики — всего лишь 30—35 см, на побережье
Анадырского залива и Берингова моря они возрастают до 50—80 см.
По территории северо-востока азиатской части России снег залегает очень
неравномерно, он сдувается с тундровых участков побережья и накапливается
на подветренных склонах гор, образуя снежные козырьки многометровой тол-
щины.
С увеличением высоты места возрастает и высота снежного покрова. На-
пример, в горах Корякского нагорья высота его составляет более 1 м, а запасы
воды в снеге — более 300 мм. На побережье Охотского моря высота снега равна
около 50 см, а запас воды в нем — около 100 мм.
Самым многоснежным районом на территории России является Камчатка,
особенно южная часть полуострова, где средняя высота снежного покрова пре-
вышает 2 м, запас воды достигает 1000 мм, плотность снега — 360 кг/м3 Один
раз в 20 лет выпадает до 3 м снега. Распределение запаса воды в снеге представ-
лено на рис. П.6.77.
342
7. ОБЛАЧНОСТЬ
Облачный покров, являясь главным регулятором притока лучистой энер-
гии, в значительной степени определяет количество поступающей к поверхно-
сти Земли солнечной радиации, является источником осадков и тем самым за-
метно влияет на формирование погоды и климата. Поэтому особенности клима-
тического режима облачности представляют интерес в первую очередь благода-
ря своей климатообразующей роли.
В прикладном аспекте роль облачности выражается в непосредственном
влиянии на авиацию, авиационно-космические исследования, морской транс-
порт. От преобладающей формы и количества облаков зависят величина рекре-
ационных ресурсов того или иного района и организация отдыха. Первостепен-
ную роль облака играют в военно-воздушной разведке и ее нейтрализации. Яв-
ляясь одним из механизмов формирования климата и его изменчивости, обла-
ка оказывают опосредованное влияние на весь процесс планирования и управ-
ления хозяйственной деятельностью человека.
Пространственно-временное распределение облаков на земном шаре, вклю-
чая территорию России, исследовали многие авторы по наземным, аэрологиче-
ским и спутниковым данным. Результаты этих исследований картированы или
затабулированы по узлам координатной сетки. По наземным данным наиболее
полные карты облачности построены Т. Г. Берлянд и Л. А. Строкиной [17].
Многочисленные результаты аэрологических и спутниковых наблюдений по-
дробно проанализированы, обобщены и дополнены Л. Т. Матвеевым и Ю. Л. Мат-
веевым в монографии „Глобальное поле облачности” (Л.: Гидрометеоиздат, 1986).
Этой фундаментальной монографией можно было бы ограничиться для геогра-
фического описания распределения облаков, если бы карты облачности, по-
строенные по спутниковым и наземным данным, совпадали. Однако это не так.
Поэтому авторы представляют в настоящей монографии климатический ре-
жим облачности по климатическим материалам, содержащимся в [115].
7.1. Среднее годовое количество облаков
Количество облаков на территории России распределено довольно неравно-
мерно (рис. П.7.1). Наиболее пасмурными являются Северо-Запад европейской
части России, где количество общей облачности в среднем за год составляет
7 баллов и более, а также побережье Камчатки, Сахалина, северо-западное побе-
режье Охотского моря, Курильские и Командорские острова. Эти области рас-
положены в районах активной циклонической деятельности, характеризую-
щейся наиболее интенсивной циркуляцией и развитой адвекцией влажных
воздушных масс.
343
На западе России циклоническая циркуляция является следствием цикло-
нической деятельности на арктическом фронте и действия исландского цикло-
на, наблюдающегося на севере Атлантики в течение всего года и оказывающего
особенно сильное влияние на климат Северо-Запада европейской части России
в зимний и осенний сезоны.
Алеутский минимум, под влиянием которого находятся районы Камчатки,
Сахалина и Приморья, прослеживается на картах погоды с августа по июнь и
достигает наибольшей интенсивности зимой. Летом здесь часто дует муссон и
над Охотским морем активизируется низкий антициклон или гребень, обуслов-
ливая пасмурную и дождливую погоду над северной частью Японского моря и
его побережьем. В годы активной антициклонической деятельности над Охот-
ским морем, на Сахалине и Камчатке количество облаков и осадков выше нор-
мы, а в Приморском крае — несколько ниже. На количество облаков над
юго-восточными районами азиатской части России оказывают влияние азиат-
ская депрессия (ее ложбина направлена на район среднего течения р. Амура) и
тихоокеанский антициклон. Значительная облачность (от 6 до 7 баллов в сред-
нем за год) присуща всей территории европейской части России, если из нее
вычленить район с максимальным годовым количеством облаков, рассмотрен-
ный выше. Область значительного количества облаков распространяется на За-
падную Сибирь, достигая оз. Байкал. Восточная Сибирь, кроме Среднесибир-
ского плоскогорья, Забайкалья и Алтая, характеризуется меньшим средним
годовым количеством облаков. Здесь оно находится в пределах от 5 до 6 бал-
лов, а на крайнем юге местами даже меньше 5 баллов. Весь этот сравнительно
малооблачный район азиатской части России приходится на сферу действия
азиатского антициклона и характеризуется малой повторяемостью циклонов.
Выделяется также полоса менее значительного количества облаков, вытянутая
в меридиональном направлении непосредственно за Уралом. Это объясняется
„затеняющей” ролью Урала. Циклоническая деятельность, активно развиваю-
щаяся на арктическом побережье азиатской части России, сюда почти не рас-
пространяется. В южную половину данной полосы часто выносятся по юго-за-
падной периферии азиатского антициклона холодные воздушные массы, что
способствует усилению континентальности и уменьшению здесь облачности.
На эту же часть приходится наибольшая для Сибири повторяемость антицик-
лонов как зимой, так и летом.
Распределение среднего годового количества нижней облачности (рис. П.7.2)
в общих чертах следует за распределением среднего годового количества общей
облачности. Наибольшее ее количество также приходится на Северо-Запад ев-
ропейской части России и составляет на 1—2 балла меньше, чем количество об-
щей облачности. Можно считать, что пасмурная погода здесь создается в основ-
ном за счет облаков нижнего яруса, особенно зимой. Не меньшее количество
облаков в целом за год наблюдается и во второй, наиболее пасмурной области,
охватывающей южную часть Камчатки, Сахалин, Курильские и Командорские
острова и северо-западное побережье Охотского моря. В этой области среднее
годовое количество облаков нижнего яруса составляет 4 балла, а местами
5 баллов.
Над Сибирью наибольшее количество облаков нижнего яруса наблюдается
в юго-восточной части Западной Сибири и на Среднесибирском плоскогорье.
Довольно часто, особенно летом, в этом районе имеют место северо-западные
вторжения, а иногда и северо-восточные, несущие влажный атлантический
воздух. Среднее годовое количество облаков нижнего яруса превышает 3 балла.
344
Минимальное среднее годовое количество нижней облачности, так же как и
общей, приходится на Восточную Сибирь и особенно на Забайкалье. Среднее
годовое количество облаков нижнего яруса не превышает в этих районах 2 бал-
лов. Таким образом, в очагах малооблачной погоды не только мало количество
облаков, но облака здесь преимущественно высокие. Отношение количества об-
щей облачности к количеству нижней в Восточной Сибири превышает 2,5, до-
стигая местами 3 и более. На Северо-Западе европейской части России, к при-
меру, это отношение составляет всего лишь около 1,5, а кое-где и меньше. Сле-
довательно, Восточная Сибирь — район преобладания облаков верхнего и сред-
него ярусов, свойственных континентальным районам, в которых адвекция
влажных воздушных масс ограничена.
7.2. Годовой ход количества облаков
Годовой ход количества облаков в одних районах кардинально отличается
от годового хода в других районах, меняясь на противоположный.
На рис. 7.1 приведены примеры годового хода количества облаков, отража-
ющие характерные особенности климатообразующих процессов разных клима-
тических районов.
На всей европейской части России годовой ход количества как общей, так и
нижней облачности характеризуется минимальными значениями летом и мак-
симальными поздней осенью или зимой. Самое малое среднее месячное значе-
ние приходится на июнь—июль (Москва, Курск, Санкт-Петербург, Казань,
Архангельск и др.), а в некоторых районах — на июль—август (Волгоград,
Грозный и др.).
Максимум количества облаков отмечается либо в ноябре, либо в декабре.
На севере европейской части России максимум чаще наблюдается в ноябре, а
на юге, где циклоническая деятельность развивается позже, — в декабре.
В центре европейской части России (Курск) количество облаков одинаково в но-
ябре и декабре. Январь повсеместно менее пасмурный месяц, чем ноябрь и де-
кабрь, но и в январе количество облаков остается достаточно большим. Ампли-
туда годового хода составляет от 2,5 до 3 баллов, она больше в южных районах
европейской части России и меньше в центральных и северных.
Прямо противоположный годовой ход количества общей и нижней облачно-
сти наблюдается на Дальнем Востоке, Сахалине и Камчатке. Здесь наибольшее
среднее месячное количество облаков приходится на июль, когда действует
юго-восточный летний муссон, выносящий с океана большое количество водя-
ного пара. Образованию облаков способствует вынужденная конвекция вдоль
многочисленных горных хребтов, расположенных вдоль восточного побережья
Азии. Минимум облачности отмечается в январе, в период наибольшего разви-
тия зимнего муссона, с которым на побережье поступает выхоложенный конти-
нентальный воздух с материка.
Рассматривая кривые годового хода двух указанных типов, можно заме-
тить, что самая большая амплитуда годового хода наблюдается на Дальнем
Востоке (Владивосток), где она приближается к 6 баллам. В европейской части
России амплитуда поменьше, около 3—4 баллов.
345
N балл Мурманск
10
2
Рис. 7.1. Годовой ход количества N общей (7) и нижней (2) облачности.
N балл Волгоград
10
Своеобразный годовой ход количества облаков еще одного, третьего, типа
встречается в Западной Сибири на побережье Баренцева и Карского морей и
прилегающих к ним северных районах европейской и азиатской частей России,
а также в Восточной Сибири (Якутск, Томск). Годовой ход здесь отличается от
предыдущих наличием не одного, а двух максимумов количества облаков и ма-
лой амплитудой годового хода. Максимумы приходятся на начало лета (май—
июнь) и осень (сентябрь—октябрь), а минимумы — на весну и середину лета.
Амплитуда годового хода не превышает 2 баллов.
7.3. Изменчивость количества облаков
В отличие от большей части других метеорологических величин, распреде-
ление по территории таких характеристик изменчивости, как среднее квадра-
тическое отклонение и коэффициент асимметрии, маловыразительно. Это свя-
зано с формой статистического временного распределения количества облаков,
которая имеет U-образный вид, так как это распределение ограничено с двух
сторон физическими пределами (0 и 10 баллов).
На всей территории России (рис. 7.2) среднее квадратическое отклонение
количества общей облачности о0бщ в различные месяцы находится в пределах
от 2 до 3,6 баллов. При этом наибольшее значение о0бщ имеет в январе или де-
кабре. Почти повсеместно его значение превышает 3 балла и чаще всего близко
к 3,2—3,4 баллов. Самое большое значение о о6щ, равное 3,5—3,6 баллов, в январе
получено по Восточной Сибири. Минимальные значения оо6щ приходятся, как
правило, на лето и по большей части станций колеблются в пределах от 2,3 до
2,7 баллов. В Восточной Сибири на отдельных станциях о0бщ уменьшается до
2 баллов.
Коэффициент асимметрии As за редким исключением имеет отрицательный
знак и в течение года меняется по-разному, его абсолютное значение довольно
неустойчиво.
В европейской части России минимум As по абсолютному значению чаще
приходится на лето. На крайнем юго-западе летом он принимает кое-где даже
положительное значение. Немного меньше коэффициент асимметрии летом,
чем зимой, особенно в Якутии. В этих районах его абсолютное значение летом,
как правило, меньше 1, а зимой больше (но не превышает 2).
На Кольском полуострове, Урале, в Западной Сибири, на Дальнем Востоке,
на Сахалине коэффициент асимметрии минимален в январе и при этом меньше
1 по абсолютному значению, а максимален в июле или осенью. На Сахалине в
июне он даже превышает 2 по абсолютному значению, в Мурманске в октябре —
близок к 2-
Отрицательный коэффициент асимметрии означает, что пасмурная погода
наблюдается чаще, чем ясная и малооблачная. Поэтому вполне естественно,
что коэффициент асимметрии общей облачности почти повсеместно и во все се-
зоны имеет знак минус. При этом в те месяцы и в тех районах, где повторяе-
мость пасмурного неба больше, коэффициент асимметрии также больше.
347
I III V VII IX XI
I III V VII IX XI
I III V VII IX XI
I III V VII IX XI
I III V VII IX XI
стобщ Якутск A,
Собщ Магадан °
I III V VII IX XI
Рис. 7.2. Годовой ход среднего квадратического отклонения и коэффициента асимметрии А, среднего суточного количества общей облачности.
7.4. Повторяемость пасмурного неба
Наиболее показательной характеристикой облачности является вероят-
ность пасмурного неба по общей и нижней облачности. Эта характеристика об-
ладает большей наглядностью, чем среднее количество облаков, и имеет веро-
ятностный характер, что облегчает ее использование при принятии решений в
современных условиях. Поэтому рассмотрим ее географическое распределение
во все сезоны года. На рис. П.7.3—7.10 изображены карты повторяемости пас-
мурного неба (количества облаков 8—10 баллов) по общей и нижней облачно-
сти за центральные месяцы каждого из четырех сезонов. В январе к районам,
где наблюдается наибольшая вероятность пасмурного неба по общей облачно-
сти (более 70 %), относится почти вся территория европейской части России.
Исключение представляют Кольский полуостров, побережье Баренцева и Кар-
ского морей, крайний юго-запад и юго-восток европейской части России, где
вероятность количества облаков 8—10 баллов находится в пределах от 60 до 70 %.
Такая же вероятность пасмурного неба наблюдается в обширной зоне, охва-
тывающей центр и южную половину Западно-Сибирской низменности, распо-
ложенную восточнее р. Оби, и большую часть Среднесибирского плоскогорья
до Восточного Саяна и Предбайкалья. Во все стороны от этой области повторяе-
мость пасмурной погоды уменьшается. В прилегающей к восточным склонам
Урала части Западной Сибири диапазон повторяемости составляет 50—60 %. То
же самое можно сказать и о горной полосе, окаймляющей наиболее пасмурную
зону с юга. А вот в направлении на восток и юго-восток, т. е. при попадании в
зону действия зимнего азиатского антициклона, повторяемость пасмурной по-
годы резко уменьшается. В бассейне р. Лены, в районах Верхоянского хребта и
хребта Черского повторяемость пасмурной погоды изменяется от 40 до 50 %, а
местами составляет меньше 40 %. Очень мала повторяемость пасмурной погоды
в Забайкалье, Приамурье, Хабаровском крае, во всей прибрежной зоне Дальнего
Востока. Количество облаков 8—10 баллов наблюдается здесь с вероятностью,
меньшей 40 %, а местами даже меньше 30 %. В северной половине Сахалина по-
вторяемость пасмурной погоды близка к 40 %, а на юге Сахалина, на Курильских
и Командорских островах она возрастает до 60—70 %, а местами и больше.
На Камчатке и Чукотке повторяемость общей облачности в основном превыша-
ет 60 % или приближается к 60 %.
Повторяемость облаков нижнего яруса в количестве 8—10 баллов распре-
делена похожим образом, хотя конфигурация изолиний одинаковой повторяе-
мости облаков нижнего яруса (8—10 баллов) по виду несколько отличается
от таковой общей облачности. Значения повторяемости, естественно, намного
меньше.
В северо-западном и центральном районах европейской части России повто-
ряемость облаков нижнего яруса (8—10 баллов) составляет свыше 50 %, при-
ближаясь в отдельных пунктах к 60 %. Свыше 50 % составляет повторяемость
пасмурного неба по нижней облачности на Черноморском побережье Кавказа и
кое-где на Северном Кавказе. На всей остальной территории европейской части
России: на северном побережье, вдоль Урала, на Нижней Волге, та же повторя-
емость значительно меньше (меньше 50 и даже 40 %).
Резко уменьшается частота образования сплошных облаков нижнего яруса
за Уралом и при дальнейшем движении на восток. Непосредственно за Уралом
повторяемость облаков нижнего яруса (8—10 баллов) не превышает 20 %. В вос-
точной части Западной Сибири в некоторых пунктах, особенно на юго-востоке,
349
повторяемость облаков нижнего яруса (8—10 баллов) несколько превышает 20 %,
но не достигает 30 %. К востоку от р. Енисея повторяемость уменьшается и вос-
точнее Среднесибирского плоскогорья составляет лишь несколько процентов,
очень часто 1—2 %. Та же картина наблюдается в Предбайкалье и Забайкалье,
где повторяемость облаков нижнего яруса (8—10 баллов) меньше 10 % в Пред-
байкалье, а за оз. Байкал, вплоть до р. Амура на востоке, находится в пределах
от 0 до 2—3 %. Восточная Сибирь и Забайкалье в январе являются самыми ма-
лооблачными районами России. На побережье Японского моря повторяемость
облаков нижнего яруса (8—10 баллов) больше и местами немного превышает
14 %. На побережье Охотского моря до Колымского хребта повторяемость так
же мала и составляет до 10 %. На побережье Колымы, на Камчатке и Сахалине
облака нижнего яруса образуются уже гораздо чаще, а местами, особенно на
южной оконечности Камчатки, Сахалине и на Курильских островах, повторяе-
мость облаков нижнего яруса (8—10 баллов) больше 50 %, как в районах с наи-
большей вероятностью пасмурного неба.
В апреле распределение частоты образования общей облачности (8—10 бал-
лов) по территории России становится более равномерным. На большей части
территории преобладает повторяемость общей облачности (8—10 баллов) от 50
до 60 %. Чаще чем в 60 % всех случаев облака всех ярусов образуются в север-
ных районах европейской части России, большей части Урала, в довольно уз-
кой полосе за р. Енисеем, на западе Среднесибирского плоскогорья и на скло-
нах Восточного Саяна, в бассейне р. Витима, а также на Сахалине и Камчатке.
Особенно велика повторяемость пасмурного неба по общей облачности на Ку-
рильских островах, где пасмурно более чем в 70 % всех случаев наблюдений.
Сравнительно небольшая повторяемость пасмурной погоды (меньше 50 %)
наблюдается в устье р. Волги, на южной оконечности Уральских гор и на севе-
ро-востоке азиатской части России (на побережье Восточно-Сибирского моря,
Колымской низменности, в районе хребтов Верхоянского, Черского и Колым-
ского).
Распределение облаков нижнего яруса сохраняет так же, как зимой, неко-
торую неравномерность по территории, хотя различия в повторяемости между
наиболее и наименее пасмурной погодой по нижней облачности несколько
сглаживаются. Почти нигде на территории России, кроме Камчатки, Сахали-
на, Курильских островов, небольшого района на северо-западе азиатской части
России и Кавказских гор, повторяемость облаков нижнего яруса (8—10 баллов)
не превышает 40 %. Меньше 30 % отмечается повторяемость пасмурного неба
по нижней облачности на юго-востоке европейской части России (исключая
устье р. Волги), южном Урале, на всей территории азиатской части России,
кроме южной части дальневосточного побережья.
Поскольку азиатский антициклон начинает в апреле разрушаться и сокра-
щаться по площади, повторяемость облаков нижнего яруса (8—10 баллов)
меньше 10 % наблюдается только на небольшом участке южнее Яблонового
хребта и на его южных склонах. Такая же повторяемость на северо-востоке
азиатской части России вплоть до Чукотки, в районе преобладания антицикло-
нической деятельности. Северо-восточный отрог азиатского антициклона, в от-
личие от других его частей, в апреле сохраняется.
На островах Северного Ледовитого океана (Новая Земля, Северная Земля,
о. Ушакова, Новосибирские острова) повторяемость пасмурной погоды как по
общей, так и по нижней облачности не только не меньше по сравнению с янва-
рем, но даже больше. К апрелю повторяемость пасмурной погоды по общей об-
лачности возрастает здесь примерно на 10 % (превышая 50 %), а по нижней —
350
на несколько процентов. В отдельных случаях в апреле повторяемость пасмур-
ной погоды по нижней облачности на несколько процентов меньше, чем в январе.
Летнее распределение повторяемости пасмурной погоды существенно отли-
чается как от зимнего, так и от весеннего. Северо-Запад европейской части Рос-
сии летом уже не относится к наиболее пасмурным районам, так как повторяе-
мость пасмурного неба по общей облачности составляет здесь не больше 60 %
и, как правило, меньше 55 %. Самыми пасмурными являются районы северно-
го и восточного побережья, а также все острова как в северных, так и в восточ-
ных морях России. По краю побережья проходит изолиния повторяемости пас-
мурной погоды 70 %, а на Курильских, Командорских островах и на юго-за-
падном побережье Камчатки повторяемость пасмурной погоды превышает 80 %,
приближаясь местами к 90 %. Большая повторяемость пасмурной погоды на
восточном побережье связана с летним муссоном, развивающимся вследствие
совместного действия северо-тихоокеанского антициклона и депрессии на ма-
терике. На северо-востоке материка в это время развивается циклоническая де-
ятельность, а на средних картах давления прослеживается ложбина на поляр-
ном и арктическом фронтах. При этом морской воздух умеренных и субтропи-
ческих широт выносится по периферии гребня над Охотским морем юго-вос-
точными ветрами (летним муссоном) на материк. Воздействие муссона ограни-
чивается вследствие рельефа местности (ряда хребтов) прибрежными районами
и лишь по низменным долинам рек, выходящим к морю, юго-восточные ветры
распространяются дальше на запад.
Центральная зона азиатской части России характеризуется так же, как и
европейская часть России, повторяемостью пасмурной погоды менее 60 % (в боль-
шинстве районов менее 55 %). Северная граница этой эоны колеблется около
Северного полярного круга (на территории Среднесибирского плоскогорья опу-
скаясь южнее, а над долинами рек Лены и Енисея поднимаясь к северу), на юге
данную зону ограничивают две области повышенной повторяемости пасмурной
погоды — одна охватывает частично Западный и Восточный Саяны и поднима-
ется узкой полосой к верховьям р. Верхней Тунгуски, а вторая начинается с
Забайкалья, проходит вдоль всего восточного побережья, отсекает Колымский
край и Чукотку. В этих областях повторяемость пасмурной погоды находится в
пределах от 60 до 70 %, в основном меньше 65 %.
Возвращаясь к европейской части России, отметим, что южная половина
этой территории является наименее пасмурным районом России. Южнее при-
мерно 52° с.ш. повторяемость общей облачности (8—10 баллов) составляет
меньше 40 %, а южнее 50° с.ш., вплоть до Кавказского хребта и Черноморского
побережья, — меньше 30 %. Невелика повторяемость пасмурной погоды и на
крайнем юге Западной Сибири, на границе с Казахстаном (менее 50 %).
Распределение повторяемости пасмурного неба по нижней облачности похо-
же на таковое по общей, но локализация областей повышенной и пониженной
повторяемости отличается от локализации очагов общей облачности.
Изолиния повторяемости пасмурного неба, равная 30 %, проходит через
территорию всей России, отделяя северные районы в полосе 60—65° с.ш., под-
нимаясь местами к северу (за Уралом, вдоль р. Лены); южнее 60-й параллели
данная изолиния проходит лишь на крайнем западе европейской части России.
Верхоянский хребет и хребет Черского, территория Камчатки и Сахалина и все
дальневосточное побережье охвачены областью более значительной повторяе-
мости пасмурного неба по нижней облачности, превышающей 30—40 %. В узкой
прибрежной полосе на южной оконечности Камчатки, на Сахалине повторя-
емость пасмурной погоды, создаваемой облаками нижнего яруса, превышает 50 %,
351
а на Курильских островах она местами составляет даже более 70 %. Таким об-
разом, весь Дальний Восток, включая Курильские и Командорские острова, в
летнее время является чрезвычайно пасмурным регионом. Несколько меньше
вероятность появления облаков нижнего яруса (8—10 баллов) над северными
частями Камчатки и Сахалина, в районе устья р. Амура. Меньше повторяе-
мость пасмурного состояния неба по нижней облачности во внутренних районах
дальневосточной территории: над районами Хабаровска, вдоль р. Уссури, на
западных склонах Сихотэ-Алиня и во всем Забайкалье, где облака нижнего
яруса (8—10 баллов) образуются менее чем в 30 % всех случаев, а в области,
расположенной к юго-востоку от Яблонового хребта, даже реже чем в 20 % случаев.
Октябрь — наиболее пасмурный месяц на большей части территории Рос-
сии. Исключение составляет весь Дальний Восток, Сахалин, восточное побере-
жье Камчатки, Курильские и Командорские острова, где в это время наблюда-
ется перестройка циркуляционных процессов, разрушается антициклон или
гребень над Охотским морем, который обусловливает облачную и дождливую
погоду над северной частью Японского моря и его побережьем. Прекращается
летний муссон. Повторяемость пасмурного неба по общей облачности на всем
Дальнем Востоке, кроме западного побережья Камчатки, составляет меньше 70 %.
В северных районах Камчатки, в долине р. Камчатки, на северной оконечности
Сахалина и Командорских островах она превышает 60 %, так же как на Юка-
гирском плоскогорье и в долине р. Анадыря. Jia остальной части дальневосточ-
ного побережья, на Курильских островах, Сахалине повторяемость пасмурной
погоды по общей облачности составляет меньше 50 %, а на побережье Японско-
го моря, в районе истоков р. Амура, между реками Шилкой и Аргунь — мень-
ше 40 %. Невелика повторяемость пасмурной погоды (меньше 50 %) в Приаму-
рье и Приморье. При перемещении из этих районов на запад и север повторяе-
мость пасмурной погоды по общей облачности резко возрастает. Только в самых
южных районах Восточной и Западной Сибири, а также восточнее р. Лены, в
районе Верхоянского хребта и хребта Черского, в бассейне р. Яны и на восточ-
ных склонах Урала повторяемость пасмурного неба составляет меньше 70 %.
На остальной территории азиатской части России повторяемость пасмур-
ной погоды находится в пределах от 70 до 80 %. Особенно часто пасмурная по-
года наблюдается в западной части Среднесибирского плоскогорья, где ее по-
вторяемость превышает 80 %.
Очень велика повторяемость пасмурной погоды и в европейской части Рос-
сии. Весь северо-восток от Урала до Онеги и верховьев р. Волги (Ярославль)
очерчен изолинией 80 %-й повторяемости пасмурной погоды. Повсеместно в
европейской части России вплоть до 55° с.ш. повторяемость пасмурной погоды
больше 70 %. Меньше 60 % повторяемость пасмурной погоды отмечается лишь
вблизи и южнее 50-й параллели. На Ставрополье пасмурная погода наблюдает-
ся меньше чем в половине всех случаев наблюдений. Этот район осенью самый
малооблачный. Пасмурная погода в большинстве районов европейской части
России, за исключением южных областей, связана в основном с облаками ниж-
него яруса, повторяемость которых осенью также очень велика. Во всей север-
ной половине европейской части России она больше 60 %. К югу повторяе-
мость облаков нижнего яруса (8—10 баллов) постепенно убывает. Изолинии
пасмурной погоды 50 и 40 % расположены в широтном направлении и лишь
изолиния 30 %-й повторяемости проходит вдоль границ Прикаспийской низ-
менности. Повторяемость пасмурного неба по нижней облачности меньше 30 %
отмечается на Черноморском побережье.
352
В азиатской части России,-главным образом в Восточной Сибири, в южных
горных районах, особенно .в Забайкалье, контрасты между повторяемостью пас-
мурного неба по общей и нижней облачности больше, чем в европейской части.
От оз. Байкал до Приамурья повторяемость пасмурного неба по нижней об-
лачности не превышает 20 % , а в области Витимского плоскогорья, Яблонового
хребта, вдоль р. Амура и до Станового хребта повторяемость облаков нижнего
яруса (8—10 баллов) составляет 10 % и менее. Если учесть, что повторяемость
пасмурного неба по общей облачности здесь равна или превышает 50 %, отноше-
ние ее к повторяемости облаков нижнего яруса (8—10 баллов) равно 5.
Почти такое же отношение повторяемости пасмурного неба по общей облач-
ности к повторяемости по нижней в районах Верхоянского хребта и хребта
Черского, где эти повторяемости составляют около 60—65 и 15—20 % соответ-
ственно. Меньше это отношение на юге Западной Сибири (приблизительно 3),
на Среднесибирском плоскогорье, где повторяемость пасмурного неба по ниж-
ней облачности превышает уже 40 %, а по общей облачности приближается к
80 %. На всей остальной территории азиатской части России это отношение ко-
леблется около 2.
7.5. Суточный ход количества облаков
Относительно изменения количества облаков в течение суток можно сде-
лать несколько общих выводов для всей территории России (рис. 7.3).
Во-первых, суточный ход сравнительно слабо выражен почти во все месяцы
года. Его амплитуда обычно не превышает 1—2 баллов. Исключение представ-
ляет суточный ход летом в центральных районах европейской части России и
на юге Сибири. Здесь его амплитуда по количеству как общей, так и нижней
облачности достигает 3 баллов (Курск, Москва, Самара, Томск).
Во-вторых, количество облаков почти повсеместно на территории России
больше днем, чем ночью. При этом в январе максимум в ходе количества обла-
ков приходится на утренние часы.
В центральные месяцы весны и осени суточный ход сглажен, максимум мо-
жет смещаться на разные часы суток. В апреле суточный ход количества обла-
ков ближе к летнему, а в октябре — к зимнему типу. Следует отметить, что на
рис. 7.3 указано московское декретное время.
Третья особенность суточного хода количества облаков состоит в том, что
суточный ход нижней облачности практически повторяет суточный ход общей
облачности. Графики суточного хода общей и нижней облачности отстоят один
от другого приблизительно на 1,5—2 балла в европейской части России и на
3—4 балла в Сибири. Исключения из этого правила наблюдаются зимой в вос-
точных районах азиатской части России. Во Владивостоке и на Камчатке коли-
чество нижней облачности, можно сказать, не испытывает никаких изменений
в суточном ходе (см. рис. 7.3). В Якутске изменения более заметны, но макси-
мум от минимума отличается всего на 1,5 балла. Кстати говоря, суточный ход
общей облачности выражен в Якутске еще слабее, чем нижней. Причиной это-
го являются значительная стабильность характера атмосферной циркуляции в
течение зимы и, следовательно, устойчивость погоды в течение дня.
На Дальнем Востоке в холодное полугодие зимний муссон представляет со-
бой устойчивый перенос континентального воздуха по восточной периферии
азиатского антициклона. Он наблюдается и в первую половину весны. Поэтому
и характер облачности как зимой, так и весной отличается в течение суток
большим постоянством.
353
Санкт-Петербург
9 12 15 18 21 О
9 12 15 18 21 О
Рис. 7.3. Продолжение.
9 12 15 18 21 О
Январь
9 12 15 18 21 О
Грозный
Апрель
Октябрь
Рис. 7.3. Окончание.
7.6. Формы облаков
Распределение облаков по формам характеризуется постоянством во време-
ни и пространстве. Почти на всей территории России преобладают Ci среди об-
лаков верхнего яруса, Ас среди облаков среднего яруса и Sc или Ns среди обла-
ков нижнего яруса. Повторяемость облаков нижнего яруса (и облаков верти-
кального развития) рассчитана в % от общего числа случаев, когда наблюдались
облака любого яруса. При расчете повторяемости облаков среднего яруса за 100 %
принималось число случаев, когда нижняя облачность не была сплошной и по-
зволяла наблюдать облака среднего яруса; а при расчете повторяемости обла-
ков верхнего яруса рассматривались лишь случаи, когда не была сплошной не
только облачность нижнего, но и облачность среднего яруса.
Значения совокупной повторяемости трех названных форм облаков, как
правило, превышают 40 % или близки к ним. В отдельных районах азиатской
части России, в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке, повторяемость Ci пре-
вышает 50 %, а в Забайкалье и Предбайкалье достигает 70 % и есть пункт, где
она равна даже 80 %. На юге Дальнего Востока в некоторых местах преобладание
Ci сменяется преобладанием Cs (обычно лишь в некоторые сезоны). В табл. 7.1
приведены примеры распределения повторяемости по формам облаков в раз-
личных климатических условиях.
Таблица 7.1
Повторяемость (%) основных форм облаков
358
При анализе таблицы следует помнить о том, что повторяемость облаков
верхнего и среднего ярусов не является абсолютной. Поэтому нельзя сравни-
вать повторяемость облаков разных ярусов. Например, при одной и той же по-
вторяемости Ci и Sc последние образуются чаще первых.
В европейской части России повторяемость Ci превышает 40 % в северной
половине лишь на возвышенностях, а в южной половине — повсеместно. Отно-
сительная повторяемость Ас несколько меньше, чем Ci, и, как правило, лишь при-
ближается к 40 %. Лишь в предгорьях Кавказа и на западных склонах Средне-
русской, Приволжской возвышенностей и Южного Урала она больше 40 %.
В азиатской части России значения повторяемости Ас, превышающие 40 %,
отмечаются лишь на северо-западных склонах Саян и Енисейского кряжа и
кое-где в горных районах Сахалина и Камчатки. Очевидно, значительная доля
Ас приходится в этих районах на чечевицеобразные их формы, образующиеся
в „стоячих волнах” перед препятствием.
Следует заметить, что в абсолютном выражении повторяемость Ас может
уступать As. которые обычно наблюдаются при облаках Ns и не видны из-за об-
лаков нижнего яруса. То же самое относится к Ci и Cs. В тех районах, где ниж-
няя облачность наблюдается сравнительно редко (Байкит, Улан-Удэ, Мину-
синск), повторяемость As приближается к повторяемости Ас, особенно в пере-
ходные сезоны и зимой (см. табл. 7.1).
Что касается преобладания Sc над другими облаками нижнего яруса, то оно
является безусловным в большинстве районов европейской части России, где
повторяемость Sc близка к 40 % и лишь на юге Кавказа и в Армении местами
меньше повторяемости СЬ и Си, главным образом летом. В азиатской части
России повторяемость Sc сравнительно невелика, особенно в Восточной Сиби-
ри, в Предбайкалье и Забайкалье. Лишь на Камчатке и Чукотке повторяемость
Sc близка к 40 %.
Повторяемость всех остальных форм облаков значительно меньше по срав-
нению с тремя перечисленными формами и обычно не достигает за год даже 20 %.
В годовом ходе выделяются преобладание в нижнем ярусе летом Си и СЬ
(табл. 7.2, Курск, Екатеринбург) или большая их повторяемость наряду с пре-
обладанием Sc (Москва), а также возрастание повторяемости As в январе, ок-
тябре или апреле. На территории Восточной Сибири в холодную часть года в
ряде мест As преобладает над Ас (Минусинск).
Очень мала в летние месяцы повторяемость Ns, St и Cs. Это формы в основ-
ном фронтальных облаков, а летом сравнительно редко создаются условия,
благоприятные для активной циклонической деятельности. В области азиат-
ского антициклона и зимой указанные формы облаков образуются сравнительно
редко.
В заключение следует отметить, что преобладание указанных выше форм
облачности является достаточно устойчивым на обширных территориях, так
кай оно мало зависит от особенностей подстилающей поверхности, а связано с
крупномасштабными климатообразующими процессами.
359
Таблица 7.2
Месяц
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Годовой ход повторяемости (%) основных форм облаков
| Сс
Форма облаков
I Ac As I Си | СЬ
Екатеринбург, город
Sc
53
56
51
53
49
50
51
43
43
36
37
47
4
3
3
3
3
4
4
4
11
14
13
9
6
3
2
3
4
6
7
10
29
27
26
27
34
40
43
42
39
33
32
31
29
26
17
8
5
3
2
5
15
18
24
0
1
5
15
27
33
34
29
16
5
1
0
13
13
17
17
20
23
25
20
17
24
21
15
48 0,3 5
49 0,2 5
42 0,3 4
41 0,6 4
43 0,4 2
40 0,4 1
37 0,4 1
36 0,9 1
33 0,6 1
32 0,7 2
24 0,1 2
30 0,5 5
50
52
46
45
47
44
40
37
37
30
28
37
0,7
1
0,9
0,2
0,7
0,9
0,7
0,9
1
0,5
0,2
0,9
14
14
14
11
6
5
3
3
4
6
6
11
36
36
29
37
41
45
46
5
50
45
41
38
27
25
26
33
40
37
39
39
35
31
25
26
Курск
17
11
11
8
4
2
2
2
6
12
0
0
5
15
22
29
29
26
16
5
1
0
Москва
26
22
15
9
4
3
4
2
8
8
2
2
8
19
28
37
33
32
18
7
3
2
4
4
8
16
24
28
32
23
19
15
8
5
3
4
6
12
18
19
19
18
13
9
3
25
21
28
26
30
32
31
35
40
44
40
32
17
20
22
26
18
18
17
17
25
35
30
21
32
39
36
38
36
32
37
38
46
53
44
34
| Ns
5
5
4
5
3
3
3
5
11
9
8
19
17
13
6
2
1
1
2
4
7
15
21
14
13
13
8
3
1
3
2
6
12
20
21
| St | Fmb
0
1
2
1
2
1
2
2
2
4
27
29
28
8
4
3
3
5
8
17
34
37
15
13
13
6
4
2
2
4
11
26
24
11
11
12
10
7
7
7
8
10
21
17
14
25
22
17
13
8
6
6
6
11
15
22
27
23
21
18
15
8
6
9
9
14
23
29
32
360
Окончание табл. 7.2
Месяц Форма облаков
С! Сс | Cs Ac I As 1 Си 1 Cb | Sc | Ns I St | Frnb
Январь Февраль Март Апрель Май Июнь Июль Август Сентябрь Октябрь Ноябрь Декабрь 61 62 64 55 47 53 49 46 52 55 61 59 3 1 3 3 2 2 2 2 3 2 3 4 13 16 12 6 3 1 2 2 2 5 6 7 30 30 31 38 45 48 47 51 51 49 40 35 Динуси 59 53 45 37 28 16 14 20 28 46 56 62 0,4 0,2 4 16 23 28 34 26 15 6 1 0,3 0,3 0,3 3 12 24 27 26 25 18 8 2 0,3 1 1 3 7 14 13 12 17 13 8 4 0,4 0,7 0,4 0,7 1 2 2 3 2 3 2 2 0,8 О О О О | I О | О | | I н N н и 1 1 к-1 1 ЬЗ 1 1 1 0,2 0,3 0,5 0,8 2 3 3 2 2 0,8 0,1 0,1
8. КОМПЛЕКСЫ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ВЕЛИЧИН
Комплексы метеорологических величин благодаря связанности этих вели-
чин между собой содержат дополнительную информацию об атмосферных про-
цессах, формирующих погоду и климат, по сравнению с суммой информации о
составляющих комплекса. Но роль комплексных метеорологических показате-
лей не ограничивается возможностью более глубокого изучения атмосферных
процессов с их помощью. Именно комплексы метеорологических величин по-
зволяют решать наибольшее число прикладных задач, так как любой объект,
чувствительный к климату, испытывает на себе воздействие целого комплекса
метеорологических факторов. То же самое относится и к любому социаль-
но-экономическому процессу, зависящему от климата. Климатическими ха-
рактеристиками комплексов метеорологических величин служат либо совмест-
ные статистические распределения составляющих комплекса и статистики
этих распределений, либо статистики некоторой новой величины, являющейся
функцией компонентов комплекса. Что касается новых комплексных величин,
то их анализ является предметом специальных прикладных ветвей климатоло-
гии, так как каждая из этих величин формируется отдельно для конкретного
объекта или процесса (например, эффективная температура состояния челове-
ка, теплового режима зданий, ветровая, гололедная, снеговая нагрузки, ин-
декс суровости погоды и т. п.). Распределение же комплекса метеорологиче-
ских величин наиболее полно характеризует особенности климата вне зависи-
мости от дальнейшего использования. В то же время статистическое распреде-
ление комплекса играет роль базы для формирования любых комплексных ха-
рактеристик.
Рассмотрим распределения некоторых, наиболее важных, двойных комп-
лексов метеорологических величин.
8.1. Температурно-влажностный комплекс
Температура воздуха корреляционно связана как с абсолютной, так и с от-
носительной влажностью воздуха. Однако характер связи у этих двух комплек-
сов разный и поэтому рассмотрим каждый из них в отдельности.
Более изученным является комплекс „температура—относительная влаж-
ность”. Так, для территории Западной Сибири подробный статистический ана-
лиз совместных распределений температуры воздуха и относительной влажно-
сти содержится в работах Н. В. Мамонтова [96—98]. Значения этих величин
также комплексировал А. Н. Лебедев [89]. Статистические распределения дан-
ного комплекса по 200 метеорологическим станциям содержатся в [115].
362
Прежде всего следует остановиться на годовом ходе комплекса „температу-
ра—относительная влажность”. На большей части территории России основ-
ные закономерности годового хода одни и те же. В летний период связь между
температурой и относительной влажностью обратная, т. е. с ростом температу-
ры воздуха относительная влажность уменьшается, и вместе с тем эта связь
тесная. Коэффициенты корреляции отрицательные и, как правило, изменяются в
пределах от -0,5 до -0,9. При этом в прибрежных районах (Сочи, Кемь и др.)
коэффициенты корреляции по абсолютному значению меньше 0,6, в континен-
тальных районах приближаются к —0,8, а на юге европейской части России
(Ставрополь, Грозный) — даже к -0,9. На рис. 8.1 представлены сечения, плос-
костью XOY, двумерных распределений значений температуры и относительной
влажности для Москвы и Ростова-на-Дону. Это характерный вид сечения дву-
мерных распределений любых комплексов с тесно связанными компонентами
и отрицательным коэффициентом корреляции между ними. Максимумы по-
вторяемости частных распределений составляющих комплекса (в данном слу-
чае в отдельности температуры воздуха и относительной влажности) чаще при-
ходятся на те интервалы (модальные), которые в сочетании образуют двумер-
ный модальный интервал.
Зимой, наоборот, связь между температурой воздуха и относительной влаж-
ностью сравнительно слабая и, как правило, положительная, т. е. рост температу-
ры воздуха сопровождается ростом относительной влажности (см. рис. 8.1). Ис-
ключением из этого правила является распределение данного комплекса на край-
нем юге европейской части России (Сочи, Грозный и др.), где сохраняется обрат-
ная связь между компонентами комплекса и зимой с отрицательными коэффици-
ентами корреляции, близкими к -0,5 (см. рис. 8.1).
В северных районах России положительная связь температуры и относи-
тельной влажности наиболее тесна (для Анадыря коэффициент корреляции со-
ставляет 0,5, Туры — 0,5, Туруханска — 0,6, Нарьян-Мара — 0,7, Сыктыв-
кара — 0,6, Архангельска — 0,5).
Для зимних распределений данного комплекса оба модальные интервала
частных распределений редко совпадают с двумерным модальным интервалом
комплекса.
В переходные сезоны коэффициенты корреляции принимают отрицатель-
ные значения или близкие к нулю. В южных районах России весной связь
между температурой воздуха и относительной влажностью почти такая же тес-
ная, как и летом, а на Черноморском побережье Кавказа даже более тесная
(в апреле и июле коэффициенты корреляции равны -0,7 и -0,6 соответственно).
На севере, как правило, коэффициенты корреляции в переходные сезоны
имеют небольшие отрицательные значения, и чаще всего находятся в пределах
статистических ошибок их определения.
Сравнительно слабая связь температуры воздуха с относительной влажно-
стью в .холодное полугодие сочетается с малыми изменениями ее характера в
суточном ходе. На ряде станпий суточный ход коэффициентов корреляции во-
обще отсутствует.
Летом связность температуры и относительной влажности заметно зависит
от времени суток. Большие, по абсолютному значению, коэффициенты корре-
ляции (до 0,8—0,9) наблюдаются лишь в светлую часть суток, ночью они, со-
храняя отрицательный знак, становятся совсем малыми. Например, во Влади-
востоке ночью коэффициент корреляции равен -0,2, и лишь на некоторых
станциях приближается к -0,5.
363
364
Ростов-на-Дону
365
Сочи
Рис. 8.1. Продолжение.
366
Грозный
Рис. 8.1. Окончание.
367
В результате приходим к выводу, что во все сезоны, кроме зимнего, зависи-
мость относительной влажности от температуры, как правило, теснее днем, а
зимой наоборот. Наиболее высокие по абсолютному значению коэффициенты
корреляции наблюдаются летом в дневные часы. В ночные часы коэффициен-
ты корреляции за редким исключением скорее больше зимой, чем летом.
Совсем иначе связаны между собой температура воздуха и абсолютная
влажность (парциальное давление водяного пара). Характеристики связи меж-
ду компонентами этого комплекса не содержатся в [115], они рассчитаны авто-
ром [115].
В отличие от предыдущего комплекса, связь между температурой воздуха и
парциальным давлением водяного пара в течение всего года положительная.
С ростом температуры воздуха растет испарение и также растет парциальное
давление водяного пара (рис. 8.2).
Особенно тесно связаны между собой эти две метеорологические величины
зимой. Коэффициенты корреляции в январе повсеместно находятся примерно
в диапазоне от 0,8 до 0,9. Почти такая же тесная связь характерна и для осени.
В октябре лишь немного уменьшается до 0,7 нижняя граница интервала, в ко-
тором заключены коэффициенты корреляции. Наименее высокие коэффициен-
ты характерны для Дальнего Востока и зимой, и осенью.
Летом температура воздуха и парциальное давление водяного пара связаны
между собой менее тесно (см. рис. 8.2). Коэффициенты корреляции уменьша-
ются до 0,4—0,6 и лишь во Владивостоке сохраняются на том же уровне, что и
в холодную половину года. Наименьшие их значения приходятся на южные и
центральные континентальные районы России. Близкие по значению к летним
коэффициенты корреляции наблюдаются и весной, лишь слегка возрастая.
Суточный ход коэффициентов корреляции зимой и осенью практически от-
сутствует.
Летом и весной минимальные значения коэффициентов корреляции прихо-
дятся на полуденное время, когда они уменьшаются до 0,2—0,5, а в некоторых
случаях можно считать, что температура воздуха и парциальное давление во-
дяного пара не связаны между собой.
Заключая характеристику температурно-влажностных комплексов, следу-
ет подчеркнуть зависимость характера связанности температуры и влажности
от климатообразующих процессов.
Повышение температуры воздуха в зимнее время приводит всегда к увели-
чению испарения и поэтому адвекция тепла обычно сопровождается увеличе-
нием влагосодержания приходящей воздушной массы. Связь между темпера-
турой воздуха и парциальным давлением водяного пара настолько близка к
функциональной, что некоторые авторы [86] ее и полагают таковой, используя
в расчетах.
Летом соответствие между парциальным давлением водяного пара и темпе-
ратурой воздуха значительно меньше, так как внутри материка фактическое
испарение при высокой температуре ограничено запасами влаги в почве. До-
вольно часто происходит адвекция теплых и сухих воздушных масс. Поэтому,
хотя летом изменения парциального давления водяного пара, как и зимой,
чаще совпадают по знаку с изменениями температуры воздуха, связаны эти две
метеорологические величины меньше.
Что касается комплекса „температура—относительная влажность”, то по-
ложительный знак корреляции зимой объясняется не только тем, что темпера-
тура воздуха и парциальное давление водяного пара изменяются согласованно
368
Рис. 8.2. Повторяемость (%) сочетаний температуры воздуха (°C) и парциаль-
ного давления водяного пара (гПа) в Орле
а — январь; б — июль.
369
в одном направлении, но и тем, что вклад парциального давления водяного пара в
изменение относительной влажности обычно превышает в это время года вклад
температуры.
Летом температура воздуха и парциальное давление водяного пара связаны
по указанным выше причинам значительно слабее и изменения относительной
влажности обусловлены в основном изменениями температуры.
Вклад парциального давления водяного пара е п температуры воздуха Т в
изменение относительной влажности, как известно, оценивается с помощью со-
отношения [101]
Например, для Самары в среднем для января
de dT
— = 0,30; 19,5 — = 0,25,
а для июля
de dT
у = 0,11; 19,5 —= 0,16.
Географическое распределение коэффициентов корреляции, характеризую-
щих связь между компонентами температурно-влажностных комплексов, так-
же согласуется с особенностями климатообразующих процессов в различных
районах.
Так, например, сохранение отрицательных коэффициентов корреляции
температуры и относительной влажности на Черноморском побережье Кавказа
зимой объясняется наблюдающейся высокой влажностью воздуха, благодаря
чему основной вклад в относительную влажность вносит температура воздуха:
чем выше температура воздуха, тем меньше относительная влажность.
Особенно тесная корреляционная связь между температурой и относитель-
ной влажностью в летний период на юге также возникает благодаря преоблада-
нию вклада температуры воздуха в относительную влажность на общем фоне
неизменно высокой влажности.
Естественно также, что на южные и центральные континентальные райо-
ны, где испарение ограничено, приходится наименее тесная связь между тем-
пературой воздуха и парциальным давлением водяного пара.
Легко объяснимы большие положительные коэффициенты корреляции
температуры воздуха и относительной влажности летом в Приморье. Действие
летнего муссона, сопровождающегося выпадением осадков и увлажнением почвы,
практически не ограничивает испарение при повышении температуры воздуха.
8.2. Температурно-ветровой комплекс
Совместные распределения температуры и скорости ветра изучались многи-
ми авторами разными методами и на разном материале [40, 96, 111, 145]. Од-
нако для того, чтобы составить общее представление о характере двумерных
распределений температуры и скорости ветра для территории России в целом,
указанными данными ограничиваться нельзя из-за их несравнимости. Поэтому
370
анализ температурно-ветрового комплекса выполнен по данным [115], где рас-
пределения этого комплекса приводятся по числу станций, близкому к 200, и
получены по более длинным рядам наблюдений.
Основной вывод, который напрашивается при анализе таблиц [115] двумер-
ных распределений температуры и скорости ветра и подтверждается данными
предыдущих работ, заключается в том, что статистическая связь между скоро-
стью ветра и температурой воздуха во все сезоны и почти повсеместно весьма
слабая. Коэффициенты корреляции по абсолютному значению для большей ча-
сти станций находятся в пределах 0,1—0,4. Относительно более тесная корре-
ляционная связь температуры и скорости ветра на большей части территории
России наблюдается зимой. Коэффициенты корреляции зимой на этой террито-
рии положительны и местами могут превышать 0,4. Например, в Красноярске
коэффициент корреляции равен 0,6, как и в Магадане. Исключение составля-
ют южные районы европейской части России, где температура и скорость ветра
зимой почти не коррелируют (например, в Ставрополе коэффициент корреля-
ции равен 0,02, в Грозном — 0,1, в Ростове-на-Дону составляет 0,06, в Астра-
хани — 0,13) и коэффициенты корреляции имеют значение, сопоставимое с их
статистической точностью, а также муссонные районы тихоокеанского побере-
жья, где коэффициенты корреляции имеют знак минус, так как при низкой тем-
пературе отмечается большая скорость ветра (зимний муссон).
Положительный знак коэффициента корреляции в большинстве районов
европейской части России в зимнее время связан с усилением циклонической
деятельности, которой сопутствуют усиление ветра, увеличение облачности и,
следовательно, повышение температуры воздуха. В районе Сибири положи-
тельная корреляция температуры и скорости ветра связана с тем, что в этих рай-
онах преобладает адвекция теплого воздуха (проявляющаяся в усилении вет-
ра). Понижение температуры здесь чаще всего происходит в связи с переходом
к антициклоническим условиям циркуляции, которые сопровождаются ослабле-
нием ветра.
В южных районах при циклонической циркуляции адвекция холодных
воздушных масс наблюдается почти так же часто, как и теплых, т. е. преобла-
дают ветры с восточной и северо-восточной составляющими.
Летом коэффициенты корреляции между температурой и скоростью ветра
почти везде очень малы, как правило, меньше 0,2, в том числе и на Дальнем
Востоке. Только на юге европейской части России (в Ростове-на-Дону, Астраха-
ни, Ставрополе, Грозном, Ленинакане и нескольких других пунктах) коэффи-
циент корреляции близок к 0,3.
В переходные сезоны коэффициенты корреляции между температурой и
скоростью ветра по абсолютному значению занимают промежуточное место
между коэффициентами зимой и летом, причем весна по характеру связи бли-
же к лету (почти повсеместно), а осень ближе к зиме.
Двумерные распределения температуры и скорости ветра летом и зимой,
несмотря на малые различия коэффициентов корреляции, имеют разный вид,
в чем можно убедиться, рассматривая графики типичных распределений дан-
ного комплекса в январе и июле (рис. 8.3). Это происходит главным образом за
счет резких изменений от лета к зиме асимметрии частного распределения тем-
пературы воздуха.
Зимой проекция распределения на плоскость XOY имеет вид, близкий к
прямоугольному треугольнику, а таблица распределения температуры воздуха и
скорости ветра является треугольной матрицей (табл. 8.1). Низким значениям
температуры воздуха соответствует малая скорость ветра, а с наиболее высокими
значениями температуры сочетаются все значения скорости ветра, в том числе и
самые большие. Однако особенно велика повторяемость при низкой температуре
371
Рис. 8.3. Повторяемость (%) сочетаний температуры воздуха ГС) и скорости
ветра (м/с) в Курске.
а — январь; б — июль.
воздуха значений скорости ветра, входящих в модальный интервал или сосед-
ние с ним. Таким образом, самой низкой температуре зимой соответствует уме-
ренная скорость ветра.
Летом та же проекция распределения комплекса напоминает равнобедрен-
ный треугольник. Значения температуры, близкие к среднему, сочетаются с
наиболее сильными ветрами, а самые низкие и высокие значения — со слабы-
ми и умеренными ветрами (см. табл. 8.1).
Суточный ход сочетаемости температуры и скорости ветра в течение всего
года не выражен. Летом и осенью коэффициенты корреляции несколько боль-
ше в вечерние часы. Зимой и весной они настолько малы во все сроки наблюде-
ний, что говорить о суточном ходе не имеет смысла.
372
Таблица 8.1
Повторяемость (%) сочетаний температуры воздуха
и скорости ветра в Улан-Удэ
Скорость ветра, м/с
Температура, 'С
Январь
-42,0..-40,1
-40,0..-38,1
-38,0...-36,1
-36,0..-34,1
-34,0...—32,1
-32,0..-30,1
-30,0...-28,1
-28,0...-26,1
-26,0...—24,1
-24,0..-22,1
-22,0..-20,1
-20,0...—18,1
-18,0...-16,1
-16,0...-14,1
-14,0...-12,1
-12,0...-10,1
-10,0...-8,1
-8,0...—6,1
0,1
0,6
2,6
3,1
5,1
6,9
7,6
7,6
7,6
5,6
4,3
3,1
1,7
1,0
0,4
0,3
0,1
0,1
0,5
0,6
1,4
2,2
3,0
3,7
3,1
3,0
3,0
2,9
2,1
1,5
1,3
0,6
0,6
0,4
0,1
0,1
0,1
0,2
0,4
0,7
0,4
0,6
0,6
0,9
0,7
0,8
0,4
0,3
0,4
0,4
0,2
0,1
0,2
0,1
0,2
0,4
0,3
0,2
0,2
0,2
0,2
О
0,1
О
о,1
0,1
0,1
0,2
0,2
0,1
0,1
0,1
О
О
О
О
0,1
О
О
О
О
О
О
О
О
Июль
2,0—3,9
4,0—5,9
6,0—7,9
8,0—9,9
10,0—11,9
12,0—13,9
14,0—15,9
16,0—17,9
18,0—19,9
20,0—21,9
22,0—23,9
24,0—25,9
26,0—27,9
28,0—29,9
30,0—31,9
32,0—33,9
34,0—35,9
0
0,1
0,3
1,2
2,4
4,6
6,4
7,5
4,5
3,5
2,0
1,9
1,3
0,9
0,6
0,2
0
0,1
0,5
1,3
2,7
4,0
5,6
4,8
3,9
3,8
3,2
1,9
1,6
1,2
0,5
0,2
0,1
0,2
0,8
0,9
1,5
2,8
3,0
2,7
2,1
1,8
1,3
0,8
0,5
0,2
О
0,1
0,3
0,5
0,6
0,9
1,0
0,9
0,8
0,7
0,4
0,5
0,1
0,1
0,1
0,2
0,2
0,3
0,2
0,1
0,2
0,1
0,1
О
О
0,1
0,1
0,1
О
О
О
О
О
0,1
373
9. ГОЛОЛЕДНО-ИЗМОРОЗЕВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
9.1. Влияние физико-географических и климатических факторов
на характеристики гололедно-изморозевых отложений
Обледенением называется отложение льда на поверхности сооружений, вет-
вях деревьев, проводах, на покрытиях дорог, аэродромах и пр. Обледенению
могут подвергаться летательные аппараты, а также суда в море.
Гололедно-изморозевые отложения могут быть различны по причине обра-
зования, структуре, плотности, адгезии и другим свойствам.
Выделяют виды обледенения, возникающие в результате сублимации водя-
ного пара: иней, кристаллическая изморозь различной структуры. К видам об-
леденения, возникающим в результате осаждения и замерзания переохлажден-
ных капель тумана, дождя или мороси, относятся: зернистая изморозь, гололед
различной структуры, отложения мокрого снега, а также смешанные отложе-
ния льда.
Под влиянием гололедных осаждений различных видов создаются гололед-
ные нагрузки. Особенно большое влияние они оказывают на работу воздушных
линий связи (ЛС) и электропередачи (ЛЭП). Масса дополнительной нагрузки за
счет отложений оказывает решающее влияние на выбор конструктивных пара-
метров линий, так как в ряде случаев масса гололедного отложения превышает
собственный вес проводов. Под воздействием гололеда провода закручиваются,
а при совместном действии гололеда и ветра возникает „пляска” проводов
вследствие искажения их сечения, что может вызвать межфазовые замыкания
и перебои в работе ЛЭП, большие механические напряжения и привести к со-
кращению срока службы опор. На работу линий связи могут оказывать влия-
ние даже небольшие отложения гололеда, так как они вызывают помехи, ухуд-
шают слышимость, иногда же вследствие затухания сигналов связь может со-
всем прерваться. Из-за гололеда, главным образом в сочетании с ветром, на
ЛЭП и ЛС могут происходить тяжелейшие аварии, что наносит колоссальный
ущерб хозяйству.
Из-за гололеда затрудняется работа ветровых колес ветроустановок по вы-
работке электрического тока.
Гололедные нагрузки создаются и на других объектах строительства и при
этом зависят от параметров самого объекта (размеров, формы, шероховатости и
т. п.). Наибольший ущерб народному хозяйству наносят отложения, имеющие
высокую плотность: гололед, замерзшие отложения мокрого снега, сложное от-
ложение, зернистая изморозь.
Структура и плотность гололедно-изморозевых отложений определяются
рядом факторов: температурой среды, размером капель, содержанием воды в
374
единице объема воздуха. Одним из существенных факторов, способствующих
образованию плотных отложений, является увеличение влагосодержания воз-
духа. Так, при мороси и переохлажденном дожде, при не очень низкой темпе-
ратуре воздуха, капли падают на предметы в большом количестве, имеют зна-
чительные размеры и не очень переохлаждены. Такое сочетание факторов спо-
собствует образованию гололедных форм. При низкой температуре капли мень-
ше по размеру, количество сконденсированной влаги мало (морось и дождь от-
сутствуют). Такое сочетание условий благоприятно только для образования от-
ложений изморози.
Величина отложений зависит от вида и интенсивности выпадающих осад-
ков, скорости движущихся капель, угла встречи капли с поверхностью предме-
та, продолжительности процесса нарастания отложения. Так, чем интенсивнее
дождь и крупнее капли, тем больше образуется льда и тем он плотнее.
Влияние скорости ветра на величину отложения неоднозначно. При малой
скорости ветра происходит локальный разогрев за счет выделяющейся теплоты
кристаллизации, которая препятствует дальнейшему росту отложений. При
очень сильном ветре, наоборот, со стороны теплового обмена таких препятст-
вий нет, но жидкие капли, оседающие на поверхность, потоком воздуха будут
сдуваться с нее. Так, по данным [1], интенсивное нарастание отложения наблю-
дается при скорости ветра менее 12 м/с, при скорости 12—13 м/с скорость на-
растания заметно убывает. Особенно велико влияние скорости ветра на отложе-
ние кристаллической изморози, так как энергия прилипания молекул к поверх-
ности льда мала и достаточно небольшого воздействия, чтобы препятствовать
образованию кристаллической изморози.
Величина отложений зависит также от угла встречи капли с поверхностью
предмета. Если принять размеры отложений на проводах, расположенных под
углом 90° к потоку, за 100 %, то на проводах, параллельных потоку, размеры
отложения гололеда и изморози уменьшаются более чем в 2 раза, масса отло-
жения изморози уменьшается в 3 раза, а гололеда — в 5 раз.
В идеальном случае процесс образования гололеда или изморози состоит из
трех стадий: нарастания, сохранения и разрушения. Строгая последователь-
ность в чередовании стадий наблюдается сравнительно редко. Чаще на протя-
жении всего процесса каждая стадия повторяется по нескольку раз, но возмож-
ны и случаи, когда гололедный процесс состоит из двух стадий — нарастания и
разрушения, без сколько-нибудь заметной стадии сохранения.
Наряду с циркуляционными факторами, на различные характеристики го-
лоледно-изморозевых отложений (массу, размеры, вид отложения, продолжи-
тельность обледенения, повторяемость дней с обледенением и т. д.) рельеф
окружающей местности оказывает существенное, а иногда и решающее влияние.
Влияние рельефа складывается из влияния его морфологических показате-
лей: абсолютной и относительной высоты местности, форм рельефа и экспози-
ции склонов по отношению к гололедонесущему потоку. Кроме этого, на величину
гололедно-изморозевых отложений оказывает влияние облесенность местнос-
ти, близость больших водоемов.
Изменение характера рельефа влияет на изменение комплекса метеороло-
гических элементов, определяющих гололедообразование (температуры возду-
ха, скорости ветра, количества осадков, характеристик туманов, водности об-
лаков). С увеличением высоты местности наблюдается возрастание повторяе-
мости отрицательных температур и количества переохлажденных осадков. Возра-
стание количества осадков с увеличением высоты местности связано с общим
упорядочением подъема воздушных масс и увеличением шероховатости подсти-
лающей поверхности.
375
Большое влияние на изменение количества осадков оказывает экспозиция
склона по отношению к преобладающему направлению ветра за период выпаде-
ния осадков.
С увеличением высоты местности происходит возрастание скорости ветра,
особенно на наветренных склонах. Увеличение высоты местности оказывает
значительное влияние на возрастание повторяемости туманов, происходящее
за счет вынужденного подъема воздушных масс вдоль поверхности возвышен-
ности и их охлаждения, что способствует конденсации водяного пара, а также
за счет снижения уровня облаков нижнего яруса, которые часто покрывают воз-
вышенности и принимаются наблюдателями за туман. И облака, и туманы име-
ют значительную водность.
В настоящее время наибольшее признание применительно к гололедно-измо-
розевым отложениям получила типизация форм рельефа, предложенная А. Н. Ра-
евским [134]:
I. Равнина, плоская или пересеченная небольшими оврагами, балками, по-
логими холмами с относительным превышением не более 50 м.
II. Долины рек, защищенные от гололедонесущего потока возвышенностя-
ми высотой более 50 м.
III. Долины рек, закрытые возвышенностями, но не защищенные от гололе-
донесущего потока.
IV. Подветренные склоны возвышенностей.
V. Наветренные склоны возвышенностей и крутых берегов больших рек.
VI. Вершины возвышенностей, водораздельные плато с относительной вы-
сотой более 50 м.
VII. Острова, открытые побережья.
Наветренные и подветренные, защищенные и незащищенные пункты опре-
деляются с учетом преобладающего направления ветра при гололедно-изморо-
зевых отложениях.
Для определения количественной зависимости величины гололедно-измо-
розевых отложений от типа рельефа или высоты места вводится коэффициент
Кр в виде
Кр=Р/Р0,
где Ро — масса отложения на равнинной метеорологической станции (тип I); Р —
масса отложения на станциях в различных формах рельефа или на разных вы-
сотах.
Существует зависимость различных характеристик гололедно-изморозевых
отложений от типа рельефа. Влияние типа рельефа на массу отложений в евро-
пейской части России можно проследить по данным табл. 9.1 [67].
Из таблицы видно, что для типов III, V и VI If р равен соответственно 1,3,
1,7 и 2,2. Для закрытых от преобладающих потоков станций отмечается умень-
шение массы отложений по сравнению с равнинными: для типа IV Кр равен
0,9, а для типа II — 0,6. На островах и открытых побережьях масса отложений
лишь незначительно возрастает по сравнению с равнинами (Кр = 1,1).
Рассмотрим общие закономерности изменения массы отложений с высотой
места.
На наветренных склонах масса отложений возрастает с высотой. По мере
снижения по подветренному склону масса отложений резко уменьшается и ста-
новится меньше, чем на равнине с наветренной стороны (Кр < 1). На подветрен-
ных склонах всех возвышенностей вблизи вершины масса отложений намного
376
меньше чем на таких же высотах по наветренному склону Среднее отношение
Кр существенно зависит от массы отложений на равнинной метеорологической стан-
ции. Чем больше масса отложений на равнинной метеорологической станции, тем
меньше значение Кр.
Таблица 9.1
Масса Р гололедно-изморозевых отложений в различных типах рельефа
Тип рельефа Число станций Р (г/м), возможная 1 раз в Т лет *р
7 = 2 7=5 Т- 10 7= 15 7 = 20
I 339 40 80 130 200 240 1,0
II 87 20 50 80 ПО 130 0,6
III 104 50 100 170 230 460 1,3
IV 40 70 120 160 180 0,9 0,9
V 181 60 120 220 290 370 1,7
HI 127 90 190 290 400 500 2,2
VII 63 50 90 140 180 230 1,1
Изменение Кр гололеда и кристаллической изморози в зависимости от ре-
льефа находится в меньшем диапазоне, чем для зернистой изморози и смешан-
ного отложения.
Значения Кр для одних и тех же высот наветренных или подветренных
склонов на разных возвышенностях очень сильно отличаются друг от друга.
Представление о влиянии типа рельефа на плотность гололедно-изморозе-
вых отложений в европейской части России дает табл. 9.2 [62].
Таблица 9.2
Плотность (г/см3) гололедно-изморозевых отложений
в различных типах рельефа европейской части России
Тип рельефа Гололед Зернистая изморозь Кристаллическая изморозь Смешанное отложение Мокрый
1 0,54 0,12 0,05 0,21 0,24
II 0,41 0,09 0,05 0,22 0,20
III 0,62 0,16 0,05 0,33 0,28
IV 0,45 0,12 0,06 0,25 0,22
у 0,63 0,17 0,05 0,29 0,23
VI 0,57 0,19 0,07 0,26 0,27
VII 0,60 0,14 0,06 0,32 0,24
Среднее по европейской части России 0,56 0,15 0,05 0,25 0,24
Приводимые в табл. 9.2 результаты показывают, что плотность разных ви-
дов отложений в различных физико-географических условиях неодинакова.
Наибольшие из средних значений плотности отмечаются в районах, не защи-
щенных от преобладающего гололедонесущего потока. Это типы рельефа III, V,
VI, VII. В условиях рельефа, защищенного от воздействия преобладающего по-
тока (типы П и IV), значения плотности ниже, чем на равнине.
377
В табл. 9.3 приведены пределы изменения плотности гололедно-изморозе-
вых отложений в зависимости от типа рельефа.
Таблица 9.3
Пределы изменения плотности (г/см3) гололедно-изморозевых отложений
Вид гололедно-изморозевых отложений Минимальное значение Тип рельефа Максимальное значение Тип рельефа
Гололед 0,41 II 0,63 V
Смешанное отложение 0,21 I 0,33 III
Зернистая изморозь 0,09 II 0,19 VI
Мокрый снег 0,20 II 0,27—0,28 III и VI
В табл. 9.4 приведены данные о плотности гололедно-изморозевых отложе-
ний на Сахалине (азиатская часть России) [19].
Таблица 9.4
Средняя плотность гололедно-изморозевых отложений (г/см3) на о. Сахалин
Область Гололед Зернистая изморозь Кристаллическая изморозь Мокрый
Побережье 0,75 0,26 0,10 0,60
Внутренние районы 0,60 0,20 0,10 0,53
Плотность отложений зависит главным образом от таких параметров, как
температура воздуха и скорость ветра. При увеличении скорости ветра проис-
ходит уплотнение отложений, а при повышении температуры воздуха умень-
шается пористость отложений, т. е. также происходит увеличение плотности
отложений. На изменение этих параметров оказывает существенное влияние
рельеф местности, что и находит свое отражение в изменении плотности отло-
жений в зависимости от типа рельефа.
Хотя процесс гололедообразования и зависит от высоты места, на эту связь
накладывается влияние и других факторов, связанных с особенностями терми-
ческого режима пограничного слоя атмосферы: влагосодержанием воздушных
масс, вероятностью появления туманов и низкой облачности на разных высо-
тах, а также с особенностями изменения скорости ветра с высотой. Все эти фак-
торы могут проявляться по-разному в различных климатических районах, гео-
графических условиях — на холмах, горах (оголенных или покрытых лесом и
т. д.). Таким образом, влияние рельефа на характеристики гололедно-изморо-
зевых отложений зависит от климатических условий данного региона. Так, в
[138] установлено, что величина отложений в разных районах европейской час-
ти России неодинакова при данном типе рельефа. Особенно это заметно при
значительных отложениях: наименьшие величины отложения наблюдаются в
северных районах европейской части России, а наибольшие величины — в
юго-западных. Учитывая это, автор делит европейскую часть России (исклю-
чая горные районы) на три макроклиматические области: северную (севернее
52° с.ш.), юго-восточную и юго-западную. Различия в интенсивности обледене-
ния, вызванные разнообразием рельефа в пределах данной области, более зна-
чительны, чем различия между областями для одних и тех же форм рельефа.
378
В [92] показано, что влияние рельефа на величину гололедных отложений и
изменение их с высотой по склонам возвышенностей в значительной степени
зависит от того, при каких атмосферных явлениях образуется отложение. По-
казатель гололедообразующих атмосферных явлений г определяется по форму-
ле г = n/N, где п — повторяемость числа дней с дождем при образовании голо-
леда, %; N — повторяемость числа дней с моросью и туманом при образовании
гололеда, которая зависит от стадии развития циклонов, проходящих через
данную местность и вызывающих гололедные отложения, %. В европейской
части России зона больших значений г = 0,7...0,8 соответствует районам про-
хождения средних траекторий циклонов, зарождающихся в Средиземноморье.
По мере продвижения их к северо-востоку и окклюдирования значения г
уменьшаются до 0,4. На северо-востоке европейской части России, куда циклоны
попадают в окклюдированном состоянии, и на юго-востоке европейской части,
где гололедообразование происходит чаще всего на юго-западной периферии
гребня антициклона, г= 0,15...0,30. В тех районах азиатской части России, где
гололедообразование связано в основном с прохождением фронтов, отмечается
довольно большая повторяемость переохлажденных дождей при образовании
гололеда. Здесь г = 0,5...0,6. В [93] приведена карта распределения показателя г
для европейской части России.
Зависимость Кр от превышения АЛ абсолютных высот метеорологических
станций и показателя г для наветренных и подветренных склонов возвышенно-
стей описывается эмпирическими формулами:
— для наветренных склонов
g _ е 0.014(1,03-г )ДЛ.
— для подветренных склонов
g _ е 0,018(1,09- г )Д4
На рис. 9.1 представлены . рафики этих зависимостей. Аналогичные зако-
номерности имеют место и для азиатской части России.
Чем больше г, тем более полого проходит кривая зависимости Кр от АЛ, т. е.
когда образование гололеда происходит при преобладающем выпадении до-
ждя, масса гололеда в меньшей степени зависит от Ай, чем при мороси и тума-
не. Зависимость Кр от Ай наветренного и подветренного склонов различна. На
подветренном склоне увеличение Кр с ростом Ай происходит медленнее, чем на
наветренном, а при небольших значениях Ай на подветренном склоне Кр < 1 .
Степень облесенности территории также значительно влияет как на вели-
чину ветровых и гололедных нагрузок, так и на зависимость их от высоты мес-
та. С уменьшением залесенности местности увеличивается продолжительность
гололедно-изморозевых отложений. Залесенность местности влияет на распре-
деление числа дней с гололедно-изморозевыми отложениями, а уменьшение
скорости ветра над лесными массивами приводит к ослаблению интенсивности
гололедообразования. Поэтому в сильно залесенных районах величина голо-
ледных и смешанных отложений на проводах оказывается обычно меньше.
Иногда в условиях котловинного рельефа при слабом ветре часто образуется ра-
диационный туман, поэтому станции, расположенные в районе с большой ле-
систостью, могут отмечать значительные по размерам отложения кристалличе-
ской изморози. На открытых возвышенных местах (типы рельефа VI и VII)
вследствие преобладающего влияния особенностей рельефа зависимость рас-
379
Рис. 9.1. Зависимость Кр от Дй и г для наветренных (а) и подветренных (6) склонов
пределения гололедно-изморозевых отложений от степени залесенности района
выражается гораздо слабее, чем в условиях малопересеченной равнинной мест-
ности. С физической точки зрения установленное уменьшение частоты и раз-
меров гололедно-изморозевых отложений в более залесенных районах объясня-
ется „экранирующим” действием лесных полос, которые существенным обра-
зом могут менять температурный и ветровой режим, а также распределение
осадков. При ослаблении ветра в зоне большой залесенности уменьшается по-
ток переохлажденной влаги, а процесс гололедообразования замедляется.
380
9.2. Преобладающий вид отложений
Наличие тех или иных синоптических условий при гололедообразовании
находит свое отражение в преобладании определенного вида атмосферных
осадков (дождь, морось, туман) при этом явлении. Если образование зернистой
изморози во всех районах европейской части России происходит в основном
при тумане, то образование гололеда может происходить как при выпадении
дождя, так и мороси, или в крупнокапельном тумане, в зависимости от геогра-
фического положения района. Преобладание дождя, мороси или тумана при го-
лоледе в определенных географических районах объясняется эволюцией цик-
лонов, вызывающих гололедообразование. Южные циклоны попадают на юг
европейской части России, как правило, неокклюдированными. В их теплых
секторах находится теплый воздух с большим влагосодержанием. Перед теп-
лыми фронтами этих циклонов выпадают осадки в виде дождя при отрицатель-
ной температуре, и образуется гололед. С продвижением циклонов к севе-
ро-востоку происходит их окклюдирование. Характер атмосферных явлений
при гололедообразовании изменяется, начинают преобладать моросящие осад-
ки и туманы, приводящие к образованию гололеда или зернистой изморози.
Западные пиклоны попадают на территорию России чаще в окклюдированном
состоянии, поэтому в северо-западных районах европейской части России мо-
росящие осадки и туманы при гололедообразовании наблюдаются гораздо
чаще, чем на юге, а с продвижением к востоку они становятся преобладающи-
ми. Отложения гололеда в азиатской части России образуются главным обра-
зом при прохождении фронтальных разделов. На территорию Западной Сиби-
ри проникают северные и западные циклоны, перед теплыми фронтами и
фронтами окклюзий которых образуются гололедные отложения. Зернистая
изморозь и смешанные отложения могут образоваться при тех же процессах,
что и гололед.
Кристаллическая изморозь обычно образуется в результате выхолажива-
ния воздуха в антициклонах. ~на имеет значительную повторяемость на терри-
тории России.
Преобладание определенных видов гололедно-изморозевых отложений за-
висит, кроме циркуляционных, также и от местных особенностей, влияющих
на их образование в разных географических районах: близости рек, озер, мо-
рей, рельефа и высоты местности над уровнем моря. Общее представление о
распределении повторяемости преобладающих видов гололедно-изморозевых
отложений дают карты (рис. П.9.1, П.9.2).
В большинстве районов европейской части России преобладающим видом
отложений является кристаллическая изморозь. На западе европейской части
она доминирует к северу от 55-й параллели. На востоке ее повторяемость оста-
ется наибольшей по сравнению с другими видами отложений от берегов Барен-
цева и Карского морей до 50° с.ш., а местами и еще далее к югу. Причем с рос-
том широты повторяемость кристаллической изморози в общем уменьшается.
На большей части остальной территории преобладают отложения гололеда,
связанные с выходом западных и особенно южных циклонов. Их повторяе-
мость имеет тенденцию к росту с уменьшением широты. Лишь на сравнительно
небольших по площади пространствах европейской части России преобладаю-
щими видами отложений являются зернистая изморозь и смешанное отложе-
ние. В основном это возвышенные и горные районы — Хибины, Урал, предго-
рья Кавказа. На рис. П.9.1 представлена карта повторяемости преобладающих
видов отложений в европейской части России [58].
381
Большинство районов азиатской части России зимой находится под влия-
нием азиатского антициклона, в котором формируется воздух, характеризую-
щийся очень низкой температурой и малой влажностью в приземном слое.
В таких условиях могут образоваться лишь иней и кристаллическая изморозь.
Имеет место существенное преобладание повторяемости числа дней с кристал-
лической изморозью (> 70 %) над повторяемостью других видов отложений в
Сибири и дальневосточных районах. В основном на кристаллическую изморозь
здесь приходятся и максимальные годовые массы отложений. Только на самом
юге Западно-Сибирской низменности наибольшие годовые массы отложений
являются преимущественно результатом отложения зернистой изморози, а в
среднем течении рек Оби, Енисея и в предгорьях Алтая — гололеда. В этом от-
ношении выделяются Приморье, южное побережье Камчатки, юг Сахалина,
острова Курильской гряды. В основном территория Дальнего Востока к югу от
60° с.ш. характеризуется муссонным типом климата. Но если зима на конти-
нентальных участках здесь большей частью сухая, малоснежная, то в при-
брежных районах, отделенных от них хребтами Сихотэ-Алинь, Джугджур, на-
горьями Колымским и Корякским, ярко проявляется влияние моря. В бассей-
не р. Колымы, на юго-востоке Камчатки, по побережью Охотского и Японского
морей в периоды распространения морского умеренного воздуха бывают обиль-
ные снегопады. На Командорских и Курильских островах влияние зимнего
муссона значительно ослаблено близостью алеутского минимума, вследствие
чего здесь отмечаются теплые зимы и большое количество осадков. Мокрый
снег здесь является преобладающим видом отложений и по числу дней, и по
повторяемости годовых максимумов массы.
В Прикаспийской низменности, где обледенение вообще явление редкое,
преобладающим видом отложений оказался гололед, но повторяемость его
сравнительно невелика. На рис. П.9.2 представлена карта повторяемости пре-
обладающих видов отложений в азиатской части России [110].
Распределение повторяемости преобладающих видов обледенения в горах
отличается сложностью. В районе Кавказа выделены три группы отложений: с
преобладанием снега и гололеда (повторяемость 50—70 %), зернистой изморо-
зи (> 70 % ) и кристаллической изморози (> 70 %). Здесь четко прослеживается
вертикальное распределение преобладающих видов гололедно-изморозевых от-
ложений: в предгорьях — гололед и мокрый снег, в горах — зернистая измо-
розь и местами мокрый снег, кристаллическая изморозь. В горах наибольшая
повторяемость гололеда и мокрого снега встречается на высоте, где чаще на-
блюдается температура воздуха около 0 °C. На больших высотах, где темпера-
тура воздуха ниже 0 °C, число дней с гололедом и мокрым снегом уменьшается,
а число дней с изморозью возрастает.
В табл. 9.5 приведена повторяемость видов отложений для западных и вос-
точных склонов Урала [128].
Для Урала (особенно западных склонов) также характерно уменьшение по-
вторяемости гололеда и мокрого снега с высотой и увеличение повторяемости
зернистой (плотной) изморози. Сильные обледенения в горных районах пре-
имущественно связаны не с гололедом, как на равнинах, а с зернистой изморозью
и смешанным отложением. Анализ степени опасности обледенений по возможной
максимальной массе отложений показывает: на первом месте находятся сме-
шанное отложение и зернистая изморозь, на втором — мокрый снег и на тре-
тьем — гололед.
382
Таблица 9.5
Повторяемость (% ) видов отложений на Урале
Местоположение Гололед Плотная изморозь Кристаллическая изморозь Смешанное отложение Мокрый
Западный склон
Предгорья 34 7 55 3 1
Межгорные впадины 41 4 51 1 3
Низкие хребты 19 41 29 11 —
Высокие хребты 22 38 32 7 1
Восточный склон
Предгорья 16 9 72 2 2
Межгорные впадины 28 12 S3 1
Низкие хребты | 22 1 18 1 S4 <1 2
На рис. П.9.3 приведена карта температуры воздуха при гололедно-изморо-
зевых отложениях. Она дает представление о пространственном распределении
по территории России наиболее часто повторяющейся (с обеспеченностью 90 % )
температуры воздуха при обледенении.
При сравнении данной карты с картами на рис. П.9.1, П.9.2 видно, что рай-
оны юга европейской части России с преобладанием гололедных отложений
ограничены изотермой -10 °C. Севернее этой изотермы преобладают уже отло-
жения кристаллической изморози. С увеличением температуры воздуха (изо-
терма -5 °C) повторяемость гололедных образований увеличивается и достигает
50—70 %. В районах европейской части России с температурой воздуха при об-
разовании гололедно-изморозевых отложений ниже -10 °C преобладают отло-
жения кристаллической изморози. При этом при понижении температуры воз-
духа при гололедно-изморозев’ х отложениях увеличивается повторяемость
кристаллической изморози. Выделяются район Кольского полуострова и рай-
он, расположенный между бассейнами рек Северной Двины и Печоры, ограни-
ченный изотермой -30 °C, в которых повторяемость кристаллической изморози
превышает 70 %.
Большинство районов азиатской части России ограничены изотермой -30 °C и
здесь повторяемость кристаллической изморози превышает 70 %. И лишь в от-
дельных районах Дальнего Востока, подверженных влиянию алеутского мини-
мума и ограниченных изотермами -5 и —10 °C, преобладают отложения гололе-
да и мокрого снега.
9.3. Характеристики годовых максимумов массы
гололедно-изморозевых отложений
До настоящего времени не уделялось должного внимания исследованию
пространственного распределения статистических характеристик рядов годо-
вых максимумов масс гололедно-изморозевых отложений. В прикладных зада-
чах основной характеристикой отложений является масса (или толщина стен-
ки) гололедно-изморозевых отложений различной повторяемости. Для получе-
ния этой характеристики используется метод аппроксимации рядов годовых
383
максимумов массы (или толщины стенки) отложений одним из трех предель-
ных распределений Фишера—Типпета, для каждого из которых характерно
свое соотношение между коэффициентами вариации Cv и асимметрии As. Поэ-
тому правомерность использования того или иного аппроксимирующего рас-
пределения определяется статистическими характеристиками исходных эмпи-
рических рядов.
Представленные на рис. П.9.4, П.9.5 карты распределения коэффициентов
вариации и асимметрии годовых максимумов массы гололедно-изморозевых
отложений позволяют оценить возможность применения того или иного рас-
пределения для различных регионов России.
Пределы колебаний коэффициента вариации по территории России (рис. П.9.4)
составляют приблизительно от 0,5 до 3,0. В большинстве районов европейской
части России преобладают Cv < 1: на севере европейской части России, в центре
ее до 50° с.ш., а также в районах Валдайской, Среднерусской, Приволжской
возвышенностей, на юге Приуралья, т. е. в районах с большими гололедно-из-
морозевыми отложениями. Для подветренных склонов перечисленных возвы-
шенностей, а также равнин, закрытых ими от гололедонесущих потоков, ха-
рактерно увеличение коэффициента вариации. Для южных районов европей-
ской части России также отмечается увеличение коэффициента вариации (от
1,1 до 1,8), хотя эта территория характеризуется большими значениями массы
отложений. Возможно это связано с тем, что преобладающим видом отложений
здесь является гололед, величина отложений которого в значительной степени
зависит от циркуляционных факторов, изменяющихся от года к году, степени
защищенности метеорологических станций по отношению к гололедонесущему
потоку, что также изменяется при изменении траекторий циклонов, вызываю-
щих гололед. На остальной же территории европейской части России преобла-
дают отложения кристаллической изморози, в меньшей степени зависящие от
циркуляционных факторов.
В азиатской части России минимальные значения С„ имеют место в райо-
нах, где наблюдаются максимальные отложения. Это побережья северных и
дальневосточных морей, юг Западной Сибири. В этих районах Cv < 1. В цент-
ральном секторе Арктики (от п-ова Таймыр до низовьев р. Колымы) значения
коэффициента вариации несколько выше, чем в других секторах Арктики, в
связи с большим влиянием азиатского антициклона и вследствие этого мень-
шими значениями массы отложений в данном секторе. Интересно отметить,
что небольшие значения коэффициента вариации (Cv < 1 или Cv« 1) имеют мес-
то на территории п-ова Камчатка и о. Сахалин для тех районов, где преоблада-
ющим видом отложений является кристаллическая изморозь. В тех же райо-
нах, где преобладают мокрый снег или гололед, значения Си увеличиваются и
могут достигать 3,0 (например, на юго-востоке Сахалина). Небольшие значе-
ния коэффициентов вариации имеют место и в Якутии, где основным видом от-
ложений является кристаллическая изморозь. Особенно пестрая картина рас-
пределения Cv наблюдается в предгорьях Алтая, что связано со сложностью ре-
льефа данного региона. Здесь есть районы как с Cv < 1, так и с Cv > 1. На оста-
льной территории азиатской части России значения коэффициента вариации
превышают 1,0.
Для рядов годовых максимумов массы отложений (рис. П.9.5) характерна
положительная асимметрия, т. е. имеют место такие ряды наблюдений, кото-
рые включают в себя сравнительно немногочисленные, но большие положи-
тельные отклонения от среднего значения и более многочисленные, но менее
значительные отрицательные отклонения. Диапазон колебаний As по территории
384
России составляет приблизительно от 0,5 до 5,0. Закономерности изменения
коэффициента асимметрии по территории примерно такие же, как и коэффи-
циента вариации.
Для станций севера европейской части России характерны значения As < 1.
На подветренных склонах возвышенностей и на равнинах, экранированных
возвышенностями от гололедонесущего потока, происходит увеличение As. Это
отмечается в районах Окско-Донской равнины, на левобережье р. Волги, защи-
щенном Приволжской возвышенностью, в бассейне р. Камы. Здесь значения
коэффициента асимметрии превышают 3,0. Велики значения As и на юге евро-
пейской части России. Здесь они могут превышать 3,0, что, как и для коэффи-
циента вариации, может быть связано с преобладанием гололеда в данном регионе.
В азиатской части России наименьшие значения As отмечаются на юге За-
падной Сибири и в Якутии. Здесь имеются районы сА, < 1,0. Несколько большие
значения коэффициента асимметрии имеют место на побережье северных и
дальневосточных морей. Районы Камчатки и Сахалина с преобладанием отло-
жений мокрого снега и гололеда отличаются повышенными значениями As.
Районы с большими значениями As располагаются в бассейне р. Оби и в закры-
тых горами долинах рек Зеи и Амура.
9.4. Гололедно-изморозевые нагрузки
Образование гололедно-изморозевых отложений на различных конструкци-
ях приводит к возникновению дополнительных нагрузок. Обычно в практиче-
ских целях рассматриваются три вида нагрузок от гололедно-изморозевых от-
ложений. Во-первых, нагрузки возникают из-за увеличения массы конструк-
ций за счет массы отложений — гололедно-изморозевая нагрузка. Эта нагрузка
направлена вниз, перпендикулярно земной поверхности. Во-вторых, образова-
ние отложений приводит к увеличению парусности конструкций и усилению
за счет этого ветрового давления на обледенелые сооружения — ветровая на-
грузка при гололедно-изморозевых отложениях. Эта нагрузка направлена пер-
пендикулярно первой. И, в-третьих, в результате совместного действия первых
двух нагрузок возникает так называемая результирующая нагрузка, равная
векторной сумме первых двух.
Нормативное значение нагрузки определяется для провода диаметром 10 мм и
высотой подвеса 10 м. На практике в качестве гололедно-изморозевой нагрузки
на провода высоковольтных линий вместо массы гололеда используется экви-
валентная толщина стенки гололеда цилиндрической формы, приведенная к
плотности у = 0,9 г/см3. Приведение массы отложений к толщине стенки голо-
леда на проводе гололедного станка производится по следующей формуле:
d I ~ d^
Ь'1=“2 + Г’35р1° +Т
где Ъп — эквивалентная толщина стенки гололеда, мм; d — диаметр провода
без гололедно-изморозевого отложения, мм; р — масса гололедно-изморозевых
отложений с 1 погонного метра провода.
При определении гололедных нагрузок на провода, имеющие другой диа-
метр d и другую высоту подвеса h, в величину Ъп вводятся поправки путем ум-
ножения на соответствующие коэффициенты.
385
В настоящее время в прикладных задачах учитывается главным образом
первый вид нагрузки — гололедно-изморозевая нагрузка, поэтому ей и уделя-
лось основное внимание [57, 61]. В „Строительных нормах и правилах” (СНиП)
и „Правилах устройства электроустановок” (ПУЭ) различных лет издания также
приведено районирование территории страны именно по этой характеристике.
На рис. П.9.6 приведена последняя карта районирования территории России
по толщине стенки гололеда, возможной 1 раз в 25 лет, разработанная во ВНИИЭ.
На территории России выделено 7 районов по толщине стенки гололеда.
Равнинные районы европейской части России (кроме южных областей) зани-
мают главным образом районы гололедности II, III. При этом в северной тунд-
ровой зоне доля территории, занятой районом гололедности III, больше, чем в
более южной лесной, характеризующейся меньшей скоростью гололедонесу-
щих потоков („экранирующее” влияние лесов). С запада на восток также умень-
шается доля территории района гололедности III в связи с уменьшением с запа-
да на восток осадков, связанных с западными циклонами. Среднерусская, Смо-
ленско-Московская, Валдайская, Приволжская возвышенности, Тиманский
кряж, Предуралье характеризуются повышенными значениями толщины
стенки гололеда (районы гололедности III, IV). Особенно велики гололедно-из-
морозевые отложения в горных районах Хибин, Урала, Кавказа (районы голо-
ледности VI, VII).
Пестрое распределение величин отложений на Кольском полуострове связа-
но со сложным рельефом данного региона. Так, если равнинные районы полу-
острова, защищенные горами от юго-западных гололедонесущих потоков, за-
нимают район гололедности II, то на вершинах Хибин отмечаются значи-
тельные отложения, главным образом, зернистой изморози (район гололедно-
сти VI).
Южные степные районы европейской части России отличаются повышен-
ными значениями гололедно-изморозевых нагрузок по сравнению с более се-
верными. Это связано, во-первых, с непосредственным влиянием на эти райо-
ны южных, как правило, неокклюдированных циклонов и образованием плотных
отложений гололеда, а во-вторых, с отсутствием „экранирующего” влияния лесов.
Здесь имеют место районы гололедности IV—VII. Район Прикаспийской низ-
менности отличается, наоборот, небольшими значениями гололедно-изморозе-
вых нагрузок. Здесь обледенение бывает даже не каждый год.
На большей части Западной Сибири наблюдаются гололедные нагрузки, со-
ответствующие району гололедности II. И лишь на севере и юге данного регио-
на номер района гололедности повышается до III, IV, что на севере Западной
Сибири связано с развитием ложбины исландского минимума, а на юге — с пе-
ремещением в эти районы южных циклонов, а также с исчезновением лесов в
северной (тундровой) и южной (степной) зонах данного региона. На Алта<* про-
исходит увеличение отложений и соответственно увеличивается номер района
гололедности (IV—V).
На большей части Восточной Сибири гололедно-изморозевые нагрузки не-
велики и соответствуют районам гололедности I, II (район гололедности I —
низменные районы бассейна р. Лены и Колымской низменности), что связано с
развитием азиатского антициклона и вследствие этого с пониженным фоном
скорости ветра, малой влажностью воздуха при очень низкой температуре. В
этих условиях образуется главным образом кристаллическая изморозь, имею-
щая малую плотность. И только в более возвышенных районах (Прибайкалье и
Забайкалье) происходит увеличение нагрузок — (район гололедности III). Выде-
386
ляется северная часть Среднесибирского плоскогорья и горы Путорана (районы
гололедности IV—V), что связано как с повышением рельефа местности, так и с
перемещением через эти районы циклонов с севера, из района п-ова Таймыр.
Гололедно-изморозевые нагрузки на побережье северных морей значитель-
нее, чем во внутренних районах азиатской части России, вследствие развития
здесь циклонической деятельности (районы гололедности III, IV), а на выдаю-
щихся открытых мысах и островах номер района гололедности увеличивается
До V.
Максимальные гололедно-изморозевые отложения в азиатской части Рос-
сии имеют место на побережьях дальневосточных морей, отделенных от внут-
ренних районов горными хребтами. Эти районы находятся под влиянием але-
утской депрессии. Сюда выносятся массы влажного и относительно теплого
воздуха, и происходит образование плотных отложений мокрого снега и голо-
леда (районы гололедности V—VII). При этом восточные побережья Камчатки
и Сахалина, наветренные по отношению к гололедонесущему потоку, отлича-
ются большими значениями нагрузок, чем западные подветренные.
Рассмотренная выше карта нормативной толщины стенки гололеда (рис. П.9.6)
дает неполное представление о нагрузках, воздействующих на провода линий
связи и электропередачи, что имело бы место только при отсутствии ветра. По-
скольку обледенелые провода обладают парусностью, то появляется еще одна
составляющая нагрузки: ветровая, направленная под углом 90° к нагрузке, вы-
зываемой массой гололедно-изморозевых отложений, что приводит к воздейст-
вию на обледенелые провода так называемой результирующей нагрузки.
Результирующая гололедно-ветровая нагрузка R на провода высоковольт-
ных линий равна векторной сумме двух компонентов: вертикальной нагрузки,
определяемой массой гололеда и массой провода, и горизонтальной нагрузки,
зависящей от воздействия ветра:
й=7(М + тп)2 +Q2,
где М — масса гололеда на проводе; т — масса провода; Q — ветровая нагрузка.
Расчетная формула для определения ветровой нагрузки на погонный метр
обледенелого провода имеет вид
Q = CxqS,
где Сх — аэродинамический коэффициент (коэффициент лобового сопротивле-
ния провода): q — скоростной напор ветра (кг/м2), определяемый по формуле
q = V2/16 (V — скорость ветра, измеренная на высоте флюгера, м/с); S — пло-
щадь осевого сечения одного метра обледеневшего провода, определяемая по
формуле
S = Jac L = DL
(а и с — диаметры отложения (большой и малый вместе с диаметром провода),
L — длина провода).
К настоящему времени существует карта районирования территории Рос-
сии и стран СНГ по скоростным напорам ветра при гололедно-изморозевых от-
ложениях [139]. Районирование равнинных областей европейской части Рос-
387
сии по ветровой нагрузке при гололеде приведено в [43]. Представленная в при-
ложении карта районирования территории России по результирующей нагруз-
ке, возможной 1 раз в 20 лет, построена впервые (рис. П.9.7). Расчеты резуль-
тирующих нагрузок выполнялись не по всем станциям, по которым строилась
карта толщины стенки гололеда, а лишь по тем, где имелись достаточно надеж-
ные и длинные ряды и интегральные кривые хорошо спрямлялись, поэтому
данная карта более схематична, особенно для азиатской части России, где име-
ется очень мало данных.
Как и карта на рис. П.9.6, данная карта отличается большой пятнистостью,
что связано со значительным влиянием рельефа местности и на данный вид на-
грузки.
В европейской части России большие значения результирующей нагрузки
имеют место на побережье северных морей, кроме побережья Кольского полу-
острова, где горы оказывают „экранирующее” влияние на господствующие
юго-западные ветры, что приводит к уменьшению массы отложений и к ослаб-
лению скоростей ветра, т. е. к снижению результирующей нагрузки. Наиболь-
шие значения результирующей нагрузки на Кольском полуострове отмечаются
в центральной его части, особенно на вершинах Хибин. Максимальные
результирующие нагрузки в европейской части России приурочены к Средне-
русской и Приволжской возвышенностям, районам Предуралья и Урала, по-
скольку с увеличением высоты места возрастает как масса гололедно-изморо-
зевых отложений, так и скорость ветра при гололеде, что приводит к увеличе-
нию результирующей нагрузки. Наименьшие результирующие нагрузки име-
ют место в районе Прикаспийской низменности, а также севернее Северных
Увалов, что, по-видимому, связано с их „экранирующим” влиянием на ветровой
поток (аналогично побережью Кольского полуострова).
В азиатской части России максимальные результирующие нагрузки отме-
чаются на побережье северных и дальневосточных морей. Благодаря активной
циклонической деятельности эти районы отличаются как значительными мас-
сами отложений, так и большими скоростями ветра при этих отложениях.
Из-за низкой зимней температуры воздуха гололедно-изморозевые отложения
сохраняются в течение длительного времени, что приводит к увеличению веро-
ятности одновременного появления максимумов ветровой и гололедной нагру-
зок, т. е. максимума результирующей нагрузки.
По значению результирующей нагрузки отличаются западное и восточное
побережья п-ова Камчатка и о. Сахалин. На их восточных, наветренных по от-
ношению к господствующим ветрам побережьях результирующая нагрузка
больше, чем на западных, защищенных горами побережьях. Велика нагрузка в
северной части Среднесибирского плоскогорья и горах Путорана, что связано
как с влиянием рельефа, так и с частым прохождением через эти районы цик-
лонов, смещающихся с севера из района п-ова Таймыр на юго-восток.
В остальных районах азиатской части России результирующая нагрузка не-
велика, что связано с влиянием азиатского антициклона, способствующего об-
разованию в этих районах в основном рыхлой кристаллической изморози ма-
лой плотности, а следовательно, и массы и ослаблению скорости ветра, что
приводит к уменьшению результирующей нагрузки в этих районах.
388
9.5. Особо опасные гололедно-изморозевые отложения
Особенно большой ущерб хозяйству наносят особо опасные гололедно-измо-
розевые отложения. К ним относятся: гололед с диаметром отложения d > 20 мм
и смешанное отложение с d > 30 мм. До 1972 г. к особо опасным отложениям
относились отложения изморози (без деления на кристаллическую и зернистую с
d > 50 мм). С 1972 г. этот вид отложения не относится к особо опасным. Действи-
тельно, отложения кристаллической изморози из-за малой плотности не пред-
ставляют опасности для различных сооружений. При этом даже при незначи-
тельной скорости ветра этот вид отложения быстро разрушается. Зернистая же
изморозь представляет большую угрозу. Этот вид является одним из основных в
горных районах, которые и отличаются максимальными по массе отложениями.
Как уже ранее указывалось, в горных районах по степени опасности обледенений,
по возможной максимальной массе на первом месте находятся смешанное
отложение и зернистая изморозь. Поэтому исключение зернистой изморози из
особо опасных гололедно-изморозевых отложений является необоснованным.
Одной из характеристик особо опасных гололедно-изморозевых отложений
может служить максимальное годовое число случаев с особо опасными отложе-
ниями, возможное 1 раз в 100 лет. На рис. П.9.8 представлена карта райониро-
вания территории России по этой характеристике. На данной карте число слу-
чаев с особо опасными отложениями совпадает с номером района.
На карте указаны пункты и число случаев для них с особо опасными голо-
ледно-изморозевыми отложениями, существенно превосходящими уровень, ха-
рактерный для данного района. Эти станции находятся в нехарактерных для
данного района условиях местоположения. На данной карте выделено всего
три района с различными значениями числа случаев с особо опасными отложе-
ниями (от 1 до 3).
В европейской части России наибольшие значения расчетного числа случаев с
особо опасными отложениями имеют место во внутренних районах Кольского
полуострова (здесь в Хибинах число случаев может превышать 10) и северной
Карелии. В этих районах велики и расчетные массы отложений, что объясняет-
ся активной циклонической деятельностью, связанной с исландским миниму-
мом. Большие значения расчетного числа случаев с особо опасными отложениями
имеют место на Урале, особенно в южном Приуралье, что связано с выходом
средиземноморских циклонов.
На остальной территории европейской части России примерно до 55° с.ш.
максимальное число случаев с особо опасными гололедно-изморозевыми отло-
жениями в основном составляет 1 (реже 2). Южнее 55° с.ш. это число возраста-
ет (в основном район II), особенно в предгорьях и горах Кавказа, что связано
как с влиянием на эти районы циклонической деятельности на средиземномор-
ской ветви ПФ, так и с влиянием Кавказских гор. Небольшое расчетное число
случаев с особо опасными гололедно-изморозевыми отложениями имеет место
на побережье Каспийского моря и на Прикаспийской низменности.
В азиатской части России наибольшие значения расчетного числа случаев с
особо опасными гололедно-изморозевыми отложениями имеют место на побе-
режье дальневосточных морей, в районе активной циклонической деятельно-
сти, связанной с алеутским минимумом давления.
Особенно выделяются некоторые участки восточного побережья о. Сахалин
и п-ова Камчатка, которые являются наветренными по отношению к гололедо-
389
несущему потоку (в этих районах преобладают ветры с восточной составляю-
щей).
Внутренние районы азиатской части России отличаются малым числом
случаев с особо опасными гололедно-изморозевыми отложениями, поскольку
находятся под влиянием азиатского антициклона. Преобладающим видом от-
ложения здесь является кристаллическая изморозь, которая не является особо
опасным отложением. Опасные отложения в данных районах могут иметь мес-
то только при прохождении редких здесь циклонов.
На побережье арктических морей число случаев с особо опасными гололед-
но-изморозевыми отложениями колеблется от 1 до 2.
Таким образом, наибольшие значения расчетного числа случаев с особо
опасными гололедно-изморозевыми отложениями имеют место в тех районах,
где наблюдаются и максимальные расчетные значения массы этих отложений.
10. АТМОСФЕРНЫЕ ЯВЛЕНИЯ
10.1. Туманы
Туманы представляют собой скопление взвешенных в приземном слое воз-
духа капель воды или кристаллов льда, ухудшающих горизонтальную види-
мость до 1000 м и ниже.
Возникновение туманов в первую очередь связано с процессами, ведущими
к охлаждению воздуха и в меньшей мере к увеличению его абсолютной влаж-
ности.
По условиям образования туманы чаще всего подразделяются на три основ-
ных вида: адвективные, возникающие при переносе воздушных масс с опреде-
ленными значениями температуры и влажности с одной территории на дру-
гую; радиационные — результат местного выхолаживания приземного слоя
воздуха, особенно при тихой малооблачной погоде; смешанные адвективно-ра-
диационные, которые формируются при совместном воздействии этих двух
факторов.
Остальные виды туманов: испарения, смешения, орографические, фрон-
тальные, береговые, городские — по существу, являются частными случаями
основных видов туманов [7].
Исследования туманов носят разносторонний характер. Они могут касаться
условий их образования и рассеяния, физики и прогноза, методов искусствен-
ного рассеяния, климатических особенностей распределения туманов по терри-
тории. Полученные результаты, как правило, находят широкое научное и
практическое применение. Климатическая информация о туманах важна для
обслуживания авиации, обеспечения безопасности движения железнодорожно-
го, автомобильного, морского, речного транспорта. В сельском хозяйстве тума-
ны могут играть позитивную роль, ослабляя интенсивность весенних или осен-
них заморозков. Городские туманы в сочетании с повышенным уровнем загряз-
нения воздуха способны оказывать отрицательное воздействие на самочувствие
горожан, поскольку вредное влияние дымовых и газовых примесей при тума-
нах проявляется более остро, чем при иных погодных условиях.
Климатические данные по туманам, как и по другим основным атмосфер-
ным явлениям (метели, грозы, град, пыльные бури), собраны и систематизиро-
ваны в [146] за 30-летний период (1936—1965 гг.) и в [115] за 45-летний период
(1936—1980 гг.).
Основными характеристиками туманов являются среднее, наибольшее чис-
ло дней и средняя продолжительность в часах по месяцам и за год. Они позво-
ляют получить наглядное представление об особенностях распределения тума-
нов по территории России.
391
Для туманов свойственна большая изменчивость в пространстве и во време-
ни. Она обусловлена не только общими циркуляционными и радиационными
факторами, но и местными условиями конкретного района (высота места, фор-
ма рельефа, экспозиция склонов по отношению к влагонесущим потокам, на-
личие крупных водоемов, озер, рек и т. д.), влияние которых зачастую бывает
доминирующим при образовании туманов.
В европейской части России особенно часто туманы наблюдаются в райо-
нах, расположенных вблизи северных морей (рис. П.10.1). Среднее число дней
с туманом в год составляет около 70—80, а в отдельные годы достигает 100 и
более. Преобладают туманы теплого периода (апрель—сентябрь) ввиду боль-
ших контрастов температуры поверхности моря и воздуха при адвекции тепло-
го влажного воздуха на холодную поверхность воды [118].
Следует отметить, что в соответствии с распределением числа дней с тума-
ном изменяется и продолжительность туманов. О наличии связи между этими
характеристиками свидетельствует рис. 10.1. С его помощью при наличии дан-
ных только о числе дней с туманом можно определить продолжительность.
Наиболее продолжительны туманы в период их максимальной повторяемости
и кратковременны в период минимума (рис. П.10.2).
Поэтому на побережье Баренцева моря длительность туманов также велика
и составляет 500 ч в год, причем 70—80 % из них приходится на теплый пери-
од, и продолжительность тумана в день с туманом достигает летом 7 ч и более.
Большим разнообразием в распределении туманов отличается Кольский по-
луостров. На Терском побережье наблюдается до 65—75 дней с туманом в год.
Средняя продолжительность колеблется от 200 до 350 ч. Особенно часты и про-
должительны летние туманы. На ю -.ном побережье полуострова число дней с
туманом и продолжительность сокращаются почти в 2 раза. Более длительны
туманы холодного полугодия. В западных районах туманов еще меньше: число
дней с туманом не превышает 20. а продолжительность — 70 ч.
392
Особо следует выделить Хибины, где повторяемость туманов чрез-
вычайно велика в течение всего года. Например, в районе ст. Юкспор (Н = 913 м)
среднее годовое число дней с туманом составляет 233, а максимум — 280.
В осенне-зимний период здесь ежемесячно может быть до 24 дней с туманом.
Продолжительность за год достигает 2050 ч, из них 1470 ч приходится на хо-
лодный период. В ноябре—декабре продолжительность туманов составляет 300 ч
в месяц и более. Продолжительность одного тумана в этот период превышает
13 ч при среднем годовом значении порядка 9 ч.
Не часты, но продолжительны туманы в Мурманске. Летом длительность
одного тумана может превышать 8—11 ч.
К югу от побережья северных морей, вплоть до 60° с.ш., число дней с тума-
ном сокращается до 20—40 в год, а продолжительность до 90—150 ч. Макси-
мум приходится на осенние месяцы.
На Северо-Западе России число дней с туманом колеблется от 25 до 75. Та-
кой широкий диапазон объясняется разнообразием местных физико-географи-
ческих условий. Туманообразованию в этом регионе способствует обилие озер,
болот, рек, возвышенностей. В основном преобладают туманы холодного полу-
годия. Соответственно числу дней изменяется и продолжительность туманов от
80 до 360 ч. Особенно длительны туманы на побережье Ладожского озера (бо-
лее 200—300 ч в год) и вблизи Финского залива (Выборг — 240 ч, Олонец —
360 ч). В Санкт-Петербурге туманы отмечаются почти в 2 раза реже, чем в при-
городах.
В бассейнах рек Верхней Волги и Камы в среднем за год бывает от 30 до
40 дней с туманом. В отдельные годы это число достигает 45—85. С увеличе-
нием континентальности здесь чаще формируются радиационные туманы, осо-
бенно интенсивные в осенне-зимний период. Средняя продолжительность неве-
лика, около 100—200 ч, 60—80 % из них приходится на холодный период.
До 50—70 возрастает число дней с туманом в западных районах Смолен-
ско-Московской и Среднерусской возвышенностей. Часто туманы образуются
под влиянием атлантических циклонов, обусловливающих перенос теплых
воздушных масс с океана, и характера рельефа. Продолжительность их состав-
ляет в среднем 200—400 ч в год.
В пределах Москвы число дней с туманом в год колеблется от 16 до 28 при
продолжительности 80—150 ч. В Московской области это число возрастает до
30—40 (Кашира — 54), а продолжительность — до 100—250 ч. Причем тума-
ны холодного периода в 2 раза продолжительнее летних.
На территории Окско-Донской равнины, Приволжской возвышенности, в
районе Нижней Волги, на восточном побережье Азовского моря в среднем за год
отмечается 40—50 дней с туманом при продолжительности 150—250 ч. В этом
регионе особо следует выделить район Элисты (Калмыкия), расположенный в
самой высокой (Н = 195 м) части Ергенинской возвышенности, где ежегодно в
среднем наблюдается 78 дней с туманом (максимум — 104 дня) и продолжи-
тельность достигает 640 ч. В годовом ходе повсеместно преобладают туманы хо-
лодного полугодия. Так, в Ростовской области, Краснодарском и Ставрополь-
ском краях их продолжительность более чем в 10—15 раз превышает продол-
жительность туманов теплого времени года.
До 60 и более увеличивается число дней с туманом на Ставропольском пла-
то и в предгорьях Северного Кавказа.
Процесс туманообразования на Кавказе, как и в других горных районах,
находится в тесной зависимости от рельефа и характера подстилающей поверх-
393
ности, вследствие чего повторяемость туманов, их географическое распределе-
ние отличаются большим разнообразием [60]. В высокогорных районах Кавказа
число дней с туманом может достигать 200, а в отдельные годы — 250. Напри-
мер, в Ачишхо, расположенном на высоте 1880 м, ежегодно в среднем отмеча-
ется 198 дней с туманом, причем в течение года они распределяются практически
равномерно: 104 дня — в холодное полугодие, 94 дня — в теплое. На ст. Берма-
мыт (Н = 2583 м) из 210 дней с туманом и продолжительности 1950 ч 136 дней
приходится на теплое полугодие при продолжительности 1270 ч. Средняя дли-
тельность одного тумана в летнее время может превышать 9—10 ч.
Велико число дней с туманом в горных котловинах и долинах, ориентиро-
ванных в направлении преобладающих влагонесущих потоков. Так, во Влади-
кавказе, расположенном в котловине, за год отмечается около 100 дней с тума-
ном, из которых 80 % приходится на холодное время года.
Незначительно число дней с туманом на Черноморском побережье, не более
10—20 в год. Максимум приходится на конец лета, начало осени.
Ввиду удаленности от моря и повышенной сухости воздуха прослеживается
заметное снижение числа дней с туманом в Предуралье: до 15—30 на востоке и
до 25—45 на юго-востоке. Средняя продолжительность туманов составляет
около 100—200 ч. Преобладают туманы холодного полугодия. В крупных про-
мышленных городах — Екатеринбурге, Челябинске, Уфе, Бисере, Верхне-
уральске — особенно продолжительны зимние туманы, средняя длительность
одного тумана зимой составляет более 6—8,5 ч.
Увеличение числа дней с туманом отмечается непосредственно в горах
Уральского хребта. Оно обусловлено высотой местности и направленностью пе-
реноса воздушных масс. Над наиболее возвышенными местами северной и юж-
ной частей гор число дней с туманом в год в среднем может достигать 100—
150. Продолжительность туманов превышает 2000—2500 ч. Преобладают лет-
ние туманы [71].
В целом в европейской части России наибольшее число дней с туманом от-
мечается на побережье арктических морей, в высокогорных районах, на скло-
нах возвышенностей, обращенных к влагонесущим потокам. Наибольшая ве-
роятность туманов обычно совпадает с периодом усиления циклонической дея-
тельности и интенсивного выноса теплого морского воздуха с Атлантики на хо-
лодную подстилающую поверхность суши. Образованию туманов (радиацион-
ных) также способствуют резкие суточные колебания температуры воздуха.
По данным [84], в западных районах европейской части России повторяе-
мость адвективных туманов составляет примерно 50—60 %, а радиационных —
20—30 %; в восточных районах на долю адвективных туманов приходится око-
ло 30—40 %, а радиационные составляют более 50 %.
В годовом ходе максимум числа дней с туманом на побережье северных мо-
рей резко выражен в летние месяцы, зимой туманы редки. В северной части
рассматриваемой территории преобладают туманы холодного полугодия. Мак-
симальное число дней с туманом наблюдается в основном в октябре, мини-
мальное — летом. В направлении к югу в большинстве районов минимальное
число дней с туманом отмечается также в летние месяцы, а максимальное —
преимущественно в ноябре. Вторичный максимум, менее значимый, обычно
приходится на начало весны.
В Западной Сибири чаще отмечаются радиапионные туманы, особенно в
центральных и южных районах. Для прибрежных территорий больше харак-
терны адвективные туманы, число дней с такими туманами составляет около
394
15—20 % от общего числа дней с туманом. В переходные сезоны преобладают
смешанные адвективно-радиационные туманы, образующиеся в результате ад-
векции холодного воздуха с севера и дополнительного местного выхолажива-
ния в ясные ночи.
На побережье Карского моря в среднем отмечается до 70—90 дней с тума-
ном. Наибольшее число приходится на летние месяцы. В июле, августе воз-
можно около 20 дней с туманом в месяц. Такая картина характерна лишь для
узкой береговой зоны. По мере удаления от нее, даже в глубоко вдающихся в
сушу заливах и губах, число дней с туманом сокращается до 30—50, а продол-
жительность — до 150 ч.
Южнее линии Салехард—Игарка среднее число дней с туманом за год со-
ставляет 15—20. Здесь чаще всего наблюдаются два максимума — в начале осе-
ни и во второй половине зимы. В большинстве районов по числу дней, хотя и
незначительно (на 3—10 дней), преобладают туманы теплого полугодия. Сум-
марная продолжительность туманов за год не превышает 50—100 ч.
На юге Западной Сибири число дней с туманом возрастает до 20—30 в год.
Преобладают зимние радиационные туманы. В поймах больших рек и у берегов
озер туманы чаще отмечаются летом и осенью. Продолжительность туманов в
течение года колеблется в среднем около 100 ч. Весной и в начале лета они бы-
вают редко, поскольку в этот период довольно низкая влажность воздуха.
В горных районах Западной Сибири складывается относительно пестрая
картина распределения туманов. Число дней с туманом может варьировать от 5
до 25 в год, а в отдельных, благоприятных для туманообразования местах до-
стигать 55—85.
Годовой ход числа дней с туманом в горах Алтая и Кузнецкого Алатау
очень различен и в большой степени зависит от форм рельефа, защищенности,
местных ветров [117]. Например, на ст. Кондома, расположенной в лесистом
ущелье, преобладают летние туманы — 76 дней при среднем годовом значении,
равном 83 дня. В отдельные годы число дней с туманом здесь может возрастать
до 100. Продолжительность туманов составляет более 550 ч, особенно длитель-
ны летние туманы — около 7—8 ч. В Кош-Агаче, расположенном в широкой
долине р. Чуи, в среднем бывает 17 дней с туманом зимой, 1 день летом. Про-
должительность в год составляет 162 ч, причем 159 ч из них приходится на хо-
лодное полугодие и продолжительность одного случая с туманом может превы-
шать 9—10 ч. Однако, хотя и крайне редко, здесь зимой отмечалось до 60 дней
с туманом. В защищенных горных долинах преобладают туманы теплого полу-
годия. В долинах, открытых к западу, в холодный период туманов бывает боль-
ше, чем в теплый.
На обширных пространствах Восточной Сибири с ее резко континенталь-
ным климатом и сложным рельефом число дней с туманом существенно меня-
ется по территории. Например, только в пределах Красноярского края среднее
годовое число дней с туманом может варьировать от 10 до 100, а продолжитель-
ность — от 11 до 280 ч.
Как и в европейской части России, наибольшее число дней с туманом отме-
чается в узкой прибрежной зоне арктических морей и составляет 70—90 в год.
Максимум приходится на июль. В низовье р. Енисея и на севере Среднесибир-
ского плоскогорья число дней с туманом резко сокращается до 10—30, а про-
должительность до 30—130 ч в год. Туманы практически равновероятны как в
теплое, так и в холодное время года.
395
К югу от Северного полярного круга число дней с туманом возрастает, осо-
бенно в долинах рек Нижней и Подкаменной Тунгуски, где в среднем отмечает-
ся до 40—60 дней с туманом, в отдельные годы 80—100 дней. Продолжитель-
ность составляет 200—300 ч. Преобладают туманы теплого полугодия. Однако
ввиду местных особенностей отдельных районов могут доминировать и зимние
туманы. Так, в Туре при среднем годовом числе дней с туманом, равном 66, и
продолжительности 570 ч на холодное время приходится 40 дней с туманом
при продолжительности 450 ч. Средняя длительность одного зимнего тумана
достигает 8,6 ч, что вдвое превышает длительность летних туманов.
В верхнем течении р. Енисея и в районе Минусинской котловины годовое
число дней с туманом колеблется от 20 до 40, а продолжительность — от 50 до
200 ч. Преобладают туманы теплого полугодия.
В горах Западного и Восточного Саян из-за сложности и многообразия форм
рельефа среднее число дней с туманом изменяется по территории от 5 до 55 в
год, соответственно и продолжительность колеблется от 15 до 200 ч. В зависи-
мости от местоположения в одних районах преобладают летние туманы, в дру-
гих — зимние. Так, в Кызыле, расположенном в горной котловине, 95 % слу-
чаев приходится на зимние туманы. Средняя продолжительность одного тума-
на составляет 7,2 ч, а летнего — 1,2 ч. В Тоора-Хем (Н = 920 м) максимум чис-
ла дней с туманом приходится на теплый период.
В Предбайкалье, в отрогах хребта Восточный Саян наблюдается в среднем
30.—50 дней с туманом при продолжительности 150—250 ч. В долине Верхней
Лены и ее притоков число дней с туманом возрастает до 40—60. В основном
туманы приходятся на теплое время года. Особо выделяются ангарские туманы
в верхнем течении р. Ангары, незамерзающей в зимние месяцы. Так, в Иркут-
ске в отдельные годы отмечается до 122 дней с туманом при продолжительно-
сти более 500 ч. Около 80 % случаев приходится на зиму, средняя продолжи-
тельность зимних туманов составляет порядка 400 ч.
Заметно уменьшается число дней с туманом на побережье оз. Байкал — до
20 в северо-восточной части озера и 10—15 в южной и юго-западной частях.
Распределение числа дней с туманом в Забайкалье очень сложное из-за
сильной пересеченности рельефа. В связи с этим оно колеблется в среднем от
10 в верхнем течении р. Онона и Кяхтинско-Борзинском районе до 40—60 в
долинах крупных рек и на склонах холмов. Преобладают обычно летние ту-
маны.
В верховьях р. Амура, долинах рек Шилки и Аргуни число дней с туманом
может достигать 60 в год. Бблыпая часть — это туманы теплого периода,
связанные с радиационным выхолаживанием воздуха в долинах и на склонах гор.
В средней и нижней частях бассейна р. Амура число дней с туманом за год
невелико. В этом регионе условия туманообразования определяются муссонной
циркуляцией, поэтому 70—90 % от годового числа дней с туманом приходится
на летние туманы. Гористый характер прилегающей местности и множество
долин способствуют формированию радиационных туманов и в отдельных пунк-
тах. Так, в окрестностях метеорологических станций Солекуль, Урми, Чекун-
да число дней с туманом за год превышает 60—70, а продолжительность со-
ставляет 300 ч и более.
На северо-востоке России, в частности на побережье морей Лаптевых, Вос-
точно-Сибирского, Чукотского. Берингова отмечается от 50 до 90 дней с тума-
ном в год. Туманы в Арктике возникают главным образом в результате ад-
396
векции воздушных масс. Интенсивное туманообразование происходит в теплое
время года, когда особенно велики контрасты температуры суши и моря.
По мере удаления от прибрежной зоны число дней с туманом резко сокра-
щается. В горных долинах, долинах рек Яны и Индигирки в среднем за год от-
мечается от 5 до 20 дней с туманом. Продолжительность невелика — 30—100 ч.
Большинство их приходится на конец лета — начало осени. Особо следует вы-
делить Якутск, где среднее число дней с туманом в год составляет 60, а продол-
жительность — 525 ч. Наиболее интенсивны и продолжительны зимние мороз-
ные туманы при температуре воздуха —45...-50 °C. Число дней составляет око-
ло 57, а продолжительность — 513 ч. Для Якутска также характерна большая
изменчивость продолжительности туманов в черте города и за его пределами.
Так, в центре города она достигает 1300 ч, а в районе аэропорта сокращается до
475 ч.
В бассейне р. Колымы большие различия в режиме туманов вызваны усло-
виями орографии. Поэтому число дней с туманом меняется от 10 в верхнем те-
чении до 50 и более в нижнем. Преобладают зимние туманы.
В долине р. Анадыря число дней с туманом составляет в среднем 20—30 в
год, преимущественно это туманы холодного полугодия.
На побережье Охотского моря отмечается от 40 до 70 дней с туманом. На
мысах, островах число дней с туманом может возрастать до 100 .и более при
средней продолжительности 600 ч. Преимущественно это туманы теплого пе-
риода, поскольку летний муссон проносит влажный субтропический воздух
над сравнительно холодным морем, что способствует конденсации водяного
пара и интенсивному туманообразованию [59]. Поэтому средняя продолжи-
тельность одного летнего тумана составляет 8—9 ч, а зимнего — 3—5 ч.
На режим туманов на п-ове Камчатка определяющее влияние оказывает
также муссонная циркуляцця. В северных районах число дней с туманом со-
ставляет около 30. На западном побережье оно увеличивается с севера на юг от
40 до 90. Средняя продолжительность составляет 200—600 ч. Интенсивные ту-
маны характерны и для юго-восточного побережья. Здесь число дней с туманом
колеблется от 60 до 100. На м. Лопатка в течение года отмечается до 120 дней с
туманом при продолжительности 1300 ч, причем более 110 дней приходится на
теплый период. Максимальное число дней с туманом может достигать 160.
В центральных горных районах и в долине р. Камчатки преобладают радиацион-
ные туманы — от 10 до 40 дней в год.
На Сахалине число дней с туманом колеблется от 30 до 80, причем на вос-
точном побережье они наблюдаются чаще, чем на западном. Так, в Охе отмеча-
ется до 85 дней с туманом. На мысах, островах, заливах бывает около 100 дней
с туманом при продолжительности 800 ч и более.
Велико число дней с туманом на Курильских островах: о. Симушир — 126,
о. Матуа — 138, о. Уруп — 161. В отдельные годы оно может превышать
160—180. Продолжительность туманов превышает 1200—1400 ч, а на о. Уруп
достигала 2040 ч. На теплое полугодие приходится 80—90 % числа дней с ту-
маном. В этот период они наиболее продолжительны и интенсивны. Летом ту-
маны могут сохраняться в среднем в течение 12—14 ч.
В Приморье наибольшее число дней с туманом наблюдается на юго-восточ-
ных склонах Сихотэ-Алиня. На юге края оно может превышать 80. Так, во
Владивостоке отмечается до 110 дней с туманом при продолжительности 1108 ч.
На западных склонах среднее годовое число дней с туманом уменьшается до
20—30. В глубине материка продолжительность туманов за год составляет в
397
среднем 50—100 ч, в прибрежных районах — 550—750 ч. Преобладают тума-
ны теплого полугодия, поскольку на Дальнем Востоке режим туманообразова-
ния обусловливается главным образом муссонной циркуляцией. В отдельных
районах продолжительность летних туманов может более чем в 10 раз превы-
шать продолжительность зимних (Рудная Пристань, Партизанск, Маргаритово
и др.). Длительность одного зимнего тумана в среднем не превышает 3—4 ч, а
летние туманы обычно удерживаются в течение 7—9 ч.
Чрезвычайно полезными могут быть сведения о повторяемости туманов
различной непрерывной продолжительности. Значительная изменчивость рас-
пределения числа дней с туманом по территории России нашла свое отражение
и в данной характеристике.
В районах, примыкающих к северным морям, непрерывная продолжитель-
ность летних туманов может достигать 84—96 ч.
В Хибинах наиболее длительны (до двух суток) зимние туманы. К югу от
Северного полярного круга наиболее продолжительны туманы холодного полу-
годия. Осенью чаще всего в 2—4 % случаев они могут наблюдаться в течение
20 ч.
В районе Верхней Волги преобладают туманы продолжительностью до 8 ч.
Возможны случаи, хотя и не ежегодно, когда отдельные туманы сохраняются
до 36 ч.
В центральных районах России непрерывная продолжительность летних
туманов невелика, а в зимнее время туманы могут удерживаться до 36 ч.
На территории Северного Кавказа летние туманы непродолжительны (0,5—
4 ч), но в холодное время года в 1—2 % случаев возможны туманы, сохраняю-
щиеся до 48—72 ч.
На Урале в течение года наиболее устойчивы туманы длительностью до
12—18 ч, однако в зимние месяпы их непрерывная продолжительность может
возрастать до двух суток.
На севере Западной Сибири преобладают туманы продолжительностью от 4
до 12 ч. Летом в отдельных случаях они могут устойчиво сохраняться до 2—
2,5 сут. В центральной части Западной Сибири в условиях антициклонической
циркуляции наиболее продолжительны зимние туманы — до 36—48 ч.
В Восточной Сибири и Забайкалье повторяемость туманов различной непре-
рывной продолжительности в годовом ходе отличается большой изменчиво-
стью.
В центральной части Среднесибирского плоскогорья летом, как правило,
преобладают кратковременные (4—8 ч) туманы. Зимой непрерывная продол-
жительность одного тумана возрастает почти вдвое, а в отдельные годы, особен-
но в долинах крупных рек, они могут сохраняться в течение 5—7 сут. Напри-
мер, в окрестностях Бодайбо в условиях сильного радиационного выхолажива-
ния в декабре—январе возможны туманы, длительность которых достигает
288 ч.
В широких горных котловинах Западного и Восточного Саян преобладают
непрерывные (до 8—12 ч) радиационные туманы теплого полугодия.
В Забайкалье летом наблюдаются туманы продолжительностью 12—16 ч.
На севере оз. Байкал их продолжительность в этот период составляет 60 ч На
островных станциях зарегистрированы случаи, когда в июле—августе туманы
сохранялись в течение 2—3 сут.
398
Особо следует выделить зимние ангарские туманы. Так, в районе Иркутска
под влиянием незамерзающей р. Ангары в декабре—январе довольно часто об-
разуются туманы, которые держатся от 60 до 72 ч.
На большей части территории Якутии наиболее продолжительны осенние
туманы (до 12—16 ч). Южнее Якутска в долине р. Лены, долинах рек Алдана,
Олекмы более интенсивны зимние туманы, их продолжительность в этот пери-
од может превышать 36 ч. В Якутске в декабре и январе в 10 % случаев туманы
наблюдаются дольше суток.
В бассейне р. Колымы и ее притоков в основном формируются зимние ради-
ационные туманы с непрерывной продолжительностью до 120 ч. На побережье
морей — обратная картина, наиболее продолжительны туманы в июле и авгу-
сте. Они могут непрерывно удерживаться в течение 72—96 ч.
На Сахалине наиболее продолжительны летние туманы, которые при благо-
приятных условиях сохраняются до 2—2,5 сут.
В Приморье в юго-восточных и южных прибрежных районах особенно дли-
тельные туманы отмечаются летом, их непрерывная продолжительность дости-
гает 4 сут. Так, во Владивостоке зафиксированы случаи, когда в июне непре-
рывный туман сохранялся около 150 ч. В западных предгорьях Сихотэ-Алиня,
препятствующего проникновению теплого морского воздуха, число дней с ту-
маном и продолжительность туманов резко сокращаются. В течение всего года
возможны туманы, непрерывная длительность которых достигает только 12—
16 ч.
Помимо числа дней и продолжительности туманов, не менее важной харак-
теристикой является их интенсивность, которая определяется по значению го-
ризонтальной дальности видимости.
Туман с видимостью менее 50 м оценивается как очень сильный и особо
опасный, 50—200 м — сильный, 200—500 м — умеренный. Вместе эти три
вида туманов относятся к категории опасных и сведения о них чрезвычайно
важны, особенно в крупных населенных пунктах, поскольку такие туманы в
значительной степени определяют безопасность движения транспорта.
Сведения о повторяемости, продолжительности опасных и особо опасных
туманов в черте города достаточно подробно приведены в серии монографий
„Климат города” [70]. Прежде всего из них следует ряд общих закономерно-
стей, характерных для городских туманов. Отмечается, что в городах туманы
бывают в 1,5—2 раза (в Казани и Улан-Удэ в 3 раза) чаще, чем в пригородах.
Туманы являются основной причиной ухудшения видимости в городах. Опас-
ные туманы наиболее вероятны при слабом ветре. Но в целом опасные и особо
опасные туманы явление не частое (табл. 10.1).
Так, в Архангельске основной причиной понижения видимости до 500 м и
ниже в течение всего года является туман. Опасные условия для транспорта
складываются в 2 % случаев. Максимальная повторяемость приходится на
зимние месяцы и составляет около 2—4 %. На долю особо опасных туманов с
видимостью менее 50 м приходится 0,2—0,7 % и отмечаются они, как прави-
ло, в утренние часы при слабом ветре.
В крупных городах Северо-Запада России опасные туманы наблюдаются
ежегодно. В Пскове, например, в отдельные годы, в зависимости от синоптиче-
ской ситуации, число дней с такими туманами может колебаться от 9 до 65.
Наиболее продолжительны опасные туманы в этом регионе в осенние месяцы.
Максимальная продолжительность за год может приближаться, а в отдельных
городах превышать 200 ч (табл. 10.2).
399
Таблица 10.1
Среднее (числитель) и наибольшее (знаменатель)
число дней с опасным туманом
Станция I II ш IV V VI VII VHI IX X XI XII Год
Псков 2,0 2,2 2,1 1,9 0,9 0,8 0,9 2,0 3,2 3,4 3,0 2,3 24,7
6 7 9 7 3 4 4 6 11 12 8 9 43
Новгород 2,3 3,4 3,2 2,1 0,9 1,3 2,0 3,4 4,1 3,8 2,9 2,6 35,2
7 9 8 6 3 5 7 10 10 12 9 8 65
Тверь 1,4 1,3 1,5 1,2 0,6 0,5 1,4 2,1 3,5 1,4 1,2 0,9 18,7
5 10 8 7 6 4 5 7 14 7 7 4 53
Иваново 1,2 1,3 2,1 1,3 0,2 0,1 0,5 1,4 1,4 1,3 1,0 0,7 12,5
5 3 4 3 1 1 2 4 3 4 7 3 17
Киров 1,2 1,5 1,2 23 0,2 0,5 оз оз 2,2 2,2 2,9 13 16,9
5 3 3 4 1 2 2 2 5 5 6 6 26
Чебоксары 1,9 13 23 2,2 2,0 1,2 2,1 2,4 2,4 3,0 53 2,5 30,1
4 6 6 4 5 2 4 6 5 7 12 6 33
Таблица 10.2
Средняя (числитель) и максимальная (знаменатель)
продолжительность (ч) опасных туманов
Станция I II III IV V VI. VH VIII IX X XI XII Год
Псков Новгород Тверь Ярославль Владимир Чебоксары 8 44 9 31 5 34 5 12 14 66 6 17 34 14 52 37 9 22 8 34 11 60 8 51 13 50 42 19 35 17 67 11 29 32 8 37 33 5 15 18 9 23 2 14 2 12 2 18 3 8 2 6 6 20 2 2 14 2 9 3 6 0,1 1 4 2 11 19 13 13 2 7 5 9 4 22 9 29 6 29 9 34 3 10 6 20 10 45 15 60 12 38 12 32 9 35 8 20 17 66 16 64 5 30 13 26 11 31 15 46 14 78 14 58 6 49 6 21 28 75 32 81 9 38 11 45 2 14 3 7 14 49 9 20 90 187 117 292 59 222 91 125 115 189 93 138
Непрерывная продолжительность опасных туманов в среднем составляет 3 ч,
однако возможны случаи, когда ухудшение видимости до 500 м и менее из-за
туманов может удерживаться сутки и более (табл. 10.3).
В городах Волго-Вятского региона из общего числа дней с туманом за год
примерно половину составляет число дней с опасным туманом. В 70—90 %
случаев опасные туманы приходятся на конец лета и осень. Число дней с опас-
ным туманом от года к году может изменяться в значительных пределах. Так,
в Твери этот диапазон может быть от 2 до 53 дней.
400
Таблица 10.3
Средняя (числитель) и максимальная (знаменатель)
непрерывная продолжительность (ч) опасных туманов
Станция I II Ш IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
Псков Новгород Тверь Ярославль Киров Иваново Владимир Чебоксары Иркутск 3 24 4 21 3 10 8 3,4 9,2 5,7 6,7 11 2,7 9,8 1,4 3 11 3 22 3 9 11 3,1 7,5 2,3 10,0 13 5,6 29,9 2,0 3 16 3 16 4 20 28 4Д 13,7 2,3 11,4 21 3,6 8,9 5,0 3 16 3 14 3 12 3.1 10,8 3,3 9,5 ~8 4,3 17,0 1,0 2 6 2 9 2 6 5 1,6 2,7 3,9 2,5 ~6 2,8 3,8 1,4 2 2 6 3 8 2 1,8 5,7 2,5 2,8 Т 2,9 5,2 1,9 2 5 2 3 6 5 4,2 6,8 0,5 4,5 б" 1,9 4,2 2,2 2 11 2 13 3 11 13 22 52 2,1 9,8 ¥ 2,2 8,0 2,9 3 12 3 13 3 11 9 2,9 11,0 3,5 8,1 П 2,7 16,2 2,6 4 26 4 17 3 13 26 4,8 19.7 3,1 16,6 13 4,5 19,5 2,6 4 22 4 19 4 19 10 4,9 23,8 2,5 14,6 25 5,3 30,4 1,8 4 33 4 22 3 12 6 6,4 18.0 2,5 7,0 24 2,7 11,7 1,9 3 33 3 22 3 20 28 3,5 23.8 32 16,6 25 3,8 30,4 22
Средняя непрерывная продолжительность одного случая опасного тумана
обычно 2—4 ч, но в отдельных случаях опасные туманы могут устойчиво со-
храняться на протяжении 24 ч (Киров, Ярославль — 26—28 ч, Чебоксары — 30 ч,
Кострома — 51 ч). Туманы, резко ухудшающие видимость, чаще всего форми-
руются в ночные и утренние часы. В городах Центрально-черноземных областей
России опасные туманы преобладают зимой и в переходные сезоны года. Так, в
Воронеже они составляют 5—7 % от общего числа дней с туманом за холодный
период, в Курске — 2—3 %.
Большая повторяемость (более 50 %) опасных туманов отмечается в Волго-
граде, где как следует из табл. 10.4, очень сильные туманы (с видимостью менее 50 м)
бывают в 10 % случаев.
Таблица 10.4
Повторяемость (%) туманов различной интенсивности в Волгограде
Период Дальность видимости, м
50 51—200 201-500 501—1000
Октябрь—март 10,2 17,7 26,9 45,2
Апрель—сентябрь 10,2 13,5 33,9 42,4
Год 10,2 17,6 27,1 45,1
401
В Ростове-на-Дону наиболее опасные условия для транспорта из-за туманов
складываются осенью и зимой. Наибольшая повторяемость туманов приходит-
ся на декабрь (около 5 %). В теплый период года (апрель—сентябрь) число слу-
чаев с интенсивными туманами снижается до 0,2—0,8 %.
Крайне редко отмечаются опасные туманы в Краснодаре. Летом их практи-
чески не бывает, а в холодный период года повторяемость дальности видимости
0,2—1 км не превышает 3—4 %. Средняя непрерывная продолжительность
опасных туманов в зимние месяцы составляет 3—4 ч. Ухудшение видимости
чаще всего отмечается в утренние или вечерние часы.
В Пензе и Самаре неблагоприятные условия для движения транспорта, свя-
занные с ухудшением видимости из-за сильных туманов, преимущественно на-
блюдаются в холодное время года. Максимум обычно приходится на ноябрь—
декабрь. Летом сильные туманы отмечаются не ежегодно.
В городах Предуралья, например в Ижевске, в среднем за год бывает до 24 дней
с туманом повышенной интенсивности. В 70—90 % случаев из всего периода
наблюдений наибольшее число дней с опасным туманом приходится на зиму и
переходные сезоны. Так, в ноябре в среднем бывает 5 дней с опасным туманом.
Максимум составил 9 дней. Летом их вероятность снижается до 50—60 %.
Средняя непрерывная продолжительность опасных туманов составляет 2—3 ч,
но в отдельные годы осенью и зимой особо сложные условия из-за тумана на
транспортных магистралях города могут сохраняться 18—26 ч.
Для городов Южного Урала характерны интенсивные зимние туманы, но
их повторяемость невелика — около 5—8 %. Как правило, они непродолжи-
тельны. Однако в Екатеринбурге (Свердловске) в январе 1967 г. зафиксирован
туман, длившийся непрерывно 93 ч, в течение которого горизонтальная види-
мость не превышала 300 м.
На территории Западной Сибири туманы с видимостью менее 500 м в горо-
дах отмечаются в 50—70 % случаев от общего количества, а особо опасные со-
ставляют около 10 %. Например, в Новосибирске повторяемость числа дней с
особо опасным туманом в теплое полугодие составляет 13,5 %, в холодное —
9,3 %, а в целом за год — 11 %. В Абакане соответственно 3, 0,7 и 1,2 %. В то же
время повторяемость числа дней с туманом, снижающим видимость до 200 м,
превышает 40 % в год в обоих городах.
В Томске преобладают умеренные туманы, слабые маловероятны, а силь-
ные составляют около 22 %. В теплое полугодие их в 2 раза меньше, чем в хо-
лодное. О продолжительности туманов при различной минимальной дальности
видимости, наблюдающейся в Томске, можно судить по данным табл. 10.5.
Таблица 10.5
Продолжительность туманов (ч) с различной дальностью видимости в Томске
Дальность видимости, м Продолжительность туманов, ч
средняя максимальная
50 5,3 16,7
51—200 3,8 14,5
201—500 4.2 23,3
501—1000 3,6 8,0
402
В Барнауле туманы с дальностью видимости, не превышающей 500 м, чаще
всего наблюдаются с июня по сентябрь, хотя не исключены случаи с опасными
туманами зимой и весной. В большинстве городов Западной Сибири наиболее
продолжительны и интенсивны, т. е. более опасны, ночные и утренние туманы.
В крупных городах Предбайкалья опасные туманы наблюдаются преиму-
щественно в осенне-зимний период. Их повторяемость составляет около 10 %.
Непрерывная продолжительность туманов с видимостью до 500 м и менее не
велика и составляет в среднем за месяц 1—3 ч.
В Забайкалье городские туманы отмечаются в 2—3 раза чаще, чем в окрест-
ностях. Максимум плохой видимости приходится на конец лета — осень. В этот
период опасные туманы составляют 10—15 %. Весной и летом их число резко
снижается до 1 %.
Для крупных населенных пунктов Якутии характерны морозные туманы,
образующиеся при температуре -42 °C и ниже. Так, в Якутске наиболее про-
должительны и интенсивны туманы при температуре воздуха -50 °C. Види-
мость при таких туманах снижается в дневные часы до 40—50 м. Максимум
числа дней с особо опасным туманом приходится на декабрь—январь.
В городах Дальнего Востока, Приморья, п-ова Камчатка, о. Сахалин, распо-
ложенных на побережьях морей, наиболее интенсивны летние туманы. Они
ухудшают видимость до 500 м и менее, что осложняет условия движения
транспорта. Непрерывная продолжительность одного случая опасного тумана в
этом регионе составляет в среднем 5—6 ч и удерживается при штиле и слабом
ветре.
Приведенная информация о фактической повторяемости, продолжительно-
сти и интенсивности туманов на территории России может быть дополнена рас-
четными данными о максимальном годовом числе дней с опасным туманом,
возможном 1 раз в 100 лет. Результаты представлены в виде карты (рис. П.10.3),
составленной Е. М. Акентьевой, на которой выделены районы с различными
условиями возникновения опасных туманов и вероятностью их отрицательного
воздействия.
10.2. Метели
Метелью принято называть перенос снега над поверхностью земли доста-
точно сильным ветром.
Обычно выделяют общую, низовую метели и поземок. Общая метель наблю-
дается при сильном ветре с выпадением снега. Низовая метель — перенос ранее
выпавшего снега под воздействием ветра, до высоты 2 м. Поземок представляет
собой перенос сухого снега непосредственно над поверхностью земли.
Сведения о повторяемости, продолжительности, интенсивности метелей не-
обходимы при решении целого ряда практических задач. В частности, при об-
служивании всех видов транспорта, проектировании и эксплуатации желез-
ных и автомобильных дорог, защите их от снегозаносов, для снегозадержания
на сельскохозяйственных полях. Снегопады при метелях создают дополни-
тельные, а порой и критические нагрузки на сооружения. Продолжительные
метели приводят к необходимости прекращения всех видов работ, выполняемых
на открытом воздухе.
Климатические данные о метелях представлены в основном в виде среднего
и наибольшего числа дней по месяцам и за год, средней продолжительности их
403
(в часах) за эти же периоды. В £147] имеется дополнительная информация о по-
вторяемости температуры воздуха в различных пределах, скорости и направле-
нии ветра при метелях.
Распределение метелей по территории России представляет довольно пест-
рую картину. Их частота в первую очередь обусловлена особенностями атмо-
сферной циркуляции и разнообразием физико-географических условий конк-
ретного района.
Как правило, наибольшее число дней с метелью отмечается в регионах с
продолжительной зимой и повышенной циклонической деятельностью, обу-
словливающей большие скорости ветра и снегопады в холодный период года.
Повторяемость метелей может существенно меняться под влиянием мест-
ных условий. Например, на островах, выдающихся в море мысах, открытых
участках побережий северных морей, где преобладают сильные ветры, метели
бывают гораздо чаще, чем в заливах, вдающихся в глубь суши, и устьях рек.
впадающих в арктические моря. Реже отмечаются метели в замкнутых доли-
нах, котловинах, на лесных полянах по сравнению с открытыми местами и осо-
бенно наветренными склонами возвышенностей.
Чрезвычайно разнообразно распределение метелей в горных районах, по-
скольку оно зависит от степени защищенности района, формы рельефа, экспо-
зиции склонов, высоты над уровнем моря. В горных районах и ущельях мете-
левая деятельность существенно слабее, чем на открытых склонах, горных пе-
ревалах, вершинах гор. Число дней с метелью в горных районах возрастает с
увеличением высоты над уровнем моря. По данным М. Я. Глебовой [87], верти-
кальный градиент (изменение числа дней с метелью при увеличении высоты
местности на 100 м) в Хибинах и на Урале составляет 7—8 дней на 100 м. В го-
рах Кавказа, в долинах и на склонах до высоты 1500 м, метели редки, но на
высотах 1500—2000 м вертикальный градиент возрастает на 2—3 дня на 100 м,
в высокогорной зоне он составляет 5—7 дней на 100 м.
На склонах Колымского хребта, хребта Черского вертикальный градиент
годового числа дней с метелью достигает 5—6 дней на 100 м, Верхоянском и
хребте Сихотэ-Алинь — 3 дней на 100 м.
В целом горные хребты до сих пор остаются недостаточно освещенными
климатологической информацией как по метелям, так и по остальным атмо-
сферным явлениям. Это обстоятельство исключает возможность детальной
оценки особенностей распределения числа дней с метелью в горных системах,
занимающих обширные территории, особенно в Восточной Сибири и на Даль-
нем Востоке.
В европейской части России наиболее метелевыми районами являются от-
крытые побережья арктических морей (рис. П.10.4). В прибрежной зоне Ба-
ренцева и Карского морей, на островах западного сектора Арктики в среднем
за год отмечается 80—100 дней с метелью. С продвижением в глубь континен-
та, ближе к Северному полярному кругу, в связи с увеличением защищенности
местности и ослаблением скоростей ветра число дней с метелью сокращается до
40—60.
К районам интенсивной метелевой деятельности также следует отнести Се-
верный Урал, где в отдельные годы число дней с метелью может достигать 185,
и вершины гор Южного Урала, где в течение холодного периода бывает более
80—100 дней с метелью [71].
На Северо-Западе, в Волго-Вятском, Центральном районах России число
дней с метелью за год составляет в среднем 20—30. Повышенным значением
404
отличаются наиболее открытые территории Валдайской, Смоленско-Москов-
ской, Среднерусской, Приволжской возвышенностей. До 40—50 возрастает
среднее годовое число дней с метелью в Предуралье.
К югу от Волгограда при сокращении холодного периода в условиях корот-
ких и более теплых зим прослеживается четкое убывание числа дней с метелью
до 10—15 в год. На побережье Азовского и Черного морей, в предгорьях Север-
ного Кавказа оно уменьшается в среднем за год до 2—5. Лишь в горных райо-
нах, на вершинах и открытых горных перевалах число дней с метелью за год
возрастает до 100 и более. Здесь метели наиболее интенсивны и продолжительны.
В соответствии с термическим режимом наиболее длительный метелевый
период (сентябрь—июнь) характерен для северных и северо-восточных районов
европейской части России. Наибольшая повторяемость метелей приходится на
зимние месяцы и март. Максимум отмечается в январе. Так, на о. Моржовец в
январе в среднем за год бывает 18 дней с метелью, на м. Канин Нос — 21 день.
На горных вершинах Северного Урала и Хибин метели могут наблюдаться в
течение всего года. Причем в январе в отдельные годы метели отмечаются еже-
дневно.
На большей части России метели наблюдаются с октября по май, на терри-
тории Волгоградской, Ростовской областей, Краснодарского и Ставропольского
краев, Калмыкии — с октября по апрель. В Предкавказье метелевый период
сокращается до 5 месяцев (ноябрь—март). Метели на юге России редки и непро-
должительны; как правило, наиболее метелевые месяцы — январь и февраль.
В Западной Сибири в зимний период метель — частое явление ввиду интен-
сивной циклонической деятельности. Самые продолжительные и сильные ме-
тели связаны с глубокими циклонами, сопровождающимися высокой скоро-
стью ветра. На севере Западной Сибири число дней с метелью в холодный пери-
од достигает 100—120 и более. В центральной части оно сокращается до 30—
40. Особо следует выделить узкую полосу Зауралья, где ввиду защищенности
местности от западных ветров число дней с метелью не превышает в среднем
15—20 за год.
В южных районах Западной Сибири на открытых территориях прослежи-
вается увеличение числа дней с метелью до 40—50. Прежде всего это восточная
часть Барабинской и Кулундинской степей, где на склонах Кузнецкого Алатау
число дней с метелью в некоторых пунктах достигает 60—100. В то же время в
замкнутых долинах, котловинах, ущельях горного Алтая оно резко снижается
до 5—10.
На севере Западной Сибири метели отмечаются с августа по июль (Диксон,
Pa-Из и др.). Особенно велика их повторяемость с ноября по март.
В центральной и южной частях рассматриваемой территории метелевый
период длится 9 месяцев (сентябрь—май), но в отдельные годы метели возмож-
ны и в июне. Максимум числа дней с метелью обычно приходится на декабрь и
январь, однако для большинства районов характерен и второй максимум, ко-
торый наблюдается в марте.
В Восточной Сибири метели наиболее часты также на островах и побережье
арктических морей, Северо-Сибирской низменности и в широкой долине сред-
него и нижнего течения р. Енисея; они отмечаются 60- 90 дней в году [164].
На обширных пространствах Среднесибирского плоскогорья в зависимости
от особенностей орографии число дней с метелью в среднем колеблется от 10
до 30.
405
В Предбайкалье, Якутии, Забайкалье в зимний период ввиду устойчивого
азиатского антициклона устанавливается малооблачная безветренная погода и,
естественно, число дней с метелью сокращается до 10—20 в год.
В Минусинской и Тувинской котловинах, а также закрытых долинах и
котловинах Западного и Восточного Саян число дней с метелью не превышает
10 в год.
На северо-восточном побережье оз. Байкал отмечается увеличение числа
дней с метелью до 25—40 в год.
В крайних северных районах Восточной Сибири метели отмечаются с авгу-
ста по июль, наибольшее число дней с метелью наблюдается с ноября по март.
В годовом ходе число дней с метелью распределяется довольно равномерно,
максимум приходится на декабрь или январь, причем он резко не выражен.
На Среднесибирском плоскогорье метелевый период длится с октября по
май, максимум — в декабре—январе, в отдельных районах наблюдается вто-
рой максимум в марте. В Якутии метели, хотя и не часты, но возможны в тече-
ние 10 месяцев, с сентября по июнь. Максимум смещается на ноябрь—декабрь.
В Предбайкалье и Забайкалье метелевый период продолжается с сентября
по май, наиболее устойчиво и равномерно число дней с метелью распределяется
с октября по апрель. Годовой ход довольно сглажен, без резко выраженного
максимума. Наибольшее число дней с метелью в Предбайкалье наблюдается в
декабре—январе, а в Забайкалье — в ноябре—декабре.
На территории Дальнего Востока повторяемость метелей в прибрежных и
континентальных районах существенно различается между собой. На побере-
жье Берингова моря число дней с метелью колеблется в среднем от 60 до 90 в
год, в более южных районах — на побережье Охотского моря — от 30 до 60 в
год. На внутренних участках Чукотско-Анадырского региона наблюдается от
15 до 20 дней с метелью, в долине р. Анадыря — 30—40 дней. Наиболее Метеле-
выми являются зимние месяцы. Максимум приходится на декабрь, январь.
На территории Приамурья и Приморья в зависимости от особенностей рель-
ефа число дней с метелью в среднем изменяется от 20—30 в нижнем течении
р. Амура и на побережье Татарского пролива до 5—10 в бассейнах рек Зеи и
Бурей, на западных склонах Сихотэ-Алиня и юге Приморья.
В большинстве из этих районов метелевый период длится с октября по ап-
рель. Поскольку число дней с метелью в целом невелико, оно равномерно рас-
пределяется по месяцам. В Приамурье максимум чаще отмечается в декабре, в
Приморье — в декабре, январе, в некоторых районах он смещается на февраль—
март.
На п-ове Камчатка число дней с метелью варьирует в широких пределах.
На западном побережье в течение холодного периода отмечается от 30 до 40 дней с
метелью. К наиболее метелевым районам относится северо-восточная часть по-
бережья (50—60 дней) и южные районы полуострова (60—80 дней). В долине
р. Камчатки (ее верхнем и среднем течении), защищенной горными хребтами,
число дней с метелью сокращается до 10—20 в год. Метелевый период на полу-
острове длится обычно с октября по май. Максимум чаще всего отмечается в
январе.
На о. Сахалин метели отмечаются в течение 8 месяцев: с октября по май.
Наиболее метелевые месяцы — ноябрь—март, максимум приходится на де-
кабрь. В прибрежных районах острова отмечается от 40 до 60 дней с метелью.
В центральной части острова это число сокращается до 10—20 дней.
406
Интенсивная метелевая деятельность характерна для Курильских остро-
вов. В среднем здесь отмечается от 70 до 90 дней с метелью. В отдельные годы
это число может превышать 100 дней (Мыс Васильева — 144 дня, о. Матуа —
120 дней, о. Уруп — 112 дней). Особенно часты метели в зимние месяцы и в
марте. Четко выраженный максимум на Курильских островах приходится на
январь — до 20 дней с метелью и более.
Выше отмечалось, что основным фактором, определяющим метелевую дея-
тельность, является циркуляция атмосферы. Особенно четко ее роль проявля-
ется в отдельные годы. Одни из них отличаются частой повторяемостью мете-
лей, продолжительных и интенсивных, другие — наоборот, редкой повторяе-
мостью с умеренной интенсивностью.
Учитывая большую изменчивость числа дней с метелью не только в про-
странстве, но и во времени, получить представление о степени рассеяния значе-
ний этой характеристики относительно приведенных средних можно с помо-
щью коэффициента вариации Cv.
Коэффициент вариации годового числа дней с метелью рассчитан для раз-
личных климатических зон России. Его значения изменяются по территории в
среднем от 30 до 60 %. В отдельных районах, отличающихся особыми условия-
ми атмосферной циркуляции или физико-географическими условиями, значе-
ния Cv могут заметно отклоняться от приведенных средних в ту или иную сто-
рону.
На Северо-Западе европейской части России с его многообразием погодных
процессов в холодное полугодие число дней с метелью существенно меняется от
года к году, что и подтверждают значения Cv, которые в пределах этого регио-
на составляют 40—45 %.
Волго-Вятский, Центральный и Центрально-черноземный районы, Среднее
Поволжье отличаются устойчивыми погодными условиями в зимний период и
коэффициент вариации годового числа дней с метелью снижается до 25—30 % ,
свидетельствуя о стабильности метелевой активности за многолетний период
наблюдений.
В южных и юго-восточных районах европейской части России вслед за со-
кращением холодного периода отмечается и ослабление метелевой деятельно-
сти. В среднем за зиму бывает не более 10 дней с метелью, а на Черноморском
побережье Кавказа, Северном Кавказе они бывают не ежегодно. Однако, хотя и
очень редко, в отдельные годы их количество может в 3—4 раза превышать
норму и Cv поэтому приобретает высокие значения, превышающие 70—80 %
(Сочи — 400 %, Кисловодск — 110 %, Владикавказ — 140 %).
Для территории Западной Сибири характерны невысокие значения Cv, по-
рядка 25—30 %. Атмосферные процессы, развивающиеся в данном регионе в
холодное полугодие, способствуют устойчивой метелевой деятельности. Ис-
ключение составляют, в силу своих орографических особенностей, районы Гор-
ного Алтая, где коэффициент вариации годового числа дней с метелью возрас-
тает до 60—80 %.
На обширных пространствах Восточной Сибири наблюдается дифференциа-
ция Cv вдоль побережья морей и в направлении с севера на юг. В прибрежных
зонах северных морей значения Cv невелики, а южнее Северного полярного
круга уже достигают 40—60 %. Этот факт объясняется тем, что в условиях
мощного зимнего антициклона метель — явление нечастое. Большое влияние
на повторяемость метелей здесь оказывают сложные физико-географические
особенности региона. В горах Западного и Восточного Саян, Забайкалье, в по-
407
ниженных формах рельефа при относительно невысоких нормах (до 5—10 дней
с метелью) в отдельные годы число дней с метелью может существенно превы-
шать среднее, и Cv, соответственно отражая степень изменчивости числа дней с
метелью от года к году, принимает высокие значения (Минусинск — 100 %,
Чита — 115 %, Софийский Прииск — 120 %).
Для Приморья в целом характерны довольно высокие значения коэффици-
ента вариации — порядка 50—60 %. Особо следует выделить горный хребет
Сихотэ-Алинь. На его восточных склонах, обращенных в сторону моря, метеле-
вые процессы устойчивы, й Cv в среднем колеблется в пределах 35—45 %. На
западных, защищенных от фронтальной деятельности склонах метели наблю-
даются реже, в среднем от 5 до 15 дней, но от года к году это число может суще-
ственно варьировать, и Си, отражая эту особенность, возрастает до 60—80 %.
Ежегодную активность метелей на о. Сахалин и п-ове Камчатка подтверж-
дают невысокие, порядка 30 %, значения Cv.
В отдельных районах России в последние десятилетия отмечено снижение
повторяемости метелей, которое вызвано изменением циркуляционных усло-
вий и ослаблением скорости ветра. Подтверждением может служить наметив-
шаяся устойчивая тенденция к сокращению числа дней с метелью в ряде райо-
нов Предбайкалья в связи с изменением траекторий прохождения циклонов в
холодное полугодие.
Как следует из монографий „Климат города”, в ряде городов России отмече-
но понижение скорости ветра, зафиксированное с конца 60-х — начала 70-х го-
дов, которое повлекло уменьшение числа дней с метелью. По этой причине, на-
пример, в Нижнем Новгороде число дней с метелью и их продолжительность
сократились почти вдвое.
С этого же времени отмечено резкое ослабление метелевой деятельности в
Санкт-Петербурге, в среднем до 1—3 дней в год, хотя в предыдущие десятиле
тия число дней с метелью в городе превышало 15—25. Нарушение устойчиво-
сти временного ряда годового числа дней с метелью сказалось на значениях
коэффициента вариации: Со, рассчитанный за 30-летний период (1936—1965 гг.),
составляет 50 %, а С„, рассчитанный за 45 лет (1936—1980 гг.), увеличился до
64 %, что объясняется наметившейся тенденцией к ослаблению метелевой дея-
тельности в последние годы.
Между числом дней с метелью и их продолжительностью существует до-
вольно четкая корреляционная зависимость (рис. 10.2).
Аналогично распределению числа дней с метелью наибольшая суммарная
продолжительность наблюдается на островах и побережье северных морей, гор-
ных вершинах, открытых перевалах, отличающихся высокой скоростью ветра,
и может достигать 1000 ч в год и более (Мыс Желания — 1598 ч, о. Диксон —
1244 ч, Мыс Шмидта — 1236 ч, Pa-Из — 1303 ч). В арктической зоне продол-
жительность метелей составляет 500—700 ч в год.
В европейской части России южнее Северного полярного круга продолжи-
тельность метелей колеблется от 200 до 500 ч, в центральных районах, По-
волжье — уменьшается до 200—300 ч. В Нижнем Поволжье, равнинных райо-
нах Северного Кавказа продолжительность метелей сокращается в среднем до
50—100 ч. На побережье Черного моря и в предгорьях Кавказа число часов с
метелями не превышает 10. На открытых склонах гор суммарная продолжи-
тельность метелей может превышать 1000 ч (Бермамыт (Н = 2583 м) — 1277 ч).
На Северном Урале й в полярных районах Западной Сибири продолжи-
тельность метелей достигает 800—1000 ч, в центральной части снижается до
300—500 ч, на юге Западной Сибири — до 200—300 ч.
408
Дни
На территории Красноярского края диапазон значений суммарной продол-
жительности метелей очень велик: от 700—800 ч в районе Дудинки до 2—5 ч в
замкнутых долинах и котловинах горного Алтая и Западных Саян.
В Якутии, Забайкалье, на Дальнем Востоке число часов с метелями состав-
ляет 50—150, а на юге Бурятии и в Читинской области сокращается до 5—15.
Исключение представляют открытые возвышенные места и береговые зоны
Приморья, где число часов с метелями возрастает до 200—400.
На п-ове Камчатка и о. Сахалин в прибрежных районах суммарная продол-
жительность метелей за год в среднем достигает 500—700 ч, на открытых мы-
сах — более 800 ч. Во внутренних районах их продолжительность сокращается
до 200—400 ч.
В наиболее метелевые годы суммарная продолжительность может в 1,5—
2,5 раза превышать приведенные средние значения.
В годовом ходе продолжительность метелей также находится в соответст-
вии с числом дней: резко возрастает с октября или ноября и, достигнув макси-
мума в зимние месяцы, также резко убывает от марта к апрелю (рис. П.10.5).
В европейской части России наиболее продолжительны метели в январе и
феврале. На побережье Баренцева и Карского морей, островах западного секто-
ра Арктики этот период продлевается с декабря по март. В азиатской части
России метелевая деятельность в период наибольшего развития азиатского ан-
тициклона несколько ослабевает и максимальная продолжительность отмеча-
ется в первую половину зимы.
Средняя продолжительность метели в день с метелью изменяется от 10—12 ч
в крайних северных районах до 7—9 ч в центральных и до 1—3 ч на юге России.
Наибольшую повторяемость (70—90 %) составляют метели непрерывной
продолжительности не более 12 ч, 30—40 % из них приходится на метели дли-
тельностью менее 3 ч (табл. 10.6). В особо метелевых регионах или в годы с ин-
тенсивной циклонической деятельностью возможны случаи, когда метели про-
должаются более 2—3 сут подряд. На о. Диксон, м. Шмидта, в Тикси зафиксиро-
ваны случаи, когда непрерывная продолжительность метелей составила 6 сут [30]
409
Таблица 10.6
Повторяемость (%) метелей различной непрерывной продолжительности
Станпия Непрерывная продолжительность, ч Максимальная непрерывная продолжительность одной метели, ч
§ § а о ° < 3 7 7 7 I 3 > 48
Сыктывкар 8,0 7,6 33 23 21 и в 5 0,7 0,3 67,5
Псков 8,0 — 34 26 26 13 7 6 — — 51,0
Вологда 8,9 9,3 27 22 28 10 7 4 1,4 0,6 86,8
Тверь — — 32 24 24 9 7 4 — — —
Пенза 8,0 8,0 29 26 26 10 5 3 0,5 0,5 72,5
Саратов 7,1 9,6 33 25 26 9 3 2 1 0.3 57,0
Волгоград 5,9 — 46 24 16 7 3 4 — — 45,0
Самара 9,0 8,7 30 18 26 13 7 4 1 0,5 66,0
Уфа 6,2 6,3 41 23 20 9 3 4 — — 41,0
Нижний Тагил 10.4 9,9 21 21 29 14 7 6 2 0.2 66.0
Екатеринбург — — 35 25 22 9 4 4 1 — —
Тюмень 6,6 — 33 26 26 8 3 3 — — 46,7
Омск — 33 29 24 8 3 2 — 56,0
Новосибирск 9,2 — 36 23 19 11 5 3 1,5 1,0 —
Барнаул 9,4 11,5 28 19 29 13 5 3 2 1 79,0
Абакан 5,5 4,7 43 24 23 19 1 — — — 32,5
Красноярск 4,8 5,0 48 22 19 7 4 — — — 64,0
Братск 3,0 — 64 20 14 2 — — — — 15,9
Иркутск — — 51 25 16 5 2 1 0,2 — 42,0
Улан-Удэ 5,0 4,0 41 30 22 4 3 — — — 35,0
Якутск 5,3 1,6 38 31 18 10 2 1 — — 38,2
Метели длительностью более 12 ч относят к разряду опасных. Как следует
из приведенной таблицы, даже в крупных городах процент их достаточно ве-
лик, от 10 до 25 %.
Метели, как правило, наблюдаются при определенной скорости ветра. Наи-
большая повторяемость метелей (около 70—90 %) отмечается при скорости
ветра 6—13 м/с. В степных районах европейской части России, Предуралье, на
юге Западной Сибири около 20—30 % метелей в год бывают при скорости ветра
более 15 м/с. Наиболее сильные ветры при метелях, превышающие 18—20 м/с,
характерны для островов Арктики, узкой прибрежной полосы северных морей,
Охотского моря, п-ова Камчатка, о. Сахалин и южной части Приморья в райо-
не зал. Петра Великого.
В Предбайкалье, Якутии, Забайкалье зимой скорость ветра невелика и ме-
тели отмечаются не только при скорости 6—9 м/с, но и менее 6 м/с. Сухой мел-
кий неуплотненный снег переносится относительно слабым ветром.
410
Метели могут возникать при ветрах любых направлений, но обычно можно
выделить районы, в которых при метелях преобладают ветры определенных
направлений (рис. П.10.6).
В большинстве районов европейской части России, примерно до 50° с.ш.,
при метелях господствуют ветры южного и юго-западного направлений. К югу
от 50-й параллели метели сопровождаются преимущественно восточными и се-
веро-восточными ветрами. В Западной Сибири при метелях преобладают юж-
ные и юго-западные ветры, в Восточной Сибири — южные, юго-восточные. На
Чукотке и в прибрежных районах Дальнего Востока, в большинстве районов
Камчатки и Сахалина, береговой зоне Приморья метели чаше всего сопровож-
даются ветрами северных направлений.
В приведенное фоновое распределение господствующих направлений ветра
при метелях значительные коррективы могут вносить местные условия орогра-
фии. В отдельных пунктах под влиянием особенностей рельефа преобладающее
направление ветра может существенно отличаться от характерного для данного
региона направления. Так, например, в Октябрьском Городке Саратовской об-
ласти, расположенном в долине, при метелях преобладают ветры не южной со-
ставляющей, как свойственно для Поволжья, а восточного направления, дую-
щие вдоль долины.
Помимо ветрового режима, метелевая деятельность связана с определенны-
ми термическими условиями. В зимний период в прибрежных районах евро-
пейской части России на фоне более высоких зимних значений температуры
при метелях преобладает температура 0...-10 °C.
В Западной Сибири и особенно в Восточной Сибири зимой метели (преиму-
щественно низовые и поземок) нередко отмечаются при температуре возду-
ха -30...—40 °C и ниже. В переходные сезоны (конец осени и начало весны) в
силу общей трансформации термического режима во время метелей домини-
рует температура воздуха от 0 до -5 °C.
Метели как неблагоприятные атмосферные явления подразделяются на
опасные и особо опасные. Опасными считаются метели продолжительностью
более 12 ч, к ним также относятся метели, если они наблюдались при темпера-
туре воздуха ниже —20...—25 °C. К особо опасным, согласно [148], относят мете-
ли продолжительностью > 12 ч при скорости ветра > 15 м/с. Для районов рос-
сийского сектора Арктики Н. Н. Брязгин и А. А. Дементьев [30] предложили к
особо опасным отнести метели, при которых отмечается один из следующих
случаев:
— скорость ветра >15 м/с, продолжительность метели > 12 ч;
— скорость ветра > 25 м/с, продолжительность метели > 9 ч;
— скорость ветра > 30 м/с хотя бы один раз за метель.
В соответствии с данной классификацией они выполнили анализ простран-
ственно-временного распределения метелей на территории Арктики — самого
метелевого региона России.
Число дней с особо опасной метелью на арктическом побережье Евразии ко-
леблется от 1—2 до 20 и более (Земля Франца-Иосифа, Новая Земля). Продол-
жительность метелей соответственно меняется от 20 до 300 ч. По мере удале-
ния от побережья в сторону материка особо опасные метели отмечаются все
реже и их общая продолжительность также сокращается До нескольких часов в
год. Как и обычные метели, особо опасные чаще всего наблюдаются в западных
и восточных районах Арктики, а реже (менее одного дня в год) в ее центральной
материковой части.
411
Авторы также вводят понятие стихийных метелей — это сильные метели,
охватывающие обширные территории. В качестве примера они приводят слу-
чай со стихийной метелью на п-ове Ямал в декабре 1974 г., которая продолжа-
лась непрерывно с 21 по 28 декабря и была отмечена одновременно нескольки-
ми метеорологическими станциями.
Особый интерес могут представлять сведения об опасных и особо опасных
метелях в крупных городах, поскольку они, как и особо опасные туманы, мо-
гут являться причиной нарушения движения всех видов городского транспорта,
прекращения работ на открытом воздухе, повреждения линий электропередачи.
Прежде всего следует отметить, что в городах число дней с метелью, в том
числе и опасной, в 1,5—3 раза меньше по сравнению с окрестностями городов.
Например, в Казани в черте города отмечается в среднем 30 дней с метелью, а
на окраинах — 45 дней [70]. Даже в неметелевом районе, где находится Чита, в
городе отмечается 2,5 дня с метелью, а в пригороде — 9,4 дня. Подобная кар-
тина наблюдается и в Улан-Удэ: в городе за холодный период бывает 13 дней с
метелью, а в 30 км от города, на агрометеорологической станции Иволгинск,
это число возрастает до 27.
Различия в числе дней с метелью всех видов могут наблюдаться не только
между городом и пригородом, но и внутри города вследствие определенных
орографических особенностей. Так, в Санкт-Петербурге в центральной части
города в среднем бывает 15 метелевых дней в юд, а в районе морского порта,
открытого ветрам с Финского залива, — в 1,5 раза больше. В Нижнем Новгороде
в возвышенной части города отмечается 36 дней с метелью, а в пониженной —
33 дня. В Самаре в низменных районах число дней с метелью на 8 меньше, чем
на возвышенных участках.
Число дней с опасной метелью в городах, расположенных в районах с уме-
ренной метелевой деятельностью, составляет 5—10 % от общего числа. В мете-
левых регионах в городах оно возрастает до 20 % (Уфа, Омск, Барнаул).
В европейской части России метели при температуре воздуха ниже —20 °C
отмечаются в редких случаях. По мере продвижения на восток количество ме-
телей при низкой температуре возрастает до 10—15 %. Это явление обычное
для районов Якутии, где метели возникают преимущественно на фоне низкой
температуры (—30 °C и ниже).
Особо опасные метели В большинстве городов России отмечаются не ежегод-
но. Например, в Чебоксарах — 7 раз в 10 лет, при этом максимальная продол-
жительность одной метели достигала 54 ч. В Екатеринбурге особо опасные ме-
тели отмечались 6 раз в 10 лет, наибольшая продолжительность одного случая
составила 29 ч.
В табл. 10.7 в качестве примера приведены данные об особо опасных мете-
лях для нескольких городов Волго-Вятского региона России, взятые из моно-
графий „Климат городов”.
Несмотря на то что особо опасные метели на территории России — явление
довольно редкое, за исключением островов Арктики и узкой прибрежной зоны
северных морей, они способны наносить существенный ущерб народному хо-
зяйству. Поэтому очень важно иметь представление о возможной повторяемо-
сти особо опасных метелей. Большое практическое значение представляет со-
ставленная Е. М. Акентьевой карта максимального годового числа дней с силь-
ной метелью, возможного 1 раз в 100 лет, на которой выделены районы с раз-
личной метелевой активностью (рис. П.10.7).
412
Таблица 10,7
Число дней п с особо опасной метелью и непрерывная продолжительность т
Характеристика X XI ХП | 1 1 11 ш | m 1 Год
Киров
Пср 0,03 0,03 0,03 й 0,06 0,03 0,03 — 0,31
Лшах 1 1 1 2 1 1 — 2
ТерЧ — 23,5 16,0 21,8 13,1 14,0 —
— 23,5 16,0 28,5 13,1 14,0 —
Ярославль
Лер 0,2 0,5 1,0 0,5 0,7 3,0
^max — 2 4 7 4 4 12
ТерЧ — 6 5 . 8 4 6 — —
— 10 12 21 12 21
Кострома
"ср — 1 4 2 4 —
Лтах 5 5 9 6 12 —
т „ Ч * 16 11 9 5 7 —
26 23 32 16 27 —
Иваново
Лср 0,04 0,1 0,2 0,4 0,4 0,7 од 1,9
^Чпах 1 2 2 3 4 5 2 9
ТсрЧ — 8 6 8 9 6 8
Lnax4 11 12 9 13 17 14 12 —
Владимир
Пс₽ — 1 0,2 0,5 0,3 | 0,6 — 2,0
^тах — 1 2 5 2 1 4 — 8
Т Ч — 15 17 6 12 — —
Ттах 4 — — 1 24 21 6 | 22 — —
10.3. Пыльные бури
Под пыльной бурей понимают перенос умеренным и сильным ветром боль-
шого количества пыли или песка, сопровождающийся значительным ухудше-
нием видимости.
Пыльные бури наносят большой ущерб народному хозяйству и особенно
сельскому хозяйству. Они повреждают и уничтожают посевы, выдувают и уно-
сят с полей верхние плодородные слои почвы. Пыльные бури ограничивают ра-
боту всех видов транспорта и особенно авиации, потому что сопровождаются
сильным ветром и снижением горизонтальной дальности видимости. При них
возможно нарушение функционирования линий связи и электропередачи.
Обычно пыльные бури возникают во время длительного периода без осад-
ков и увеличения скорости ветра до значений, при которых начинается перенос
мельчайших частиц с поверхности земли. Помимо определенных метеорологи-
413
ческих условий, на повторяемость, продолжительность, интенсивность пыль-
ных бурь оказывают влияние орография местности, наличие растительного по-
крова, структура и степень увлажнения почв. В зависимости от совокупности
данных факторов горизонтальная протяженность районов, охваченных пыль-
ной бурей, может быть различна — от нескольких сотен метров до нескольких
километров.
В европейской части России пыльные бури чаще всего наблюдаются на об-
ширных пространствах Волгоградской, Ростовской, Астраханской областей,
Краснодарского и Ставропольского краев, в Калмыкии (рис. П.10.8). Как пока-
зывают результаты многолетних наблюдений, в данных регионах они могут
возникать в течение всего года, хотя в зимние месяцы отмечаются крайне редко:
1 раз в несколько лет. Максимум обычно приходится на весенне-летний период.
На указанной территории число дней с пыльной бурей в среднем за год ко-
леблется от 2 до 10, уменьшаясь в Предкавказье до 0,3—2. В отдельных райо-
нах Волгоградской области ввиду местных особенностей (прежде всего из-за
разной степени открытости) оно достигает 13 (Котельниково) и 18 (Эльтон)
(табл. 10.8).
Число дней с пыльной бурей может существенно меняться от года к году.
В наиболее засушливые и ветренные годы оно значительно превышает средние
значения, возрастая до 20—25. Повсеместно наиболее вероятны весенние пыль-
ные бури.
Продолжительность пыльной бури в среднем невелика и составляет около
5—10 ч. Однако весной, когда наблюдается наибольшее число дней с сильным
ветром, в 20—30 % случаев возможны бури, продолжающиеся 15—20 ч и бо-
лее. Особенно интенсивны пыльные бури в засушливые годы. Так, в 1972 г. в
Волгоградской области отмечалась пыльная буря, охватившая почти всю об-
ласть (за исключением северо-запада) и прилегающие районы соседних облас-
тей. Она продолжалась с 30 апреля по 4 мая в общей сложности 75 ч. При этом
скорость ветра, особенно в восточных районах, достигала 20—28 м/с, а порывы —
30—35 м/с. Видимость при этом ухудшалась до 500 м, а местами и до 50 м [70].
В Краснодарском крае в феврале 1969 г. зафиксирована пыльная буря продол-
жительностью 103 ч.
В большинстве случаев на территории рассматриваемых областей и краев
пыльные бури возникают при ветрах восточных направлений.
На большей части Среднего Поволжья пыльные бури преимущественно на-
блюдаются с апреля по октябрь. Повторяемость сильных ветров в весенние и
летние месяцы невелика и число дней с пыльной бурей за этот период составля-
ет в среднем около 1—5. Несколько чаще пыльные бури возникают в Саратов-
ской и Оренбургской областях, особенно в их юго-восточных и южных районах,
граничащих с Казахстаном, — до 20 дней в год (Александров Гай — 29 дней).
Наибольшая повторяемость пыльных бурь приходится на летние месяцы. Про-
должительность в среднем не превышает 5—10 ч, лишь в начале осени, когда в
процессах циркуляции начинается переход к зимнему режиму и усиливается
циклоническая деятельность, продолжительность пыльных бурь может дости-
гать 20 ч и более.
В южной части Предуралья пыльные бури — явление редкое, непродолжи-
тельное и наблюдается не ежегодно, в основном с мая по август. Так, в районе
Уфы за 23-летний период наблюдений зафиксировано лишь 7 случаев с пыль-
ной бурей, средняя продолжительность составляет приблизительно 7 мин.
Большинство бурь отмечается во вторую половину дня и при ветре западной
четверти.
414
Таблица 10.8
Среднее число дней с пыльной бурей
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
Новоаннинский 0,2 — — — 1,0 0,7 0,9 0,7 1,0 0,3 0,4 — 5,2
Эльтон — — 0 1,4 2,6 2,8 3,6 3,6 2,6 1,1 0,2 — 18,0
Волгоград — — — 0,6 0,7 0,5 0,6 0,6 0,2 — — — 3,2
Котельниково 0,1 0,5 0,2 1,2 1,6 1,2 2,1 2,9 2,0 0,8 0,1 — 12,0
Ростов-на-Дону — 0,3 0,5 1,0 0,8 0,9 1,1 1,0 1,0 0,1 0,1 — 6,8
Астрахань 0 0,2 0,2 1,6 1,0 0,6 0,7 1,1 1,1 0,3 0 0 6,9
Элиста 0 0,2 0,5 1,5 1,7 1,1 1,4 1,6 1,2 0,2 0 — 9,4
Арзгир 0,2 0 0,5 1,3 1,6 1,7 1,7 2,2 1,4 0,8 0 — 11,0
Черкесск — 0,3 0,5 1,0 0,7 0,6 0,6 0,7 0,2 0,2 0,1 — 4,9
Александров 0 — 0 1,4 5,0 5,8 6,4 4,6 4,0 1,5 0 — 28,0
Оренбург — — — 0,3 1,0 1,4 1,5 1,1 0,7 0,1 0,1 од 6,3
Безенчук 0 — — 0 0,7 0,5 1,4 0,8 0,4 0 — 0,4 5,0
Бреды — — — 0,6 2,4 1,8 1,2 1,0 1,1 0,4 0,2 — 8,7
Омск — — — 0,4 2,8 2,5 1,3 0,8 1,0 0,2 — — 9,0
Карасук — — — 0,5 3,1 2,9 1,5 1,8 1,4 0,4 0 — 11,0
Рубцовск од 0 — 1,2 4,5 3,5 2,6 2,6 2,2 1,2 0,1 од 18,0
Алейская 0,2 — 0 1,1 3,6 4,2 3,2 2,9 2,4 1,4 0,4 0,3 19,0
Ключи — — — 0,8 3,6 3,1 2,1 1,3 1,4 1,2 0,2 0 13,0
Хакасская ГМО од 2 0 4 2,7 4,1 1,7 0,8 0,6 0,3 0,7 0,6 од 12,0
Кызыльская — — — 1,5 3,8 3,3 1,8 0,9 0,7 0,8 0,2 — 13,0
Иркутск — — 0 0,9 2,8 1,6 0,4 0,4 0,5 0,3 — — 6,9
Улан-Удэ — — — 1,2 1,7 0,6 0,2 0,1 0,2 0,1 0 — 4,1
Чита 0 0 0,4 1,1 2,0 0,8 0,1 0 0,1 — 0,2 — 4,8
Агинское од 0,2 0,8 2,3 1,7 0,5 0,2 0,1 0,1 0,5 0,3 ; °Д 6,9
На Южном Урале пыльные бури наблюдаются с апреля по сентябрь. Здесь
среднее число дней с пыльной бурей за год меняется от 2 до 9. Продолжитель-
ность одного случая с пыльной бурей обычно невелика (1—5 ч), лишь весной и
осенью регистрируются случаи, когда пыльная буря длится более 15—20 ч.
Довольно часты пыльные бури на юге Западной Сибири. В основном они от-
мечаются с апреля по октябрь. В Омской области за этот период в среднем бы-
вает до 10 дней с пыльной бурей, а в отдельные годы до 30 дней. Продолжи-
тельность бурь незначительна, в пределах 1—5 ч, но в засушливых мае—июне
может достигать 15—20 ч (табл. 10.9).
Число дней с пыльной бурей на юге Новосибирской и Кемеровской областей
составляет в среднем 8—12. Наиболее подвержены пыльным бурям районы
степного Алтая. Здесь они возможны в течение всего года, хотя зимой крайне
редки, но довольно продолжительны (более 10—15 ч).
В Кулундинской степи пыльные бури наблюдаются 20—25 дней в году.
Преобладают пыльные бури теплого полугодия, чаще всего они бывают в мае-
июне, когда отмечается один из максимумов скорости ветра, а также в этот пе-
риод обычно наблюдаются минимальное количество осадков, низкая влаж-
ность воздуха (менее 50 %) и почвы. Продолжительность их в данные месяцы
может быть более 20 ч. В соответствии с суточным ходом скорости ветра в
основном пыльные бури отмечаются в послеполуденное и вечернее время.
415
Таблица 10.9
Повторяемость (%) пыльных бурь различной продолжительности
Продолжительность, ч 1 “ III 1v VI VII | VIII 1,х 1х X’ I XII
< 1,5 — — Милл 7 еровс 14 25 21 10 17
1.5—5,4 — 44 — 7 57 100 50 29 50 33 — —
5,5—10,4 — — — 73 14 — 25 36 40 33 — —
10,5—15,4 50 12 100 7 15 — — 7 — — — —
15,5—20,0 50 — — 6 — — — 7 — 17 — —
> 20,0 — 4 —
; 1,5 — Элк 12 11 19 36 23 5 29 — —
1,5—5,4 100 30 40 24 21 56 36 50 37 43 — —
5,5—10,4 — — 25 47 43 25 28 20 47 14 100 —
10,5—15,4 — — 25 10 22 — — 7 11 14 — —
15,5—20,0 — 70 10 2 3 —
> 20,0 5 —
< 1,5 Эль 11 27 31 26 20 8 — —
1,5—5,4 — — — 44 44 51 57 52 54 85 100 —
5,5—10,4 — — — 41 24 15 12 20 30 15 — —
10,5—15,4 — — — — 2 3 4 7 7 — — —
15,5—20,0 — — — — — — 1 — 1 — — —
> 20,0 — — — 4 3 — — 1 — — — —
< 1,5 Акб; 23 /лак 26 50 67 100 34 50 — —
1,5—5,4 — — — 38 53 38 11 — 33 — 17 —
5,5—10,4 — — 100 31 21 12 11 — 33 50 83 —
10,5—15,4 100 —
15,5—20,0 — — - - — — — — — — — —
> 20,0 8
<' 1,5 Челя! 61 бинск 60 77 100 70 58 —
1,5—5,4 — — — 13 31 6 — 20 42 100 50 —
5,5—10,4 — — — 13 9 17 — — — — 50 —
10,5—15,4 13 —
15,5—20,0 —
> 20,0 — — — — — — — 10 — — — —
416
Окончание табл. 10.9
< 1,5
Рубцовск
Улан-Удэ
33
17
56
22
22
15,5—20,0
> 20,0
29
Кыра
12
22
22
10,5—15,4
5,5—10,4
10,5—15,4
15,5—20,0
> 20,0
38
38
24
5,5—10,4
10,5—15,4
15,5—20,0
> 20,0
10,5—15,4
15,5—20,0
> 20,0
41
36
417
Максимальная повторяемость пыльных бурь на юго-востоке Западной Си-
бири связана с ветрами юго-западного, южного и западного направлений, по-
скольку это наиболее сухие, теплые и сильные ветры, возникающие при пере-
мещении циклонических образований из западных районов Средней Азии и
Казахстана [116].
Восточная Сибирь, в частности юг Красноярского края, Иркутской, Читин-
ской областей, Хакасской АО, Бурятии, подвержена воздействию пыльных бурь.
В районах, расположенных севернее Красноярска, пыльные бури довольно
редки, в среднем менее 1 дня в год, т. е. не ежегодно. Наблюдаются пыльные бу-
ри преимущественно с апреля по октябрь, максимум приходится на май—июнь.
Непосредственно в Красноярске отмечается 4—5 дней с пыльной бурей.
В отдельные годы число дней с пыльной бурей достигает 19. В 95 % случаев
продолжительность пыльных бурь составляет менее 1 ч. Максимальная про-
должительность не превышала 10 ч [70].
Наиболее часто отмечаются пыльные бури в Хакассии, особенно в ее степ-
ной части, где преобладают легкие песчаные и супесчаные почвы. В этом райо-
не пыльные бури возможны в течение всего года. Максимум приходится на ап-
рель-июнь. Недостаточное количество влаги в почве в данный период при
усилении ветра создает благоприятные условия для выдувания поверхностного
слоя почвы. В малоснежные зимы также отмечаются случаи пыльных бурь.
Чаще всего они непродолжительны, от 1 до 5 ч, но при усилении ветра до ско-
рости выше 20—25 м/с пыльные бури могут длиться более суток.
В районе Якутска также почти каждый год бывают пыльные бури. Они от-
мечаются с мая по сентябрь. Более вероятны пыльные бури в июне — в среднем
2,1 дня в месяц, в сентябре их практически не бывает. Среднее число дней с
пыльной бурей в год составляет около 3. Зафиксированный максимум — 13 дней.
Продолжительность пыльных бурь составляет обычно не более 1 ч. Наиболь-
шая продолжительность в июне 1964 г. превысила 16 ч. В Якутске при боль-
шой сухости воздуха и верхнего слоя почвы пыльные бури отмечались уже при
скорости ветра 7 м/с [70].
На востоке п-ова Камчатка, в районе Козыревска и Ключей, крайне редко,
не ежегодно наблюдаются пыльные бури. Так, за 45 лет зарегистрировано 11—
20 случаев с пыльной бурей. Обычно они отмечаются с апреля по ноябрь. Не-
смотря на малую повторяемость преобладают пыльные бури длительностью от
5 до 15 ч. Наиболее продолжительны пыльные бури осенью. В Козыревске от-
мечены случаи, когда пыльные бури длились более 20 ч.
Для пыльных бурь характерна большая изменчивость в пространстве и во
времени, что объясняется не только синоптической ситуацией и местными осо-
бенностями конкретного района, но и активной деятельностью человека: вы-
рубкой лесов, осушением болот, распашкой земель. Хотя пыльные бури отме-
чаются на небольшой части территории России, тем не менее ущерб, наноси-
мый ими народному хозяйству в отдельные годы, может достигать значитель-
ных размеров, особенно, если речь идет об особо опасных пыльных бурях, к ко-
торым относят бури продолжительностью 6 ч.и брлее при скорости ветра 15 м/с
и более. В связи с этим большое практическое значение приобретают расчетные
данные о максимальном годовом числе дней с опасной пыльной бурей, возмож-
ном 1 раз в 100 лет, полученные Е. М. Акентьевой (рис. П.10.9). На их основе
она выполнила районирование, которое позволило выделить регионы, наибо-
лее подверженные возникновению опасных пыльных бурь и соответственно
требующие чрезвычайно грамотного и рационального землепользования.
418
10.4. Грозы, град, шквалы
К грозам относят комплексное атмосферное явление, сопровождающееся
многократными электрическими разрядами, интенсивными осадками, выпаде-
нием града, кратковременным усилением скорости ветра, иногда достигающей
силы шквала. На земном шаре одновременно происходит до 1800 гроз. Во вре-
мя сильной грозы в умеренных широтах России за 1 ч отмечается до 500 мол-
ний. Удары молний в сооружения, сильные градобития полей и виноградников,
шквалистый ветер приносят значительный ущерб экономике
В умеренных широтах европейской части России и Западной Сибири преоб-
ладающее число гроз связано с циклонами и их фронтальными системами. Гро-
зы развиваются в основном на холодных фронтах, где их повторяемость состав-
ляет 70 %. Лишь 30 % гроз возникает на теплых фронтах. Грозовые очаги на
холодных фронтах имеют протяженность несколько сот километров и только
40—50 км в глубину. Интенсивность этих гроз наибольшая. В летние месяцы в
дневные часы развиваются конвективные грозы, особенно в горных районах.
В табл. 10.10 и на карте (рис. П.10.10) представлено среднее годовое число
дней с грозой на территории России: от 5 в Заполярье и до 40 в горах Северного
Кавказа [130].
Таблица 10.10
Среднее годовое число дней с грозой Т, градом Д
на территории России по районам
(по К. Ш. Хайруллину и Б. А. Яковлеву)
Район Т К Д К
Север европейской части России 15 1,14 1.0 1.35
Северо-Запад европейской части России 19 1,07 1,7 0,96
Центральный 26 1,04 1,1 1,09
Центрально-черноземный 30 1,00 1,7 1,26
Верхнее Поволжье 26 1,01 1,15 1,13
Среднее Поволжье 27 0,97 1,60 1,08
Северный Кавказ 30 0,95 2,5 1,10
Южный Урал 26 0,97 1,60 1,11
Западная Сибирь (юг) 27 1,03 1,70 1,39
Красноярский край 18 0,92 1.10 0,96
Забайкалье 24 0,92 1,10 0,83
Дальний Восток 21 1,13 0,20 1,20
Якутия 9 1,38 0,60 1,11
Среднее отношение - 1,05 - 1,12
Примечание. К — отношение данных по областным центрам к фону
419
Эта карта фоновая и не дает действительного представления о распределе-
нии гроз в зависимости от местных географических и геологических условий.
Так, в Ленинградской области колебания числа дней с грозой значительны:
13—14 над Финским заливом и о. Котлин, 18—20 в Санкт-Петербурге, 22—25
в Тихвине и Новой Ладоге. Уменьшение числа дней с грозой над Финским за-
ливом связано с бризовой циркуляцией, размывающей мощную кучевую об-
лачность и препятствующей формированию грозовых облаков. Что касается
Тихвина и Новой Ладоги, то здесь решающую роль играет Ладожско-Тихвин-
ская магнитная аномалия, усиливающая грозовую деятельность. Подобные
особенности существуют и в других районах России (табл. 10.11) [153].
Таблица 10.11
Влияние месторождений руд и магнитных аномалий
на грозовые и градовые явления
Месторождение Грозы Град
Число дней за год К Число дней К
Курская магнитная аномалия 32 1,13 1,8 1,20
Тихвинская магнитная аномалия 25 1,28 2,2 1,18
Пудожгорское (Северо-Запад) 18 1,28 1,5 1,19
Кимпанское (Дальний Восток) 33 1,17 1,4 1,19
Среднее отношение - 1,21 1,19
Примечание. К — отношение числа дней в районе месторождения к общему фону.
В среднем в России (по отношению к фону) над аномалиями число дней с
грозой и градом возрастает на 20 %. Примерно такую же роль играют крупные
города — в среднем число дней с грозой возрастает на 5 %, а с градом — на 10 %.
Если же рассматривать максимальное число дней с грозой и градом, то эти
цифры возрастают до 15 и 25 % соответственно [153, 154].
Средняя продолжительность гроз на территории России колеблется в преде-
лах 2 ч. Длительность гроз снижается у крупных водоемов с плоскими берега-
ми: на берегах Каспийского моря, оз. Байкал, Ладожского озера она составляет
1,5—1,7 ч, а на возвышенностях европейской части России возрастает до 2,3 ч.
В горах Урала, Кавказа и Забайкалья продолжительность гроз может дости-
гать 2,5—3,0 ч. Зная число гроз и их длительность, можно получить годовую
продолжительность гроз. В табл. 10.12 приведены такие сведения для террито-
рии России в квадратах сетки широт и долгот, что удобно для практического
применения.
Здесь приводятся осредненные характеристики, которые в отдельные годы
подвержены значительным колебаниям. При средней продолжительности гроз в
умеренной зоне 30 ч в отдельные годы она может составлять как 10 ч, так и 65 ч.
На Черноморском побережье грозы регистрируются во все сезоны, но в зим-
ний сезон они составляют лишь 20 % от общего числа. Максимум гроз здесь
приходится на весенний и осенний периоды. В европейской части максимум
гроз отмечается летом и осенью при прохождении холодных фронтов. Около 60 %
гроз регистрируется в послеполуденные часы, меньше всего — в ночные часы
(до 10 %). Любопытно, что абсолютный минимум зарегистрированных гроз в
течение суток приходится на время перед восходом солнца.
420
Таблица 10.12
Продолжительность (ч) гроз за год (по Т. В. Лободину)
Долгота Северная широта, ..."
70 65 60 55 50 45
30—50” в. 10 15 30 50 70 50
50—90“ в. 10 15 30 50 30 20
90—150“ в. 10 15 30 30 50 —
150" в.—170" з. 10 10 10 10 — —
Важной прикладной характеристикой является число электрических раз-
рядов (молний), особенно на землю. Соотношение числа наземных и облачных
разрядов, по экспериментальным данным на Северном Кавказе, составляет 1:5.
В таежной зоне Западной Сибири зарегистрировано 2 разряда/(км2-год), в реч-
ных долинах — 3 разряда/(км2-год) на землю. Исходя из теоретических и экс-
периментальных данных, такая информация была получена для всей террито-
рии России, что позволило построить карту числа грозовых разрядов на землю
на 1 км2 (рис. П.10.11). Изолинии в основном имеют широтный ход и меняют-
ся от 1 в районе Северного полярного круга до 4—5 на 50° с.ш. В горах Северно-
го Кавказа число молний достигает 6 в год. Число разрядов также зависит от
местных условий: над Финским заливом — 1, над Новой Ладогой — 2.
С грозами связано и выпадение града — сферических кусочков льда непра-
вильной формы диаметром от 5 до 50 мм, хотя в метеорологии зарегистрирова-
ны случаи выпадения градин массой 2—3 кг. Скорость падения градин дости-
гает 25—27 м/с и эти „снаряды” причиняют значительный ущерб экономике:
уничтожают посевы, виноградники. Покров из градин иногда может достигать
толщины 15—20 см.
В умеренных широтах европейской части России один случай выпадения
града приходится на 10 гроз. В год в большинстве сельскохозяйственных райо-
нов России отмечается в среднем 1—2 случая с градом, хотя в отдельные годы
число дней с градобитием может достигать 5. При изучении опасных природ-
ных явлений [148] вводится критерий крупного града, имеющего диаметр 20 мм и
более. Максимально возможное число дней с таким градом в сельскохозяйст-
венных районах России составляет 1—2 случая в год. Однако крупный град от-
сутствует на Сахалине, Камчатке, Колыме, в арктических районах и на Коль-
ском полуострове. В южных районах России (на Северном Кавказе) разработа-
на система мер по активному воздействию на градовые облака с целью защиты
садов и виноградников.
При грозах иногда возникают шквалы — резкое усиление ветра в течение
короткого времени до 25- 35 м/с. Это явление длится несколько минут и за-
хватывает узкую полосу в несколько сот метров. Чаще всего шквалы возника-
ют на холодных фронтах в виде шквалового „ворота” с горизонтальной осью,
сопровождаются резким падением температуры воздуха на 10—15 °C и измене-
нием направления ветра. В европейской части России шквалы отмечаются
ежегодно как в центральных, так и в южных районах. Во время шквала с кор-
нем вырываются деревья, повреждаются ЛЭП, срываются крыши с домов.
Еще большей разрушительной силой обладают смерчи, в которых скорость
ветра достигает 100 м/с (теоретически — до 300 м/с, т. е. скорости, близкой к
скорости звука).
421
10.5. Смерчи
Смерч — это сильный маломасштабный вихрь под облаками с приблизи-
тельно вертикальной, но часто изогнутой осью. Смерч обязательно связан с мощ-
ными кучево-дождевыми грозовыми облаками и спускается из облака на зем-
лю. От периферии к центру смерча наблюдается резкий перепад давления в
100—200 гПа. Прохождение смерча сопровождается очень большой скоростью
ветра, которая может превышать 100 м/с. Следует подчеркнуть, что смерчи за-
рождаются в синоптических условиях, предшествующих возникновению грозы.
Смерчи в России возникают сравнительно редко, но наносят экономике ко-
лоссальный ущерб, который исчисляется миллионами и миллиардами рублей.
Самый сильный смерч (интенсивностью 4 балла по шкале Фуджито) на терри-
тории России наблюдался в 1984 г. в Ивановской и Костромской областях. Этот
смерч за несколько минут разрушил и повредил все здания на пути своего сле-
дования. Были сметены многие одноэтажные каменные дома, повалены опоры
ЛЭП, перевернуты вагоны, троллейбусы, машины, погибло много людей.
Смерчи возникают в низменной и слабохолмистой местности, на берегах
морей, озер и рек.
Была составлена карта смерчей для территории России. В ее основу по-
ложены не только все данные наблюдений за смерчами вплоть до 1995 г., но и
ряд косвенных признаков. К последним относятся вертикальные градиенты
температуры воздуха и скорости ветра в нижнем 1000-метровом слое атмосфе-
ры, наличие кучево-дождевых облаков и гроз. Карты средних значений и по-
вторяемости больших положительных градиентов температуры, больших ско-
ростей ветра, кучево-дождевой облачности и гроз позволили более обоснованно
провести границы на карте повторяемости смерчей (рис. П.10.12). Например,
средние вертикальные градиенты температуры < 5 °C означают большую
устойчивость атмосферы в данном районе и полностью исключают возмож-
ность возникновения смерчей.
Представленная карта смерчей несколько отличается очертаниями смерче-
опасных районов от предшествующей ей карты Атомэнергопроекта, помещен-
ной в „Рекомендациях по определению расчетных характеристик смерчей при
размещении атомных станций” (1989 г.). Однако в целом распределение часто-
ты образования смерчей на обеих картах похоже.
На представленной карте выделены 5 основных типов смерчеопасных районов
по принципу частоты возникновения в них смерчей. Если разделить территорию
России на 2,5-градусные квадраты координатной сетки, то на некоторые квад-
раты приходится свыше 10 смерчей за весь 150-летний период наблюдений, в то
время как есть много квадратов, где наблюдается за тот же период 1—3 смерча.
Наибольшая повторяемость смерчей приходится на центр европейской час-
ти России (Московская, Нижегородская, Ивановская, Тамбовская области), ко-
торые относятся к первому смерчеопасному району.
Вторым смерчеопасным районом можно считать Черноморское побережье
Кавказа в районе Сочи и Туапсе.
Третьим (по повторяемости смерчей) является более южный район европей-
ской части России (Курская и Воронежская области), а также южное Зауралье
(Челябинская, Свердловская области).' *
Четвертый смерчеопасный район располагается на границе с Прибалтий-
скими государствами.
422
Пятый район не является единым, а разделен на большое число отдельных
пятен на севере России.
Вероятность того, что в любой точке выделенных районов 1 раз в год может
наблюдаться смерч, очень мала и составляет соответственно: в районе I —
1,3 10"5; в районе II — 4,5 • 10е; в районе III — 3,8 10е; в районе IV —
2,8 • 10~7; в районе V — 1,4 • 10'7.
По степени интенсивности смерчи распределяются по территории России
несколько иначе, чем их повторяемость. Например, в районе Туапсе—Сочи за
рассмотренный период наблюдалось 18 смерчей — больше, чем в других райо-
нах, но все они по интенсивности не превышали 1 балла по шкале Фуджита.
Наиболее интенсивные смерчи отмечались в центре европейской части России,
а также в Нижегородской области. Здесь отмечены смерчи интенсивностью
3 балла. Почти все смерчи (5 из 6) в Свердловской области были 2-балльными.
Такие же смерчи зафиксированы вблизи Ростова и Краснодара.
В годовом ходе наибольшая повторяемость смерчей приходится на июнь и
июль. В мае и августе смерчи наблюдаются значительно реже, а в апреле и сен-
тябре зафиксированы лишь единичные случаи смерчей на юге России.
11. ИЗМЕНЕНИЯ И ИЗМЕНЧИВОСТЬ КЛИМАТА
11.1. Принятые определения и общие сведения
Изменения и изменчивость климата в последние годы изучаются многими
авторами и даже авторскими коллективами, так как возможные экологиче-
ские и социально-экономические последствия изменений климата могут ока-
заться чрезвычайно серьезными. Поэтому в данной книге нельзя полностью
обойти вниманием данный вопрос, хотя она и посвящена лишь диагнозу суще-
ствующего климата. Краткие сведения об изменении климата в последние де-
сятилетия на территории России основаны лишь на собственных результатах,
полученных авторами при создании серии справочных изданий. Они никак не
претендуют на исчерпывающий анализ данной проблемы, но позволяют иначе
взглянуть на описываемый в данной книге современный климат и оценить воз-
можные отклонения основных климатических параметров в будущем.
Изменением климата, или климатической тенденцией, строго говоря, назы-
вают долговременные ровные, монотонные повышения или понижения клима-
тического параметра, носящие необратимый характер [72]. Ряд авторов расши-
ряют это понятие, включая в него также „колебания” или флуктуации клима-
та, т. е. обратимые изменения климатических параметров [69]. Колебания кли-
мата могут быть периодическими, с постоянным временным интервалом меж-
ду максимальным и минимальным значениями параметра, и ритмическими,
когда длительность колебаний и их амплитуда не остаются постоянными.
Изменчивостью климата О. А. Дроздов рекомендует считать относительно
кратковременные обратимые колебания климатических параметров с перио-
дом меньше, чем периоды, используемые для определения климата. Г. В. Груза
[47] называет климатической изменчивостью изменения временных масштабов
от трех недель до трех десятилетий.
Так как цель данной главы — представить самые общие сведения о регио-
нальных изменениях климата России в последнее время, будем в дальнейшем
использовать термин „изменение климата” в самом широком смысле, включая
как обратимые, так и необратимые изменения, которые произошли по проше-
ствии определенных периодов.
К концу XX в. в результате многочисленных научных исследований нако-
пилось достаточно свидетельств изменений климата как глобального, так и ре-
гионального характера.
В последние примерно 15—20 лет, когда проблема антропогенных измене-
ний климата стала привлекать всеобщее внимание, достигнут особенно боль-
шой прогресс в изучении изменений климата, в том числе в выявлении причин
происходящих изменений.
Так, установлено, что с конца XIX в. наблюдаются заметные изменения
климата, в частности глобальное потепление атмосферы не менее чем на
0,5—0,7 °C [3, 35, 63, 172]. Повысилась и температура морской поверхности
424
[174]. Уменьшилась площадь, занимаемая горными ледниками, вечной мерз-
лотой [10]. Появляются некоторые свидетельства уменьшения льдов в Аркти-
ке, главным образом в восточно-сибирском секторе. Обнаружена довольно тес-
ная корреляционная связь потепления в северном полушарии с уменьшением
годовой высоты снежного покрова [171].
Происходящие изменения климата не являются однородными во времени и
пространстве. В центральных областях континентов наблюдается потепление
более сильное, чем среднее по всему земному шару [10]. В высоких и умерен-
ных широтах отмечаются разнонаправленные тенденции изменения, неустой-
чивые во времени.
Региональные изменения климата полезно оценивать с учетом их зависи-
мости от особенностей атмосферной циркуляции за периоды, находящиеся в
широком диапазоне временных шкал. Например, 5—10-летние колебания ат-
мосферной циркуляции, связанные с явлениями Эль-Ниньо, Северо-атлантиче-
ское колебание объясняют некоторые колебания климата, накладывающиеся
на общую тенденцию изменения климата. Вместе с тем отдельные колебания
климата считают следствием извержений таких крупных вулканов, как
Эль-Чичон (1982 г.) и Пинатубо (1991 г.).
Современное потепление у поверхности земли многие авторы (М. И. Буды-
ко, К. Я. Винников (1978), Е. П. Борисенков (1976), М. И. Будыко (1977)) счи-
тают антропогенным и связывают с увеличением содержания парниковых га-
зов в атмосфере [32]. Ряд авторов, например, Бентсон [168], считают, что при-
мерно до 1980 г. изменения климата происходили главным образом за счет ес-
тественных факторов и лишь начиная с этого времени эффект влияния СО2
становится более определенным.
Аналогичные взгляды складываются и у многих других отечественных и
зарубежных ученых. В. Ф. Логинов [69] сравнил два потепления в Белоруссии,
произошедшие в последнее столетие: в 30-х и конце 80-х - начале 90-х годов.
Эти потепления имели совершенно разную структуру и можно думать, что и
разную причину. Первое из них было потеплением в основном теплого периода
и, скорее всего, имело радиационную природу. Интенсивность прямой солнеч-
ной радиации была выше нормах, так как извержений в этот период не наблю-
далось, а эффект накопления СО2 еще не проявился. Современное потепление
происходит за счет роста зимней температуры воздуха, который согласуется с
модельными расчетами потепления за счет увеличения С02 в атмосфере. При
этом зимой ночная температура растет больше, чем дневная, что также свиде-
тельствует в пользу антропогенного потепления, связанного с парниковым эф-
фектом, действующим ночью.
К важному выводу пришел Г. В. Груза [47], который убедительно показал,
что в последние годы увеличился не только средний уровень температуры воз-
духа, но и ее изменчивость.
11.2. Произошедшие в последнее время изменения климата
Наиболее полные климатические обобщения по территории России за раз-
ные периоды содержатся в справочниках по климату Однако даже послед-
ний из них основан на материалах наблюдений, оканчивающихся 1980—1985 гг.
Поэтому авторы для написания данного раздела, наряду с климатическими ха-
рактеристиками, представленными в [146] (обобщения до 1960 г.) и [115] (обобще-
ние до 1980—1985 гг.), использовали климатические характеристики за последнее
стандартное 30-летие (1961—1990 гг.), рассчитанные во ВНИИГМИ—МЦД и
частично авторами. По указанным материалам можно судить о том, насколько
425
изменились климатические условия за последние 30 и 10 лет по сравнению с
предшествующими им периодами.
Наибольший интерес для практики, по-видимому, имеет второе сравнение,
так как климат именно этого десятилетия оказался наиболее подвержен антро-
погенным влияниям. За последнее десятилетие многие средние месячные кли-
матические характеристики ряда метеорологических величин существенно из-
менились. На подавляющей части территории России имеет место уменьшение
годовых сумм суммарной и прямой радиации: суммарной в среднем на 1—2 %,
а прямой на 6—10 % за 10 лет [12]. В европейской части России на отдельных
станциях наблюдается максимальное снижение годовых сумм радиации, до-
стигающее 6—7 %. Минимальное снижение отмечено на Среднесибирском
плоскогорье.
Наибольший рост годовых сумм суммарной радиации произошел на побере-
жье и островах Северного Ледовитого океана, главным образом в районе Вос-
точно-Сибирского и Чукотского морей, где он составил 4—5 % за 10 лет.
Рассматриваемый десятилетний период характеризуется потеплением в
зимние месяцы во всех районах России, кроме Кольского полуострова, север-
ного побережья европейской части России, где в январе и декабре отмечается
понижение средней месячной температуры на 1,0—1,5 °C. В азиатской части
России выделяется Владивосток, где отмечается понижение температуры воз-
духа в течение всего года и особенно летом. Прослеживается также некоторое
понижение температуры на крайнем севере Западной Сибири (табл. 11.1).
Месячное количество осадков на большей части территории как уменьша-
лось, так и увеличивалось не более чем на 10 % / Очаги уменьшения месячного
количества осадков более чем на 10 % в отдельные месяцы, чаще в осенние (ок-
тябрь), весенние (апрель—май) и зимние (февраль), расположены на Северо-За-
паде и северном побережье европейской части России (где максимальные раз-
личия достигали 10—17 мм), в Среднем Поволжье (в Саратове — 20 мм), на се-
веро-западном побережье Черного моря (25—30 мм), а также в Западной Сиби-
ри (10—15 мм) и на территории Красноярского края (25—35 мм). Следует при
этом заметить, что на одной из станций Красноярского края (ст. Ненастная) в
октябре количество осадков резко возросло на 54 мм. Примеры годового хода
разностей осадков в различных районах приведены в табл. 11.2.
В этих районах меньше стало и число дней с осадками, превышающими
1,0 мм, но это уменьшение, как правило, не составляет более 10 % от числа
дней месяца, лишь на севере европейской части России, в Западной Сибири,
Краснодарском крае и Магаданской области оно уменьшилось на 3—6 дней.
Мало изменилась влажность воздуха. Изменение парциального давления
водяного пара нигде на территории России не превышало 10 % от самих значе-
ний. Наблюдались как положительные (от 0,1 до 1,1 гПа), так и небольшие от-
рицательные (от —0,1 до —0,7 гПа) разности средних месячных значений пар-
циального давления как на одной и той же станции в разные месяцы, так и на
разных станциях в одном и том же месяце.
Еще меньше изменилось атмосферное давление. Разность среднего месячно-
го давления за последнее десятилетие по сравнению с предыдущим периодом
нигде не превысила 0,5 % от самого значения.
Скорость ветра в период с 1981 по 1990 г. по сравнению со скоростью ветра
в предшествующий период повсеместно уменьшилась (табл. 11.3). В некоторых
случаях это уменьшение достигает 40 % и даже больше. Однако при сравни-
тельно небольшой средней месячной скорости уменьшение скорости ветра в абсо-
лютных единицах не выглядит таким большим, так как составляет не более
1,0—1,5 м/с.
*В ряде районов, главным образом в центральной полосе европейской и азиатской частей Рос-
сии, количество осадков возросло.
426
Таблица 11.1
Разности средней месячной температуры воздуха (°C) за различные периоды
[в числителе: (1981—1990 гг.) - (1891—1980 гг.),
в знаменателе: (1961—1990 гг.) — (1891—1960 гг.)]
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Мурманск -0,8 -0,1 0,4 0 0,2 -0,1 0 -0,5 0,1 0,2 -0,8 -1,3
-1,3 -0,8 0,5 0,1 0,5 0,8 0,2 0 0,4 0,7 -0,3 -0,8
Санкт-Петербург 0 0,9 1,7 0,9 1,1 0,6 -0,2 0,2 0,2 0,8 0,4 0,4
—
-0,1 1,0 2,0 1,0 1,3 0,8 -0,1 0,2 0,3 0,9 0,6 0,5
Москва 0,4 0,7 1,0 0,2 0,6 -0,2 0,1 -01 0,1 0 0,3 0,2
1,0 1,9 2,6 1,8 1,5 0,8 0,1 "оУ 0,4 0,9 1,0 1,5
Волгоград 1,2 0,1 0,1 -0,4 0 0,1 0,1 0 -0,1 0,1 -0,3 0,1
1,3 1.2 1,0 1.3 0.3 -0,5 -0.7 -0,7 0 -0,2 1.1 2,0
Самара 1,0 1,3 1,3 0,6 0,6 -0,1 0,2 -0,4 0,1 0,2 0,9 0,9
— J
1,3 1,7 2,3 1,8 0,9 -0,2 -0,1 -0,4 0,5 0,2 1,6 2,0
Майкоп 0,5 0,3 0,5 0^6 -о,з о,з 0 -0,2 0,1 -0,1 0,5 0,7
0,8 1,2 0,4 1,2 0,1 0,7 0,1 -од 0 -0,4 1,4 1,6
Омск 1,7 0,7 1,9 0,6 0,4 0,6 0,8 0,3 -од -0,2 1,0 1,6
-
0,7 1,1 3,0 2,1 0,9 0,5 1,0 -0,1 -0,3 -0,2 1,0 1,9
Алдан 0,6 0,1 0,8 0,4 0,6 -0,1 -0,5 -0,3 -0,4 -0,4 0,6 1,3
----- . — 1 1 1 . Я. . ... 1 я —
0,9 -1,1 0,5 0,8 1,2 -0,1 -0,6 -0,1 -0,6 -0,6 0,7 1,1
Чита 0,3 0,5 0,7 0,6 0,2 -0,3 0 0 0,2 0,2 0,5 0,7
1,8 1,5 1,6 -0,1 0,2 -0,1 -1,0 -0,4 -0,3 -0,1 1,0 1,5
Салехард -0,3 -0,2 2,2 -0,3 0,1 0,6 1,1 -од 0,2 -0,3 0 0,8
-1,2 -1,4 1,9 -0,5 -0,2 0,1 0,6 -0,8 -0,3 -1,2 -0,3 0,5
Петропавловск- 0,2 0,6 0,5 0,4 0,4 0,5 0,1 0 0 0,2 0,3 0,3
— - -
Камчатский 1,1 1,6 1,1 0,5 0,4 0,2 -0,3 - 0,3 -0,1 0,2 о,з 0,8
Владивосток 0 -0,5 -01 -0,4 -0,3 -0,9 -1,2 -1,5 -1,5 -1,4 -1,0 -0,3
0.4 -0.4 02 -0.3 -0,1 -0,9 -1.1 -1.5 -1.5 -1.4 -0,9 -0.1
427
Таблица 11.2
Разности месячного количества осадков (мм) за различные периоды
[в числителе: (1981—1990 гг.) - (1891—1980 гг.),
в знаменателе: (1961—1990 гг.) — (1891—1960 гг.)]
Разности средней месячной скорости ветра (м/с) за различные периоды
[в числителе: (1891—1980 гг.) - (1981—1990 гг.),
в знаменателе: (1891—1960 гг.) — (1961—1990 гг.)]
Станция I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Москва Волгоград Сочи Омск Якутск Петропавловск- Камчатский 0,6 1,0 0,3 1,3 1,2 1,5 0,2 1,7 0,3 0,6 1,6 2,7 0,9 1,3 1,1 2,0 1,3 1,5 0,2 1,9 0,2 0,5 1,5 2,5 0,7 1,0 0,6 1,6 1,2 1,5 0,4 2,6 0,2 0,5 1,9 3,3 0,6 0,7 0,5 1,5 0,7 0,9 0,1 1,9 0,3 0,5 1,5 2,6 0,8 1,1 0,9 1,8 0,5 0,7 0,2 2,3 0,4 0,7 0,8 1,7 0,8 1,0 0,9 1,6 0,6 0,7 0,8 2,0 0,3 0,7 0,7 1,2 0,7 1,0 0,9 1,5 0,4 0,6 0,2 1,8 0,1 0,6 0,9 1,6 0,7 0,9 0,5 1,5 0,3 0,6 0,2 1,7 0,2 0,5 0,3 0,7 0,7 1,0 0,1 1,1 0,4 0,6 -од 1,7 0,2 0,4 0,9 1,6 0,7 1,0 0,5 1,4 0,5 0,7 0,2 2,1 0,3 0,7 1,0 1,9 0,7 1,1 0,5 1,7 0,9 1,0 0,3 1,7 0,3 0,7 1,5 2,2 0,9 1,2 0,6 1,6 1,5 1,6 -0,2 1,5 0,1 0,3 13 3,0
428
В центральной полосе европейской части России уменьшение скорости вет-
ра было в летние месяцы несколько больше (в Волгограде — на 0,8—0,9 м/с, в
Москве — на 0,7—0,8 м/с), а зимой скорость уменьшилась несколько меньше
(в Волгограде и Москве — на 0,6 м/с). Лишь в декабре в Москве уменьшение
скорости ветра было больше летнего — на 0,9 м/с.
На юге европейской части России скорость ветра особенно сильно уменьши-
лась в зимние месяцы (в Сочи в декабре на 1,5 м/с, в январе—феврале — на
1,2—1,3 м/с), в то время как летом и осенью уменьшение составило 0,3—0,5 м/с.
В континентальных районах азиатской части России скорость ветра вообще
уменьшилась не намного, как правило, на 0,2—0,3 м/с, за исключением от-
дельных летних месяцев. Например, в июне в Омске разность скорости ветра в
последнее десятилетие и за весь период составила 0,8 м/с. В прибрежных райо-
нах, на Камчатке, где скорость ветра значительно больше, чем внутри конти-
нента, ее уменьшение также больше и во многих местах в холодную половину
года превышает даже 1,5 м/с, приближаясь к 2 м/с. Летом значения скоро-
сти уменьшились, как правило, не более чем на 1 м/с.
Отличия климата последнего стандартного 30-летия от климата предыду-
щего периода выражены ярче. Разности значений средней месячной темпера-
туры за эти периоды, как правило, больше, чем в предыдущем случае, хотя их
знаки за редким исключением совпадают. В последнее 30-летие повсеместно
(исключая северное побережье и Северо-Запад европейской части России, а так-
же Владивосток) было значительно теплее, чем в предыдущий период. Особен-
но потеплели зима и весна, когда разности средней месячной температуры воз-
духа превышали 1 °C, местами и 2 °C, например, в Москве и в Самаре в марте
(см. табл. 11.1). В летние месяцы потепление заметно меньше, а в южных рай-
онах России сменяется даже похолоданием. Разности температуры приобрета-
ют отрицательные знаки, как это следует из табл. 11.1. Похолодание во все се-
зоны наблюдается во Владивостоке, причем в конце лета и осенью отрицатель-
ные разности температуры воздуха больше (от —1,0 до -1,5 °C).
Данные результаты, полут , нные авторами, хорошо согласуются с данными
по статистическому анализу климатических трендов, изложенному в публика-
циях ВМС по Всемирной климатической программе в разделе „Данные и мони-
торинг”. Карты значений трендов в различные сезоны года для Европы захва-
тывают европейскую часть России. По этим данным, трендовая составляющая
за последнее 30-летие зимой и весной достигает 2 °C. Зимой она имеет макси-
мальные значения в центральных районах европейской части России, уменьша-
ясь к северу и югу, а весной ее максимум расположен на севере и уменьшается
к югу. В крайних северных районах зимой наблюдается отрицательный тренд,
который, по данным цитируемой работы, не распространяется на северное по-
бережье европейской части России, а расположен западнее, над Скандинавией.
Авторы полагают, что это противоречие вызвано недостатком данных в ВМС по
северу европейской части России. Летом и осенью значение трендовой состав-
ляющей, по данным ВМС, в европейской части России близко к 0 °C и не пре-
вышает 0,5 °C, а на юге она принимает небольшие отрицательные значения,
что полностью согласуется с приведенными выше данными авторов.
В месячном количестве осадков в последнее 30-летие произошли менее от-
четливые изменения, чем в температуре воздуха.
В европейской части России количество осадков возросло в центральных
районах почти во все месяцы года. Лишь в отдельные весенние месяцы на неко-
торых станциях замечено уменьшение количества осадков. На севере и юге ев-
429
ропейскои части России весной, а местами (на северном побережье) летом и
осенью количество осадков уменьшилось, а зимой — увеличилось. Примерно
такая же картина наблюдалась и в азиатской части России, где летом осадков
стало меньше, а зимой — больше (см. табл. 11.2).
По данным ВМО [175], весной количество осадков в европейской части Рос-
сии не изменилось, летом — повсеместно немного увеличилось, особенно за-
метно в центральных районах, осенью — возросло также в центральных районах
и немного уменьшилось на севере и юге европейской части России, зимой —
возросло в северной половине европейской части России, но на большую вели-
чину в центре, в южной же половине европейской части России стало меньше.
Таким образом, в основных чертах результаты авторов совпали с данны-
ми ВМО.
Атмосферное давление изменилось мало: слегка уменьшилось во все сезо-
ны, кроме весны, когда отмечено небольшое увеличение. Все изменения обна-
руживаются главным образом в центральных районах европейской части Рос-
сии, а зимой и на ее северном побережье.
Относительная влажность почти не изменилась.
Скорость ветра в последнее 30-летие заметно уменьшилась на всей террито-
рии России и во все месяцы года. Величина уменьшения скорости ветра в по-
следние 30 лет повсеместно больше, чем в последние 10 лет. Это значит, что
уменьшение скорости ветра замедлилось в последнее время и, возможно, на-
чался даже некоторый рост скорости ветра.
Особенно заметно ослабление ветра в наиболее ветровых районах (на север-
ном побережье, на Камчатке), где уменьшение средней месячной скорости вет-
ра в зимнее время достигает 2 и даже 3 м/с.
Существует мнение, что причины уменьшения скорости ветра носят мето-
дический характер (переход от флюгера к анемометру и застройка площадки)
Исследования показывают, что это не так. Во-первых, на значительной части
станций застройка, создавая воздушный коридор, наоборот, способствовала
усилению ветра. А во-вторых, на отдельных станциях (например, в Прибалти-
ке), где флюгер не заменялся анемометром, также зафиксировано уменьшение
скорости ветра.
Если даже методические причины имели место, то они лишь усугубили на-
блюдающееся уменьшение скорости ветра за счет естественных факторов и ни-
как не могли изменить трендовую составляющую этого процесса на обратную.
11.3. Современные изменения климата
на Северо-Западе России
Рассмотренные в предыдущем разделе изменения климата на всей террито-
рии России характеризуют эти изменения в самом общем виде. Лишь показа-
но, насколько отличаются по основным климатическим параметрам последние
10 и 30 лет от предыдущих периодов, и не раскрыта структура изменений кли-
мата внутри периодов. В рамках данной книги это сделать затруднительно, и
поэтому приведем лишь пример, иллюстрирующий сложность структуры изме-
нений климата внутри периода 1961—1993 гг. на Северо-Западе России (в Ле-
нинградской, Псковской и Новгородской областях). Для анализа использова-
лись следующие значения метеорологических величин:
430
— средние месячные, абсолютные максимальные и абсолютные минималь-
ные значения температуры воздуха, °C;
— средняя месячная относительная влажность воздуха, %;
— среднее месячное количество общей и нижней облачности, балл;
— средние месячные суммы атмосферных осадков, мм;
— средняя месячная высота снежного покрова, см;
— средняя месячная продолжительность солнечного сияния, ч.
Станции для анализа выбраны с таким расчетом, чтобы они, во-первых, на-
дежно характеризовали климатическую ситуацию в регионе и, во-вторых, их
данные были репрезентативны (учитывались удаленность от крупных промыш-
ленных центров и качество имеющейся информации). Ежемесячные значения
указанных выше величин исследовались как для каждой станции в отдельно-
сти, так и в целом по региону.
В данные по осадкам за период с 1961 по 1966 г. введены поправки на сма-
чивание осадкомерного ведра, опубликованные в [146].
Для получения средних месячных значений высоты снежного покрова осу-
ществлялось арифметическое осреднение декадных значений
В табл. 11.4 представлены линейные тренды для всех упомянутых выше
метеорологических элементов для каждого месяца, рассчитанные за 33 года и
отнесенные к десятилетнему периоду. Выделенные тренды значимы на 5 % -м уровне.
Из табл. 11.4 видно, что в январе—марте за последние 30 лет на всей тер-
ритории Северо-Запада происходит рост средней месячной температуры воздуха
на 1,0—1,2 °C за 10 лет, в апреле, мае и декабре рост ее составляет 0,3—0,5 °C
за 10 лет. Статистически значимый тренд отмечается лишь в марте (~ 1,3 °C за
10 лет). В летние месяцы изменения температуры невелики и нет оснований го-
ворить о каких-то направленных тенденциях. В осенние месяцы отмечается
тенденция (тренды незначимы) к похолоданию (0,3—0,4 °C за 10 лет). В среднем
за год средняя месячная температура воздуха повышалась примерно на 0,3 °C.
Экстремальные значения температуры, как и средние месячные, в течение
последнего 30-летия растут зимой и в первой половине весны (март—апрель) и
уменьшаются осенью (октябрь—ноябрь). При этом в марте минимальная тем-
пература растет быстрее, чем максимальная. В июле отмечается слабое умень-
шение абсолютной максимальной температуры и рост абсолютной минималь-
ной. Такие же изменения наблюдаются и в сентябре. В среднем за год для всего
региона минимальная температура растет быстрее максимальной (соответст-
венно 0,5 и 0,2 °C за 10 лет). Полученные результаты хорошо согласуются с вы-
водами работы [167] о значительно большем повышении минимальной су-
точной температуры приземного воздуха по сравнению с максимальной начи-
ная с 1950-х годов.
Анализ трендов общей облачности для каждого месяца показывает, что
рост количества облаков наблюдается в январе—марте и июне—сентябре. Зна-
чимые положительные линейные тренды характерны для 13 станций в июне
и 9 станций в сентябре. За 33 года они достигают 1,5—2,0 баллов. Уменьшение
облачности происходит в мае и октябре до 0,5—1,0 балла за 33 года. Эта тен-
денция не является статистически значимой, однако прослеживается на всех
16 станциях. В среднем за год количество общей облачности увеличилось на
14 станциях из 16, причем на 8 станциях тренды значимы на 5 %-м уровне.
Полученные результаты хорошо согласуются с данными работы [64], в которой
исследовано изменение облачности за период 1967—1990 гг. для территории
бывшего СССР.
431
Таблица 11.4
Линейные тренды осредненных по 16 станциям средних месячных значений метеорологических характеристик
за период с 1961 по 1993 г.
Характеристика I П III IV V VI VII VIII IX X XI XII Год
Средняя месячная температура воздуха, ВС за 10 лет 1,27 0,97 1,27 0,36 0,33 -0,12 0,09 -0,03 -0,30 -0,30 -0,45 0,54 0,30
Абсолютный максимум температуры воздуха, ”С за 10 лет 0,79 0,67 1,12 1,03 0,12 -0,03 -0.18 0.03 -0,73 0,06 -0,94 0,27 0,18
Абсолютный минимум температуры воздуха, ”С за 10 лет 0,82 1,48 2,12 0,73 0,24 0,09 0,39 0,18 0,27 -0,48 -0,73 1,03 0,52
Относительная влажность, % за 10 лет 0,30 0,61 0,91 -0,30 -0,00* 1,82 0,61 0,91 0,30 -0,91 -0,30 0 0,30
Высота снежного покрова, см за 10 лет 0,91 -0,85 -2,67 -1,09 - - - - - 1,18 0,85 —
Общая облачность, балл за 10 лет 0,24 0,06 0,24 -0,06 -0.18 0.39 0.18 0,18 0,33 -0,21 -0,03 0,06 0,12
Нижняя облачность, балл за 10 лет 0,24 -0,09 0,12 -0,27 - ,80 0,18 0,03 0 0,12 -0,42 -0,15 0,03 -0.03
Продолжительность солнечного сияния, ч за 10 лет -5,88 -2,76 -13,45 -1,30 4,42 -23,03 -9,54 -8,18 -15,33 5,09 -1,79 -1,06 -72,73
Сумма атмосферных осадков, мм за 10 лет 8,33 4,48 0,36 -3,36 -3,58 4,42 1,15 10,27 4,52 -1,85 2,64 3,33 25,45
Сумма атмосферных осадков, % к месячной норме за 10 лет 19,09 18,94 0,91 -8,48 -7,58 6,67 1,21 12,12 6,36 -2,73 -4,24 6,06 3,64
‘Изменения были в тысячных значениях после запятой.
Для нижней облачности также характерно некоторое ее увеличение летом и
уменьшение в октябре. Однако статистически значимых трендов нижней об-
лачности меньше, чем общей. В целом за год наблюдается некоторое уменьше-
ние нижней облачности в восточной части района и увеличение в западной.
Линейные тренды числа часов солнечного сияния, представленные также в
табл. 11.4, показывают, что продолжительность солнечного сияния существен-
но убывает в марте, июне, сентябре и в целом за год. Как правило, статистиче-
ски значимые тренды для балла облачности и числа часов солнечного сияния
совпадают. Полученные результаты согласуются с выводами работы [34], в ко-
торых уменьшение суммарной солнечной радиации на Северо-Западе России
оценивается как 4 % за 10 лет.
Атмосферные осадки являются одним из наиболее изменчивых метеороло-
гических элементов. Полученные результаты позволяют сделать следующие
выводы: несмотря на большую межгодовую изменчивость можно заметить рост
количества осадков, особенно хорошо выраженный в последнее десятилетие. По
данным 14 станций из 16, увеличение годовых сумм осадков за последние 30 лет
составило 2—20 %, причем на 5 станциях тренд значим на 5 % -м уровне по
критерию Стьюдента. Линейные тренды для месячных сумм осадков менее
устойчивы по территории и разнонаправлены в течение годового цикла. Рост
количества осадков отмечается практически на всей территории Северо-Запада
в январе, феврале, августе и сентябре. В частности, суммы осадков возрастали
в январе и феврале на 19 и 14 % за 10 лет соответственно. Весной и во второй
половине осени (октябрь, ноябрь) на большей части территории происходит не-
которое уменьшение сумм атмосферных осадков, однако линейные тренды в
эти месяцы незначимы статистически и уверенно можно говорить лишь о тен-
денции к уменьшению количества осадков в этот период. В конце лета — нача-
ле осени (август, сентябрь) количество осадков снова увеличивается, однако
число значимых трендов относительно невелико (по трем станциям в каждом
месяце). В работе К. В. Ледневой и А. В. Мещерской [90] представлены одно-
родные ряды сумм атмосферных осадков, осредненных по административным
областям России для периода инструментальных измерений. Из рядов исклю-
чены поправки на смачивание осадкомера. Естественно, что суммы осадков в
этом случае несколько меньше, однако тенденция их изменений в период
1961—1993 гг. согласуется с результатами, полученными в настоящей работе.
Относительная влажность, характеризующая степень насыщения воздуха
водяным паром, является одной из важных характеристик климата, поскольку
она в сочетании с температурой дает представление об испаряемости. Анализ
табл. 11.4 показал, что относительная влажность существенно увеличивалась в
январе—марте, а также в летние месяцы и в сентябре. Значимый тренд, состав-
ляющий 1,8 % за 10 лет, отмечался в июне. В апреле, октябре и ноябре проис-
ходило уменьшение относительной влажности, однако значимый тренд (0,9 %
за 10 лет) характерен только для октября. В целом за год наблюдается неболь-
шое (около 1-—3 % за весь 33-летний период) увеличение относительной влаж-
ности.
В отличие от [82], в настоящей работе оценка изменений высоты снежного
покрова осуществлялась не для декадных, а для средних месячных значений.
Линейные тренды средней месячной высоты снежного покрова для всего вы-
бранного района также представлены в табл. 11.4. Из таблицы видно, что в
ноябре—январе высота снежного покрова в последние 30 лет несколько возрос-
ла. В январе увеличение высоты снежного покрова характерно лишь для север-
433
ной части региона. Во второй половине зимы и в начале весны наблюдается уме-
ньшение высоты снежного покрова на 1—3 см за 10 лет, что хорошо согласуется
с изменением характеристик температуры.
Полученные результаты свидетельствуют об изменении климатического ре-
жима на Северо-Западе России за последние 25—30 лет. Рост средней месячной
температуры приземного воздуха, особенно весной, приводит к удлинению пе-
риода с температурой выше 0, 5 и 10 °C (см., например, [104]). При этом мини-
мальная температура растет быстрее максимальной, что свидетельствует о вли-
янии на рост температуры антропогенных факторов. Рост температуры приво-
дит к увеличению относительной влажности, а это в свою очередь способствует
увеличению облачности, следствием чего является сокращение числа часов
солнечного сияния. Наиболее сложным остается вопрос об изменении количе-
ства атмосферных осадков. Их увеличение в среднем за год и в некоторые меся-
цы на территории Северо-Запада России не вызывает сомнения. Противоречи-
вые суждения касаются только этого роста и связаны с методическими особен-
ностями их измерения. Полученные нами оценки трендов несколько выше,
чем в работах других авторов [5]. Возможно, что это связано с учетом поправок
на смачивание осадкомера.
Прогнозируемый рост глобальной температуры воздуха [173] в последую-
щие годы может привести к еще более заметным изменениям климата на Севе-
ро-Западе России, что будет усиливать обнаруженные тенденции его изменения.
ПРИЛОЖЕНИЕ
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.3.1. Продолжительность солнечного сияния, ч. Год.
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.3.2. Средняя многолетняя годовая сумма прямой солнечной радиации, поступающей на горизонтальную поверхность, МДж/м2.
Рис. П.3.3. Суммарная радиация, поступающая иа'горизонтальную поверхность, МДж/м2. Апрель.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.3.4. Суммарная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, МДж/м3. Год.
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
Xх XZ/Ж \ 4o> _JX / / / / x. SAX ~~~'J 8Q_X?\ / / / Г>1'~-~л£1 Х-ХЛ xXC \ 1Vх //Tv L7\160 Х\Д vr \ /X/ / /• V X^Q~ 2Л iHBOrf^X Х/ГХ/ / /-n/j’ 50 /Ж 1 40, т С? / \ XbV /\ (-^x/XJ ' i |<Х<: \ ? 7240jv'v' z^X / *^xxrx. J? IZXl уУ X 7\ 240 fXX, 7Г J^~T л гч / X/ \У / ^5^ / /х/ / / \\^y \ \*. \< /60 X,L \ \ 'Хе. C^Vf vr -yt, r^^x /пГОАч \ v'rv? XW S LtXr7 \ 3 \\S \ $ Г X Vn8o a s\ I Хг"" Y? ЧхХс80 РчЛ / zZ\^,J'oXrt20’^^^2 ’ \ “&/50 ~128^Г>?Х V \* "к6°? л\ z ь л ^xjy z^Z—/ХуПоо л\ a { /л j К \й>240 ’ y-2oo^>\ J u ХлХтдХ \^r 4^ \24ol\ / UJ -J“*jel^:£n^24O \ '280A M240 у 40 __A_ ^280
60 70 80 90 10( 3 110 120 130 140
Рис. II.3.5. Радиационный баланс, МДж/м3. Апрель
Рис. П.3.7. Коэффициент вариации (%) суточных сумм суммарной-радиации для января (7) и июля (2).
Рис. П.4.1. Средняя месячная температура воздуха, °C. Январь.
Рис. П.4.2. Средняя месячная температура воздуха, °C. Апрель.
w 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.3. Средняя месячная температура воздуха, "С. Июль.
Рис. П.4.5. Средняя годовая температура воздуха, ‘С.
Рис. П.4.6. Амплитуда годового хода температуры воздуха "С.
Рис. П.4.7. Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры Воздуха, С. Январь.
Рис. П.4.8. Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры воздуха, 'С. Апрель.
Рис. П.4.9. Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры воздуха, "С. Июль.
Рис. П.4.10. Среднее квадратическое отклонение средней месячной температуры воздуха, "С. Октябрь.
. Рис. П.4.11. Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры воздуха, 'С. Январь.
Рис. П.4.12. Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры воздуха, ’С. Апрель.
Рис. П.4.13. Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры воздуха, С. Июль.
Рис. П.4.14. Среднее квадратическое откл
эы воздуха, "С. Октябрь.
Рис. П.4.15. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры воздуха. Январь.
Рис. П.4.16. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры воздуха. Апрель.
ю 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.17. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры воздуха. Июль.
Рис. П.4.16. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры воздуха. Октябрь.
Рис. П.4.19. Среднее квадратическое от»
тьности периодов с температурой Воздуха ниже О "С. дни.
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
\ / / х. >/ / / / i4Zi к 1 W / л—А—>/ / П'-' ^-"уТ / Z\\ 12 Л '{/\ Z^zYp/ 7 / / \ 1£ь^)\КЛ AvV/CVzCioV/ /п г. > \ i 1 aKA/aZVpzzVV/ (MixCvA до. j ?^%C5 8 AywV/’—Й Px \//< / \У > i? ? J _\ \’« X. /_^Ч^ 60 Щ \ \ ^4. л^сА./С\ 4z/\)/k\ 8y\ лД2^п/о1о><1 \s / 0xvV i2: y^T-5\ /VC'-' \г<лд7A; ‘amk 1 / \ SC-'V) V\yh//14 £_^--—'A'(V \ \ ^x\v41 VX F\ 4?\ \ *6 50 V--S j 1 X. \\ \ X' Ц—/7^\\ ) \-^-Jr>X ’’юХ \V\Z • W ЧдаЖ^ЖУz Л bV/PzVV) Ж w ‘JZ^\ \\J pV40 1 \ ys
60 70 80 90 101 0 110 120 130 140
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.21. Средний из абсолютных максимумов температуры воздуха, "С.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.22. Средний из абсолютных минимумов температуры воздуха, °C.
Рис. П.4.23. Среднее квадратическое отклонение абсолютных минимумов температуры воздуха, "С.
Рис. П.4.24. Среднее квадратическое откл
«умов температуры аовдуха, ‘С.
Рис. П.4.25. Среднее число дней с температурой воздуха ниже -30 'С.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____________80____________90__________100___________110 120 130 140
Рис. П.4.26. Среднее число дней с температурой воздуха выше 30 “С
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
v ft 'Xoo / ' '! 2> 50 200AJ / \ /к G/rZi^iPt/ ^ж® J Vx Jj /X£\ WmW Ч\ГХ^>4 x’Vx’ioc• ^’*%\ J ' /\p. x\ зХа 4°. т 7 / S X?-5 / •Av~-x_~4 \ V /hV / \ b<x \ 7 / ( / \ / 200 i / JSCi. ) \У A 200KC_b- ^(r~4 <\ / / /^^^-XurXXX । ?C / / 200 S"~' / X / ! 1 I \ \ \ \f \ r^' I \ 'кe 800 (£LeA^^^7\.^i4200 c<x _JL--V \ \ \*- X /60 лГ* \ \ \1200jX^5S\ Г-Д I f Oj,i200\ \ AF9 \ i40o\4-~^ ill / /^•11400 \ tvJV-. 1X _ / Z\> Л,/1 lb-/// 1 / ^X5al600 \ * H/A/hy/ ^^^xtS.cnoo£&-200045^Г*~_у*^\ >б^\ < \J \ tso 1 z~^\ /л/t 1 X-S1—т* 20°v \Ui \дд 200 *4”* \ \\ J "VS<
60 70 80 90 101 0 110 120 130 140
Рис. П.4.28. Суммарная продолжительность периодов с температурой воздуха выше 26 °C, ч.
Рис. П.4.29. Средняя продолжительность безморозного периода на ровном открытом месте в будке, дни.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.30. Средние даты окончания весенних заморозков на ровном открытом месте в будке (генерализировано по И. А. Гольдберг).
Рис. П.4.32. Годовая амплитуда средней месячной температуры подстилающей поверхности, °C.
Рис. П.4.33. Средняя месячная температура подстилающей поверхности, С. Январь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рнс. П.4.34. Средняя месячная температура подстилающей поверхности, °C. Апрель.
ю 20 30 40 60 80. 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.35. Средняя месячная температура подстилающей поверхности, °C. Июль.
Рис. П.4.36. Средняя месячная температура подстилающей поверхности, 'С. Октябрь.
Рис. П.4.37. Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры подстилающей поверхности, °C. Январь.
Рис. П.4.38. Среднее квадратическое отклонение средней суточной температуры подстилающей поверхности, "С. Апрель.
Рис. П.4.39. Среднее квадратическое откло)
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
'''* / - 7 ~ 50 / У / ’ -z/^ UF^^o4filf 40ч iV/ь хе 7\£zJ- ХЧ Хе \ч/С /\ /5 хлК леи R хх х\хххййх~ \ЧХ\\ х? х. Ч^ХЧ^Хе. 60 \ \ *eXM4W,/I / Ч1ХЧ^ЖХжХ г 9 А )Х^аУ\ X 1 чК/11кУЖ —'Д 4\ \4/v\ геЧ-8еХ</ /пк \ ’Я/50 х x=U^ \ 1 // \А ( \ \ J // /40 1 \ V J vSr \ \ г и^м
60 70 80 90 101 3 110 120 130 140
Рис. Л.4.41. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры подстилающей поверхности. Январь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.4.42. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры подстилающей поверхности. Апрель.
Рис.'П.4.43. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры подстилающей поверхности. Июль.
Рис, П.4.44. Коэффициент асимметрии средней суточной температуры подстилающей поверхности. Октябрь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рйс. П. 4.45. Средний из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности, °C.
Рис. П. 4.46. Средний из абсолютных годе
5ы подстилающей поверхности, °C.
Рис. П.5.1. Преобладающее направление ветра. Январь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.2. Преобладающее направление ветра. Июль.
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.3. Средняя месячная скорость ветра, м/с. Январь.
Рис. П.5.4. Средняя месячная скорость ветра, м/с. Апрель.
Рис. П.5.6 Средняя месячная скорость ветра, м/с. Октябрь.
Рис. П.5.7. Среднее квадратическое отклонение средней месячной скорости ветра, м/с. Январь.
Рис. П.5.8. Среднее квадратическое отклонение средней месячной скорости ветра, м/с. Апрель
Рис. П.5.9. Среднее квадратическое отклонение средней месячной скорости ветра, м/с. Июль.
Рис. П.5.10. Среднее квадратическое отклонение средней месячной скорости ветра, м/с. Октябрь.
Рис. П.5.11. Коэффициент вариации средней суточной скорости ветра. Январь.
Рис. П.5.12. Коэффициент вариации средней суточной скорости ветра. Июль.
Рнс. П.5.13. Коэффициент асимметрии средней суточной скорости ветра. Январь.
Рис. П.5.14. Коэффициент асимметрии средней суточной скорости ветра. Июль.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70______________80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.15. Коэффициент вариации скорости ветра. Январь дневной срок наблюдения.
Рис. П.5.16. Коэфф!
вариации скорости ветра. Январь, ночной срок наблюдения.
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
\ / I 50 уССС/ / /.J-^ V. 0,5КУ^ \ Л/J Z'S&-'Z\7t /1)'"' н ~tV\ 4°. т 7 /\ хчу A / yv—/ \с?~" \ \.( /W /Ч. / Ч-Ап.'^/ <7 J к^^'> \ \/ \ / / i / <v Р/{ ? X/ A >< г/Х и ( / 6/\<0 zf"/ <~О- ' '/л'Л~4Д-С—41 /ЖО^Ж/ \^L Ч<С</ ^ЖЖуГ^^/ЖьЖ — х лк0,—ч/'ч^£ \/\/ \ '-Л \ / х о Z_ z_ ё g s
60 70 80 90 101 3 110 120 130 140
Рис. П.5.18. Коэффициент вариации скорости ветра. Апрель, ночной срок наблюдения.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
Рис. П.5.19. Коэффициент вариации скорости ветра. Июль, дневной срок наблюдения.
Рис. П.5.20. Коэффицие
ости ветра. Июль, ночной срок наблюдения.
Рис П.б.21. Коэффициент вариации скорости ветра. Октябрь, дневной срок наблюдения.
Рис. П.5.22. Коэффициент вариации скорости ветра. Октябрь, ночной срок наблюдения.
Рис. П.5.23. Коэффициент асимметрии скорости ветра. Январь, дневной срок наблюдения
10 20 30 40 60 80 100 120 140 180 170 180 170
60__________ 70________________ 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.24.
етрии скорости ветра. Январь, ночной срок наблюдения.
Рис. П.5.25. Коэффициент асимметрии скорости ветра. Апрель, дневной срок наблюдения.
Рис. П.5.26. Коэффициент асимметрии скорее ветра. Апрель, ночной срок наблюдения.
Рис. П. 5.27. Коэффициент асимметрии скорости ветра. Июль, дневной срок наблюдения.
Рис. П.5.28. Коэффициент асимметрии скорости ветра. Июль, ночной срок наблюдения.
Рис. П.5.29. Коэфф!
етрии скорости ветра. Октябрь, дневной срок наблюдения.
Рис. П.5.30. Коэффициент асимметрии скоростл ветра. Октябрь, ночной срок наблюдения
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.31. Районирование по максимальной скорости ветра. Январь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____________80____________90__________100__________110__________120 130 140
Рис. П.5.32. Районирование по максимальной скорости ветра. Апрель.
Рис. П.5.33. Районирование по максимальной скорости ветра. Июль.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____ 80 90 100 110 120 130 140
Рис. II.5.34. Районирование по максимальной скорости ветра. Октябрь.
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.35. Районирование по максимальной скорости ветра. Год.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60___________ 70__________ 80 90 100 110 120 130 140
Рис. II.5.36. Районирование по средним из годовых максимумов скорости ветра.
Рис. II.5.38. Районирование по расчетной скорости ветра северного румба, возможной 1 раз в 5 лет.
Рис. II.5.39. Районирование по расчетной скорости ветра восточного румба, возможной 1 раз в 5 лет.
Рис. П.5.40. Районирование по расчетной скорости ветра южного румба, возможной 1 раз в 5 лет.
Рис. П.5.41. Районирование по расчетной скорости ветра западного румба, возможной ! раз в 5 лет.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. II.5.42. Районирование по расчетной скорости ветра, возможной 1 раз в 5 лет (без учета направления)
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.43. Районирование по расчетным порывам ветра (м/с), возможным 1 раз в 5 лет.
Рис, П.б.44. Районирование по расчетным порывам ветра (м/с) возможным 1 раз в 60 лет.
Рис. П.6.46 Районирование по расчетным порывам ветра (м/с), возможным 1 раз в 100 лет.
Рис. II.6.46. Районирование по максимальному годовому числу дней с опасной скоростью ветра, возможному 1 рав в 100 лет.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.5.49. Давление воздуха на уровне моря, гПа. Январь.
Рис. П.5.50. Давление воздуха на уровне моря, гПа. Июль.
Рис. П.6.2. Парциальное давление водяного пара, гПа. Апрель.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 U0
Рис. П.6.3. Парциальное давление водяного пара, гПа. Июль.
ю го зо 40 ее во юо 120 140 160 170 1во 170
60________________70_____________во____________90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.4. Парциальное давление водяного пара, гПа. Октябрь.
Рис. П.6.5. Среднее квадратическое отклонение суточных значений парциального давления водяного пара, гПа. Январь.
Рис. П.6.6. Среднее квадратичёское отклонение суточных значений парциального давления водяного пара, гПа. Апрель.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.7. Среднее квадратическое отв
ых значений парциального давления водяного пара, гПа. Июль.
Рис. П.6.8. Среднее квадратическое отклонение суточных значений парциального давления водяного пара, гПа. Октябрь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60________________70______________80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6 9. Коэффициент асимметрии суточных значений парциального давления водяного пара. Январь.
Рис. П.6.10. Коэффициент асимметрии суточных значений парциального давления водяного пара. Апрель.
Рис. П.6.11 Коэффициент асимметрии суточных значений парциального давления водяного пара. Июль
Рис. П.6.12. Коэффициент асимметрии суточных значений парциального давления водяного пара. Октябрь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____________80____________90_________100________ 110 120 130 140
Рис. П.6.14. Относительная влажность воздуха, %, Апрель.
Рис. П.6.15. Относительная влажность воздуха, %. Июль.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.16. Относительная влажность воздуха, %. Октябрь.
Рис. П.6.17. Среднее квадратическое отклонение суточных значений относительной влажности воздуха, %. Январь.
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
\ / / / \ 7ХТ '~^ Х/^Но / / / /^г—4& 12ff' 1 \f / r~~ik-^J / /V 50 \ 1 i \ Aeta'S/7 \а/ '^7^<~тС'ХХ. ( / \ ААТг^-А^ \f \ЖлХ Хи?¥Х^?Д5$ ^x^isZK z'16-x^=tr~^//7\ Ж/ T7L /T\x lef*/Vx.V\\f—т» i \ // /xJx 7 TxT-r^^-V 1614\ ]Дкд'к ч^у A^xSr^5/^~-JL~^ mCx4L< xXz^-^-ЖЛ \ lK 40 \ kbZ> /С 14 Ад>?7Чж \ 1/ \ / / * /<14 n^/\ ? \У > y>A, V у) I hTJ i j /А >X / '^~^Ъ',ь"' I \ \ ( \ \ 7 4 \ ° 7 ШЖхЖ-у §L \ \ CkXX Л / -s i > \XJ-v\ \ <t \1/ ZNzy12 S J <\ \2 /lizN. vi c 'Л 1(4 \^\J4 ^-\_ u f\ A yV/V/ \ ioNji4 Sr-^y^xf\ /ААгТ /к \ 124/l! —\\/\ \ i/?Xa7aA£1 vtsvk /\ • TTY 7m a-TWW \ MbJJ/l , ’4^12 \ I6iS^20 •%>/ \ 18=C^> ЗгЛ 1 \ 20%Г (
60 70 80 90 101 ) 110 120 130 140
Рис. П.6.19. Среднее квадратическое отклонение суточных значений относительной влажности воздуха, %. Июль.
Рис. П.6.20. Среднее квадратическое отклонение суточных значений относительной влажности воздуха, %. Октябрь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.21. Коэффициент асимметрии суточных значений относительной влажности воздуха. Январь.
Рис. П.6.22. Коэффициент асимметрии суточных значений относительной влажности воздуха. Апрель.
Рис. П.6.23. Коэффициент асимметрии суточных значений относительной влажности воздуха. Июль.
Рис. П.6.24. Коэффициент асимметрии суточных значений относительной влажности воздуха. Октябрь
Рис. П.6.25. Годовое количество осадков, мм.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 ______________70_________ 80 _____90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.26. Количество осадков в холодный период года, мм.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.27. Количество осадков в теплый период года, мм
Рис. П.6.28. Отношение количества осадков в холодный период к количеству осадков в теплый период.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.29. Месячное количество осадков, мм. Январь.
Рис. П.6.30. Месячное коли^^тво осадков, мм. Апрель.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 160 170
60_______________70_____________80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.32. Месячное количество осадков, мм. Октябрь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.33. Доля жидких осадков, % от годовой суммы.
Рис. П.6.34. Доля твердых осадков, % от годовой суммы.
Рис. П.6.35. Коэффициент вариации месячного количества осадков. Январь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.36. Коэффици
’о количества осадков. Апрель.
Рис. П.6.37. Коэффициент вариации месячного количества осадков. Июль.
Рис. П.6.38. Коэффициент вариации месячного количества осадков. Октябрь.
Рис. П.6.39. Коэффициент вариации годового количества осадков.
Рис. П.6.40. Коэффициент асимметрии месячного количества осадков. Январь.
ю 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130__________ 140
Рис. П.6.41. Ко
оэффициент асимметрии месячного количества осадков. Апрель.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.42. Коэффициент асимметрии месячного количества осадков. Июль.
Рис. П.6.43. Коэффициент асимметрии месячного количества осадков. Октябрь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.44. Коэффициент асимметрии годового количества осадков
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____________80___________90__________100 110 120 130 140
Рис. П.6.45. Средний суточный максимум осадков, мм.
ю 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рио. П.6.46. Суточный максимум осадков 1 %-й обеспеченности, мм.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____________80___________90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.47. Коэффициент вариации суточного максимума осадков.
Рис. П.6.50. Число дней с осадками >0,1 мм. Апрель.
Рис. П.6.51. Число дней с осадками > 0,1 мм. Июль.
Рис. П.6.52. Число дней с осадками > 0,1 мм. Октябрь.
Рис. П.6.54. Число дней с осадками > 10 мм. Январь.
Рис. П.6.56. Число дней с осадками > 10 мм. Июль.
I ' То" 20 *30 40 To 80 100 120 140 160 170 180 170*
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.57. Число дней с осадками > 10 мм. Октябрь.
ю 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120____________130_____________140
Рис. П.6.59. Продолжительность осадков, ч. Январь.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.61. Продолжительность осадков, ч. Июль.
ю 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.63. Годовая продолжительность осадков, ч.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 180 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.64. Средняя годовая интенсивность осадков, мм/ч.
Рис. П.6.66. Годовой ход интенсивности осадков, мм/ч.
10 20 30 40 -60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70_____________80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.68. Среднее число дней со
за зиму.
Рис. П.6.69. Среднее квадратическое отклонение числа дней со снежным покровом за зиму.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 ________140
Рис. П.6.70. Разница в сроках появления и образования устойчивого снежного покрова, дни.
Рис. П.6.71. Граница распространения снежного покрова весной (1) и осенью (2).
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 , 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.72. Наибольшая декадная высота снежного покрова, возможная 1 раз в 5 лет (20 %-я вероятность), см.
Рис. П.6.73. Среднее квадратическое отклонение наибольшей декадной высоты снежного покрова, см.
Рис. П.6.74. Среднее квадратическое отклонение плотности снежного покрова на декаду его наибольшей высоты. кг/м“.
Рио. П.6.75. Декада (индекс у месяца) максимального запаса воды в снежном покрове.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 . 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.6.76. Коэффициент вариации запаса воды в снежном покрове.
10 20 30 40 60 60 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рнс. П.6.77. Средний многолетний запас воды в снежном покрове, мм.
Рис. Д.7.1. Среднее годовое количество общей обл
Рис. П.7.2. Среднее годовое количество нижней облачности балл.
10 20 30 40 60 80 11 00 120 140 160 170 180 170
ДуУ P\ /XX/ IT \ х7о/У L XAx I P\ >r t?\_—1 / K>7 'J ) \^/7r^L^fGOk ^Ч'7о-7<ХК /'''L л / гк\(П\ /I \O 40\W/s ®°^p \ \T /Т^~х /X. / *?Дп5’/ ¥ J> Jc*“'?i \ // { / / V /<v r60XGX ? \У Д XVv3 ^7\ *7 (c_ J f Г <> \ \ \ \ \/X \ '>6O_Z7 />' \V-V \ \-. \. Xs>Cr /^^4. 60 M \ \ ^so^/4^ г I Л \ \ \ / /s^rA^SSk rrfTx/X \/у ^ЗЗто (g\ </ \ /ГтЖх \ vkijx ^'X 'Йк' \ \ \ш50 v'~> /40\ GX X/in u ? Jk V^6/Tv>/ Zx^sva4^ 1 Г) /У7А X—\\f^50tK / W\Jp6o I// СУъ. \Jr 1 vS5°J6° :-<1ZxZ V^eo^r \СгУ7 .LkTO. зо % \ \ \ i 4.. \ Jj / x 40 УЛ1
60 70 80 90 10 0 110 120 130 140
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.7.4. Повторяемость (%) пасмурного неба по общей облачности (8—10 баллов). Апрель.
Рнс. П.7.5. Повторяемость (%) пасмурного неба по общей облачности (8—10 баллов). Июль.
Рис. П.7.6. Повторяемость (%) пасмурного неба по общей облачности (8—10 баллов). Октябрь.
Рис. П.7.7. Повторяемость (%) пасмурного неба по нижней облачности (8—10 баллов). Январь.
Рис. П.7.8. Повторяемость (%) пасмурного неба по нижней облачности (8—10 баллов) Апрель.
Рис. П.7.9. Повторяемость (%) пасмурного неба по нижней облачности (8—10 баллов). Июль.
Рис. П.7.10. Повторяемость (%) пасмурного неба по нижней облачности (8—10 баллов). Октябрь.
Рис. П.9.1. Повторяемость преобладающих видов гололедно-изморозевых отложений в ев-
ропейской части России.
1 — повторяемость менее 50 %, 2 — от 50до70 %, 3 — более 70 %; 4 — кристаллическая изморозь; 5 —
зернистая изморозь, смешанные отложения; 6 — гололед, мокрый снег; 7 — высокогорные и малоизу-
ченные районы.
625
Рис. П.9.3. Температура воздуха (°C) при гололедно-изморозевых отложениях.
10 20 30 40 60 80 1 00 120 140 160 170 180 170
/ / '2 °зХГ / / 7r^J 1г\ WftX ХлГн (2\ /-rCz£rs/ / v 1iw> «г/ft \Ж®\/^/ / / т м 50 / I /’ .s-г'' i<x r<^ К*Лг\ > &j^/\ РлГяМ fSCVx1’61 1Zr\ (L/ >1 1 / L ZjL v4 > i.J\SS$J/ xC\ /Zr«4< —-r 40 \ iPz) i оЙ^.е1,0 /iS/ / \\A-T4c^4 / / i в“ I Л-'ЛХ X* X . 60 —t—\ \ \ \ X / ^Ч \ \ о? х / /2. \ Х^Ж1 _ZT I / \ \S<V \ 1,0ХжК \ ^'->1/ <iy\\ \ хйЬх 1’°'50 2iiS^w4k X / г^Ч< -Л^л/77>%77>т7//, 'Л7///Д^^>114X4 \ ’ U к ? 4 |\ /%6ЖХЛ^,01Г2,0 \ ХГ? \ \2»^ж/ . 40 1 v\^ b f ^\\
60 70 80 90 101 0 110 120 130 140
Рис. П.9.5. Коэффициент асимметрии годовых максимумов массы гололедно-изморо
Рис. П.9.6. Районирование по толщине стенки гололеда, возможной 1 раз в 25 лет.
Рис. П.9.7. Районирование по результирующей нагрузке возможной 1 раз в 20 лет.
Рис, П.9.8. Районирование по максимальному годовому числу случаев с особо опасными отложениями, возможному 1 раз в 100 лет.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60_______________70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.10.1. Среднее число дней с туманом. Год.
20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 £ 170
Рис. П.10.2. Годовой ход продолжительности туманов, ч.
10 20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.10.3. Районирование по максимальному годовому числу дней с опасным туманом, возможному 1 раз в 100 лет.
Число дней совпадает с номером района (римские цифры).
Рис. II.10.5. Годовой ход продолжительности метелей, ч.
20 30 40 60 80 100 120 140 160 170 180 170
60 70 80 90 100 110 120 130 140
Рис. П.10.6. Повторяемость (%) различных направлений ветра при метелях.
Рис. П.10.7. Районирование
по максимальному годовому числу дней с сильными метелями, возможному 1 раз в 3 ОП лет.
Число дней совпадает с номером района (римские цифры).
Рис. П.10.8. Среднее число дней с пыльной бурей. Год.
бурей, возможному 1 раз в 100 лет.
Рис. П.10.9. Районирование по максимальному годовому числу дней с oni
Число дней совпадает с номером района (р
Рис. П.10.11. Число грозовых разрядов на землю нй 1*кма (по Т. В. Лободину).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Абрамович К. Г. Условия образования гололеда на ЕТС. — М.: Гидрометеоиздат,
1964 — 130 с.
2. Акентьева Е. М., Петрова В. А. Климатические данные за пятилетие // Тр.
ГГО. — 1987. — Вып. 515. — С. 15—25.
3. Алибегова Ж. Д. Пространственно-временная структура полей жидких осадков. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1985. — 229 с.
4. Алисов Б. П. Климат СССР. — М.: Изд. МГУ, 1957. — 211 с.
5. Алпатьев А. М., Архангельский А. М., Подопилов Н. Я. Физическая гео-
графия СССР. — М., 1973. — 333 с.
6. Анапольская Л. Е. Режим скоростей ветра на территории СССР. — Л.: Гидроме-
теоиздат, 1961. — 199 с.
7. Анапольская Л. Е., Пастух В. П. Распределение туманов по территории
СССР // Туманы / Под ред. В. Я. Никандрова. — Л., 1961. — С. 115—156.
8. Анисимова Т. Н. Непрерывная продолжительность и повторяемость различных
скоростей ветра в условиях равнинной территории СССР. Климатические данные.
Вып. 2. — М.: НИКАК, 1969. — 330 с.
9. Анисимова Т. Н., Терентьева Т. М. К вопросу о влиянии дискретности сроков
наблюдений на расчет статистико-климатических характеристик временной структуры
скорости ветра // Тр. ВНИИГМИ—МЦД. — 1983. — Вып. 105. — С. 3—12.
10. Анисимов О. А. Глобальное потепление и вечная мерзлота в северном полуша-
рии // Тез. докл. науч. конф, по результатам исследований в области гидрометеоро-
логии и мониторинга загрязнения природной среды. — М., 1996. — 11 с.
11. Балала О. А., Голуб Е. В., Кулакова П. А. Учет характеристик ветра при
расчетах гидрометеорологического режима мелководных водоемов / / Метеороло-
гия, климатология и гидрология. Вып. 9. — М., 1973. — С. 35—40.
12. Батталов Ф. 3. Многолетние колебания атмосферных осадков и вычисление норм
осадков. — Л.: Гидрометеоиздат, 1968. — 180 с.
13. Безуглая Э. Ю. К определению потенциала загрязнения воздуха // Тр. ГГО — 1966. —
Вып. 234. — С. 69—70.
14. Безуглая Э. Ю., Горчиев А. А., Разбегаева Е. А. Годовой и суточный ход
содержания атмосферных примесей в городских условиях // Тр. ГГО. — 1971. —
Вып. 254. — С. 152—161.
15. Берлянд М. Е. Об опасных условиях загрязнения атмосферы промышленными
выбросами // Тр. ГГО. — 1966. — Вып. 185. — С. 15—25.
16. Берлянд Т. Г. Распределение солнечной радиации на континентах. — Л.: Гидро-
метеоиздат, 1961. — 227 с.
17. Берлянд Т. Г., Сиротенко Л. А. Глобальное распределение общего количества
облаков. — Л.: Гидрометеоиздат, 1980. — 71 с.
18. Бернгард Р. П. Расчетные скорости ветра по направлениям // Тр. ГГО. — 1975. —
Вып. 334. — С. 108—113.
19. Бернгард Р.П. Гололедное районирование территории о. Сахалин // Тр. ГГО. —
1976. — Вып. 361. — С. 11—17.
645
20. Богданова Э. Г. Способ расчета доли твердых, жидких и сметанных осадков в их
месячной норме // Материалы гидрологических исследований. — 1976. —
Вып. 26. — С. 202—207.
21. Богданова Э. Г. О расчете некоторых характеристик интенсивности дождей//Ме-
теорология и гидрология. — 1979. — №2. — С. 40—44.
22. Богданова Э. Г. Метод косвенного расчета средних многолетних величин продол-
жительности осадков // Метеорология и гидрология. — 1980. — № 6. — С. 33—37.
23. Богданова Э. Г. Исследование стандартной гидрометеорологической информа-
ции для определения режимных характеристик продолжительности и интенсивно-
сти осадков // Тр. ГТО. —• 1982. — Вып. 461. — С. 44—56.
24. Большее Л. Н., Смирнов Н. В. Таблицы математической статистики. — М.:
Наука, 1965. — 464 с.
25. Борисенко М. М., Кравченко И. К. Об использовании метеорологического ре-
жима шельфовой зоны морей СССР // Тр. ГГО. — 1979. — Вып. 425. — С. 92—103.
26. Борисенко М. М., Кравченко И. К., Соколова С. Н. Распределение макси-
мальных скоростей и порывов ветра на территории Северо-Запада СССР // С6. работ
Ленинградского ГМЦ. — 1983. — Вып. 1(14). — С. 3—17.
27. Борисенко М. М., Смирнова А. В., Иванов Ю. М. Исследование особенно-
стей режима ветра на акватории восточной части Финского залива для прикладных
задач // Сб. работ Ленинградского ГМЦ. — 1985. — Вып. 2(15). — С. 3—21.
28. Борисов А. А. Климатография Советского Союза. — Л.: Изд. ЛГУ, 1970. — 309 с.
29. Борисов А. А. Климаты СССР в прошлом, настоящем и будущем. — Л.: Изд. ЛГУ,
1975. — 426 с.
30. Брязгин Н. Н., Дементьев А. А. Опасные метеорологические явления в Рос-
сийской Арктике. — СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. — 156 с.
31. Будыко М. И. Климат и жизнь. — Л.: Гидрометеоиздат, 1971. — 172 с.
32. Будыко М. И., Винников К. Я. Глобальное потепление//Метеорология и гид-
рология. — 1976. — № 7. — С. 16—26.
33. Булинская Н. А. Атлас барических характеристик циклонов и антициклонов. —
М.: Изд. Академии наук СССР, 1963. — 194 с.
34. Быкова Л. С. О сезонном распределении продолжительности солнечного сия-
ния // Тр. ГГО. — 1988. — Вып. 520. — С. 58—68.
35. Винников К. Я. Чувствительность климата. — Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
36. Воейков А. И. Влияние снеговой поверхности на климат // Избр. сочинения. Т. 2. —
1949.
37. Воейков А. И. Снежный покров, его влияние на почву, климат и погоду и способы
исследования // Избр. сочинения. Т. 2. — 1949.
38. Гаврилова М. К. Климат и многолетнее промерзание горных пород. — Новоси-
бирск: Наука, 1978. — 213 с.
39. Гальперин Б. М., Серякова Л. П. Основные закономерности коротковолновой
радиации и дневного радиационного баланса при различной облачности // Тр.
ЛГМИ. — 1964. — Вып. 22. — С. 11—34.
40. ГандинЛ. С. О расчетных метеорологических параметрах теплоотдачи зданий // Тр.
ГГО. — 1963. — Вып. 149. — С. 16—29.
41. Гвоздецкий Н. А., Михайлов Н. И. Физическая география СССР. — М.:
Мысль, 1970. — 543 с.
42. Гедеонов А. Д. Изменения температуры воздуха на северном полушарии за 90 лет. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1973. — 145 с.
43. Голикова Т. Н. Распределение ветровых нагрузок на провода воздушных линий
при гололеде на равнинной части Европейской территории СССР // Тр. ГГО. —
1978. — Вып. 408. — С. 58—61.
44. Голуб Е. В., Коробов Р. М. К вопросу климатологии наземного ветра / Проб-
лемы географии Молдавии. — 1973. — Вып. 8. — С. 72—81.
45. Гольцберг И. А. Агроклиматическая характеристика заморозков в СССР и мето-
ды борьбы с ними. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961. — 195 с.
646
46. Григорьев Г. Н. Радиационной режим южной тайги нижнего Приангарья //Кли-
матические условия и микроклимат таежной территории Сибири. — Новосибирск,
1980. — С. 49—100.
47. Груза Г. В. Колебания климата и хозяйственная деятельность человека // Обзор-
ная информация. — Обнинск, 1979. — Вып. 3. — 59 с.
48. Дробышев А. Д. Косвенные способы расчета режимных характеристик скорости
ветра и ее непрерывной продолжительности // Тр. ЗСРНИГМИ. — 1984. — Вып. 66. —
С. 59—74.
49. Дроздов О. А., Григорьева А. С. Влагооборот в атмосфере. — Л.: Гидроме-
теоиздат, 1963. — 156 с.
50. Евтеева Л. С. Режим максимальных скоростей ветра на северо-западе СССР // Сб.
работ Ленинградского ГМЦ. — 1985. — Вып. 2(15). — С. 31—43.
51.ЕфимоваН.А. К методике расчета величин эффективного излучения // Метеоро-
логия и гидрология. — 1961. — № 10. — С. 28—33.
52. Ефимова Н. А. Радиационные факторы продуктивности растительного покрова. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1977. — 215 с.
53. Жаков С. И. Происхождение осадков в теплое время года. — Л.: Гидрометеоиздат,
1966. — 245 с.
54. Житорчук Ю. В., Стадник В. В., Шанина И. Н. Исследование линейных
трендов во временных рядах солнечной радиации // Изв. АН. Сер. ФАО. — 1994. —
Т. 30, № 3. - С. 389—391.
55. Заварина М. В. Расчетные скорости ветра на высотах нижнего слоя атмосферы. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1971. — 162 с.
56. Заварина М. В. Строительная климатология. — Л.: Гидрометеоиздат, 1976. —
312 с.
57. Заварина М. В., Захаров А. Г., Семенов Ю. А. Районирование равнинной
части СССР по гололедным нагрузкам на провод гололедного станка // Тр. ГГО. —
1976. — Вып. 379. — С. 3—10.
58. Заварина М. В., Мытарев М. Н., Соколова С. Н. Преобладающий вид голо-
ледно-изморозевых отложений на ЕТР // Тр. ГГО. — 1978. — Вып. 408. — С. 11—14.
59. Занина А. А. Дальний Восток // Сер. Климат СССР. — Л.: Гидрометеоиздат,
1958. — Вып. 6- — 167 с.
60. Занина А.А. Кавказ // Сер. Климат СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961. —
Вып. 2. — 290 с.
61. Захаров А. Г. Распределение гололедных нагрузок на территории СССР // Тр.
ГГО. — 1984. — Вып. 485. — С. 78—93.
62. Захаров А. Г., Соколова С. Н. Плотность и масса гололедно-изморозевых отло-
жений в различных физико-географических условиях на ЕТС // Тр. ГГО. — 1979. —
Вып. 425. — С. 74—80.
63. Изменение средней температуры воздуха Северного полушария за 1941—1985 гг. /
К. Я. Винников, П. Я. Гройсман, К. М. Лугина, А. А. Голубев // Метеорология и
гидрология. — 1987. — № 1. — С. 45-—56.
64. Изменения температуры воздуха и облачности в 1967—1990 годах на территории
бывшего СССР / Н. А. Ефимова, Л. А. Строкина, И. М. Байкова, И. В. Малкова //
Метеорология и гидрология. — 1994. — № 6. — С. 66—69.
65. Исаев А. А., Терешин И. А. Некоторые особенности распределения месячной
продолжительности осадков по площадям экономических районов СССР '' Тр.
ВНИИГМИ—МЦД. — 1977. — Вып. 52. — С. 102—110.
66. Исаев А. А., Шумилина Н. О. Пространственные закономерности продолжи-
тельности осадков в январе и июле на территории бывшего СССР // Метеорология и
гидрология. — 1995. — № 7. — С. 24—30.
67. Карапетьянц Е. М. Климатические особенности положения границы распростра-
нения снежного покрова на территории СССР // Тр. ГГО. — 1978. — Вып. 404. —
С. 16—28.
68. Кац А. А. Сезонные изменения общей циркуляции атмосферы и долгосрочные про-
гнозы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1960. — 270 с.
647
69. Климат Белоруси / Под ред. В. Ф. Логинова. — Минск: Институт геологических
наук АН Белоруси, 1996. — 233 с.
70. Климат города. — Л.: Гидрометеоиздат, 1973—1988.
71. Климатический атлас СССР. Т. 1 и 2. — М., 1962.
72. Климатология / О. А. Дроздов, В. А. Васильев, Н. В. Кобышева и др. — Л.: Гид-
рометеоиздат, 1989. — 568 с.
73. Клюева М. В. Пространственно-временные закономерности распределения экстре-
мальных температур воздуха на территории России и стран ближнего зарубежья. —
Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. — СПб.: ГГО, 1993. — 18 с.
74. Кобышева Н. В. Косвенные расчеты климатических характеристик. — Л.: Гидро-
метеоиздат, 1971. — 190 с.
75. Кобышева Н. В., Гольберг М. А. Методические указания по статистической
обработке метеорологических рядов. — Л.: Гидрометеоиздат, 1990. — 85 с.
76. Кобышева Н. В., Наровлянский Г. Я. Распределение повторяемости пасмур-
ного и ясного неба над северным и южным полушариями. — Л.: Изд. ЛВИКА, 1969. —
15 с.
77. Кобышева Н. В., Наровлянский Г. Я. Климатическая обработка метеорологи-
ческих наблюдений. — Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — 295 с.
78. Колебания общей циркуляции атмосферы и долгосрочные прогнозы погоды /
Р. Ф. Бурлуцкий, X. X. Рафаилова, В. Г. Семенов, Ю. Б. Храбров. — Л.: Гидрометео-
издат, 1967. — 299 с.
79. Колоколов В. П. и др. Грозовая активность и ее изменение под влиянием естест-
венных факторов // Тр. ГГО. — 1986. — Вып. 498. — С. 63—69.
80. Кондратьев К. Я. Актинометрия. — Л.: Гидрометеоиздат, 1965. — 691 с.
81. Кондратюк В. И. Об устранении неоднородности в рядах ветра // Тр. ГГО. —
1985. — Вып. 436. — С. 130—136.
82. Копанев И. Д. Снежный покров на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат,
1978. — 181 с.
83. Копанев И. Д. Климатические аспекты изучения снежного покрова. — Л.: Гид-
рометеоиздат, 1982. — 237 с.
84. Кошеленко И. В. Туманы // Тр. УкрНИГМИ. — 1977. — Вып. 155. — 155 с.
85. Кравченко И. К. Климатические характеристики скорости ветра для задач атом-
ной энергетики. — Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. — Л.: ГГО, 1990. — 17 с.
86. Кудрявцев Б. П. О связи между изменениями температуры и точки росы во вре-
мени // Изв. АН СССР. Сер. ФАО. — 1967. — № 4.
87. Лебедев А. Н. Европейская территория СССР // Сер. Климат СССР. — Л.: Гидро-
метеоиздат, 1958. — Вып. 1. — 376 с.
88. Лебедев А. Н. Продолжительность дождей на территории СССР. — Л.: Гидроме-
теоиздат, 1964. — 509 с.
89. Лебедев А. Н., Михайленко Н. М. Методика комплексирования и графического
представления температуры и относительной влажности воздуха / / Тр. ГГО. —
1968. — Вып. 232. — С. 99—106.
90. Леднева К. В., Мещерская А. В. Многолетние ряды месячных сумм осадков,
осредненные по площади для основных сельскохозяйственных районов СССР. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1978. — 181 с.
91. Лободин Т. В. Исследование продолжительности грозна территории СССР // Тр.
ГГО. — 1974. — Вып. 301. — С. 178—184.
92. ЛомилинаЛ Е. Влияние физико-географических условий на гололедные нагруз-
ки // Тр. ГГО. — 1977. — Вып. 391. — С. 38—41.
ЭЗ. ЛомилинаЛ.Е. О влиянии рельефа на гололедно-изморозевые отложения //Ме-
теорология и гидрология. — 1977. — №2. — С. 49—55.
94. Мамедов М. А. Об эмпирических формулах обеспеченности, применяемых в гид-
рометеорологических расчетах // Метеорология и гидрология.— 1978.—№2.—
С. 60—71.
648
95. Мамедов Р. К. Пространственно-временные закономерности суточного максиму-
ма осадков на территории СССР. — Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. — Л.:
ГГО, 1988. — 20 с.
96. Мамонтов Н. В. Корреляция влажности воздуха, скорости ветра и количества
облачности в таежной зоне Западно-Сибирской низменности // Тр. НИИАК. — 1966. —
Вып. 42(2).
97. Мамонтов Н. В. Корреляционные связи температуры и относительной влажно-
сти воздуха на юго-западе Западно-Сибирской низменности //Тр. Новосибирского ре-
гионального гидрометцентра. — 1967. — Вып. 1(5).
98. Мамонтов Н. В. Статистические связи метеорологических элементов с температу-
рой воздуха // Тр. НИИАК. — 1967. — Вып. 48.
99. МамонтовН. В. Изменчивость температуры воздуха в различные часы суток на тер-
ритории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 95 с.
100. Мастрюкова Е. В. К методике расчета экстремальных скоростей ветра // Тр.
ГГО. — 1987. — Вып. 515. — С. 36—41.
101. Матвеев Л. Т. Общий курс метеорологии. Ч. 1. — Л.: Изд. ЛВВИА, 1958.
102. Мещерская А. В., Белянкина И. Г., Голод М. П. Мониторинг толщины
снежного покрова в основной зернопроизводящей зоне бывшего СССР за период
инструментальных наблюдений ' ’ Изв. РАН. Сер. геогр. — 1995. — № 4. —
С. 101—116.
103. Микроклимат СССР / Под ред. И. А. Гольцберг. — Л.: Гидрометеоиздат, 1967. —
285 с.
104. Мирвис В. М., Гусева И. П. Сезонные особенности в тенденции изменения
средних суточных температур воздуха на территории СНГ за последнее столетие //
Тез. докл. науч. конф, по результатам исследований в области гидрометеорологии
и мониторинга загрязнения природной среды. Сер. 31. — М., 1996. — С. 30—31.
105. Михель В. М., Руднева Н. В., Липовская В. И. Переносы снега при мете-
лях и снегопады на территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1969. — 203 с.
106. Мищенко 8. А. Суточный ход температуры воздуха и его агроклиматическое
значение. — Л.: Гидрометеоиздат, 1962. — 200 с.
107. Монин А. С. О климатологии теплового баланса // Изв. АН СССР. Сер. геогр. —
1963. — № 5. — С. 98—110.
108. Мониторинг общей циркуляции атмосферы. Северное полушарие. Бюллетень
1991—1995 / Росгидромет, Гидрометцентр, ВНИИГМИ—МЦД. — Обнинск, 1997. —
133 с.
109. Мухенберг В. В. Альбедо подстилающей поверхности территории Советского
Союза // Тр. ГГО. — 1968. — Вып. 209. — С. 44—52.
110. Мытарев М. Н., Соколова С. Н. Преобладающий вид гололедно-изморозевых
отложений на Азиатской территории СССР // Тр. ГГО. — 1980. — Вып. 440. —
С. 99—103.
111. Назарова И. В. Влияние ветра на температуру воздуха. — Л.: Гидрометеоиздат,
1964. — 128 с.
112. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Ч. 1. Вып. 3. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1985. — 300 с.
113. Наумова Л. П. Способ выделения тренда климатического ряда // Тр. ГГО. —
1979. — Вып. 425. — С. 36—41.
114. Наумова Л. П. Оценка влияния пропусков наблюдений на значения климатиче-
ских характеристик // Тр. ГГО. — 1983. — Вып. 475. — С. 20—25.
115. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Сер. 3. Многолетние дан-
ные. Ч. 1—6. — Л.: Гидрометеоиздат, 1968—1990.
116. Опасные явления погоды на территории Сибири и Урала. Ч. 1 / Под ред. С. Д. Ко-
шинского. — Л.: Гидрометеоиздат, 1979. — 381 с
117. Орлова В. В. Западная Сибирь // Сер. Климат СССР. — Л.: Гидрометеоиздат,
1962. — Вып. 4. — 360 с.
118. Пастух В. П., Анапольская Л. Е. Некоторые особенности годового хода тума-
нов на территории СССР // Тр. ГГО. — 1960. — Вып. 113. — С. 3—6.
649
119. Пашина О. Б., Карпенко В. Н. Особо холодные зимы в последние десятиле-
тия на территории ЕТС // Тр. ГГО. — 1987. — Вып. 575. — С. 50—57.
120. Педь Д. А., Туркетти 8. Л. Распределение суточных амплитуд температуры
воздуха на территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961. — 167 с.
121. Перунова М. С. Температура почвы в СССР // Сер. Климат СССР. Ч. VI. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1952. — 348 с.
122. Першина Р. А., Сапожникова С. А. О некоторых особенностях временной
структуры температурных рядов разного масштаба осреднения // Тр. НИИАК. —
1967. — Вып. 13. — С. 3—10.
123. Пивоварова 8. И. Радиационные характеристики климата СССР. — Л.: Гидро-
метеоиздат, 1977. — 335 с.
124. Пивоварова 8. И., Стадник В. В. Исследования выбросов суточных сумм сум-
марной радиации // Тр. ГГО. — 1980. — Вып. 412. — С. 128—145.
125. Пивоварова 8. И., Стадник В. В. Климатические характеристики солнечной
радиации как источника энергии на территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат,
1988. — 291 с.
126. Подготовка к изданию научно-прикладного справочника по климату СССР: От-
чет о НИР (заключительный) / ВНИИГМИ—МЦД. — II. 11.01.; № ГР 018636943. —
Обнинск, 1987. — 240 с.
127. Подрезов О. А. Опасные скорости ветра и гололедные отложения в горных райо-
нах. — Л.: Гидрометеоиздат, 1990. — 223 с.
128. Полозова Л. Г., Григорьева А. А. Колебания средней месячной температуры
воздуха на территории СССР за период 196? 1975 гг. '' Тр. ГГО. — 1980. —
Вып. 438. — С. 103—117.
129. Поляк И. И. Методы анализа случайных процессов и полей в климатологии. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1979. — 254 с.
130. Прилипко Г. И. К вопросу построения карт числа дней с грозой // Тр. ГГО. —
1980. — Вып. 440, — С. 114—121.
131. Применение барометрических формул для приведения давления воздуха к уров-
ню моря. — Л.: Гидрометеоиздат, 1949. — 51 с.
132. Псаломщйкова Л. М., Стадник В. В. К вопросу о вычислении аномалий сум-
марной радиации на территории СССР // Тр. ГГО. — 1990. — Вып. 532. —
С. 57—65.
133. Псаломщйкова Л. М., Стадник В. В. Поглощенная радиация на территории
СССР // Тр. ГГО. — 1990. — Вып. 532. — С. 43—56.
134. Раевский А. Н. Влияние рельефа на распределение гололедно-изморозевых от-
ложений // Тр. ОГМИ. — 1961. — Вып. 23. — С. 3—11.
135. Разова Е. Н. Статистические характеристики распределения средней месячной
температуры почвы на глубине 0,05 м. — Обнинск, 1994. — 4 с. — Деп. в
ИЦ ВНИИГМИ—МЦД, № 1175-гм 94.
136. Рекомендации по определению климатических характеристик ветро-энергети-
ческих ресурсов. — Л.: Гидрометеоиздат, 1989. — 79 с.
137. Рождественский А. В., Чеботаре.в А. И. Статистические методы в гидроло-
гии. — Л.: Гидрометеоиздат, 1974. — 424 с.
138. Руднева А. В. К вопросу о зависимости величины отложения льда на проводах
от рельефа // Тр. ГГО. — 1960. — Вып. 88. — С. 25—39.
139. Руководство по определению метеорологических нагрузок на различные соору-
жения: тема Ш.19.57 плана НИР и ОКР Госкомгидромета на 1980 г. // ГГО; Отв.
исполнитель М. М. Борисенко. — № ГР 79042957. — Л., 1980. — 80 с.
140. Сазонов Б. И. Суровые зимы и засухи. — Л.: Гидрометеоиздат, 1991. — 235 с.
141. Семенова Н. С., Семенов ГО. А. О применении функции распределения Джен-
кинсона для получения расчетных скоростей ветра // Тр. ГГО. — 1990. — Вып. 532. —
С. 16—25.
142. Сивков С. И. Методы расчета характеристик солнечной радиации. — Л.: Гидро-
метеоиздат, 1968. — 232 с.
650
143. Сидоренков Н. С. Исследования момента импульса// Изв. АН СССР. Сер. ФаО. —
1976. — Т. 12, № 6. — С. 579—587.
144. Слуцкий В. И., Трифонова Л. И. Методы расчета некоторых характеристик
ветрового режима // Тр. ЗСРНИГМИ. — 1984. — Вып. 66. — С.89—94.
145. Солоха Т. Ф. Опыт расчета повторяемости комплекса температуры и скорости
ветра в нижнем 100-метровом слое атмосферы // Тр. НИИАК. — 1966. — Вып. 37.
146. Справочник по климату СССР. Вып. 1—34. — Л.: Гидрометеоиздат, 1967—1970.
147. Справочник по климату СССР. Устойчивость и точность климатических харак-
теристик. Т. 3. Облачность, атмосферные явления. — Л.: Гидрометеоиздат, 1976. —
491 с.
148. Справочник по опасным природным явлениям в республиках, краях и областях
Российской Федерации. Под ред. К. Ш. Хайруллина. — Л.: Гидрометеоиздат,
1997. — 587 с.
149. Стадник В. В. Типизация эмпирических распределений суточных сумм суммар-
ной радиации на территории СССР // Тр. ГГО. — 1986. — Вып. 501. — С. 134—
147.
150. Стадник В. В. Временная изменчивость суточных сумм суммарной радиации. —
Автореф. дис. — Л.: ГГО, 1992. — 18 с.
151. Строительные нормы и правила. 4.П.СНиП—2.01.01.—82. Строительная климато-
логия и геофизика. — М.: Стройиздат, 1983. — 138 с.
152. Хайруллин К. Ш. Оттепели на территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат. 1969. —
88 с.
153. Хайруллин К. Ш., Яковлев Б. А. Влияние мезоклиматических условий на
грозы и град на территории СССР // Тр. ГГО. — 1990. — Вып. 532. — С. 131—139.
154. Хайруллин К. Ш-, Яковлев Б. А. Влияние урбанизации на грозы и град //
Тр. ГГО. — 1990. — Вып. 527. — С. 46—50.
155. Цвид А. А., Жариков М. А. Опыт нормирования ветровых нагрузок по на-
правлениям // Тр. НИИАК. — 1967. — Вып. 48. — С. 84—90.
156. Центры действия атмосферы Азиатско-тихоокеанского региона и летние особен-
ности погоды на побережье Японского и Охотского морей / Н. А. Дашко, С. М. Вар-
ламов, Е. X. Хан. Е. С. Ким // Метеорология и гидрология. — 1997. — №9. —
С. 14—24.
157. Чирков Ю. И. Агрометеорология. — Л.: Гидрометеоиздат, 1979. — 320 с.
158. Чубенко М. А. Изменения во времени и пространстве временной структуры от-
носительной влажности воздуха на территории СССР // Тр. НИИАК. — 1973. —
Вып. 83. — С. 80—106.
159. Шанина И. Н. О временной структуре распределения часовых сумм солнечной
радиации // Тр. ГГО. — 1988. — Вып. 520. — С. 82—86.
160. Швер Ц. А. Атмосферные осадки на территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат,
1976. — 302 с.
161. Швер Ц. А. Закономерности распределения количества осадков на континентах. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 282 с.
162. Шкадова А. К. Температурный режим почв на территории СССР. — Л.: Гидро-
метеоиздат, 1979. — 239 с.
163. Шульгин А. М. Температурный режим почвы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1957. —
241 с.
164. Щербакова Е. Я. Восточная Сибирь // Сер. Климат СССР. — Л.: Гидрометеоиз-
дат, 1961. — Вып. 5. — 300 с.
165. Юрмузина П. А. Сравнение непрерывной продолжительности штормов, рассчи-
танной по данным восьмисрочных и ежечасных наблюдений // Тр.
ВНИИГМИ—МЦД. — 1978. — Вып. 40. — С. 91—95.
166. Accuracy of Tretyacov Precipitation Gauge / D. Jang, В. E. Goodison, J. R. Metcalfe et al. //
Result of WMO Intercomparison Hydrological Processes. — 1995. — Vol. 9. —
P. 877—895.
651
167. A new perspective on resent global warming: Asymetric trends of daily maximum
and minimum temperature IT. R. Karl, P. D. Jones, R. W. Knight et al. // Bull. Am.
Met. Soc. — 1993. — Vol. 74. — P. 1007—1023.
168. Bengtsson L. Modelling and prediction of the climate system 11 AvH-Magazin. —
1997. — N 69. — P. 3—14.
169. Evaluation of long-term changes in radiation, cloudiness, and surface temperature
on territory of the former Soviet Union IG. M. Abakumova, E. M. Feigelson, V. Russak,
V. V. Stadnik // J. Climate. — 1996. — Vol. 9. — P. 1319—1327.
170. Fichctl C.H., Kaufman J.W., Vangam W.W. Characteristics of atmospheric
turbulence as related to wind loads on tall structures // J. Spacecraft Rockets. —
1969. — Vol. 6, 12.
171. Folland Ch. Current climate change: Can we detect a human — induced influence? //
European conf, on applied climatology. Norrkoping, Sweden, 7—10 May 1996. —
1996. — Abstract volume.
172. Inter decadal changes of surface temperature since the late nineteenth century /
D. E. Parker, P. Jones, С. K. Folland, A. Bevan // J. Geoph. Res. — 1994. — 99,
D7, 14, 373—14, 399.
173. IPCC, 1995. Climate change. The intergovernmental panel on climate change. 1995.
Edited.
174. Marine surface data for analysis of climatic fluctuations on interanual to century
time scales I D. E. Parker, С. K. Folland, A. Bevan et al. // European conf, on applied
climatology. Norrkoping, Sweden, 7—10 May 1996. — 1996. — Abstract volume.
175. Progress reports to CCL on statistical methods. WrDMP — N 32, WMO—TD N 834. —
WMO. — July 1997. — 115 p.
176. Riharhds K. Wind string winter uonfirmed // Seans. — 1985. — 227, 4684, 506.
177. Shearman R. J. Wave and wind directionality //Appl. Des. Struct. Int. Conf. Paris,
29—30 Sept. — 1982. — P. 195—211.
178. Shellard H. C. Extreme wind speeds over Great Britain and Northern Ireland ) Meteorol.
Mag. — 1958. — Vol. 87 — P. 257—265.
179. Wieringa J. An objective exposure correction method for average wind speeds
measured at a sheltered location // Quart. J. Met. Soc. 1976. — Vol. 102, N 431. —
P. 241—253.
180. Wong K.P. Some application of extreme wind and analysis with directionalities
considered Hong Kong Engineers. — 1980. — 8 N 7. — P. 21—22.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие . 3
Введение - 4
1 Краткие сведения о методах получения климатической информации, исполь-
зуемой для анализа климата .... .7
1.1. Основные положения и формулы.................................... 7
1.2. Особенности обработки метеорологических рядов для получения климатиче-
ских характеристик отдельных метеорологических величин и их комп-
лексов ...............................................................12
1.2.1. Солнечная радиация - - - ...... .12
1.2.2. Температура воздуха . 12
1.2.3. Температура почвы . . 14
1.2.4. Ветер................................................... 15
1.2.5. Атмосферное давление 17
1.2.6. Влажность воздуха . 18
1.2.7. Осадки.................................................. 18
1.2.8. Снежный покров ......................................... 21
1.2.9. Облачность .... 24
1.2.10. Атмосферные явления . . 25
2. Основные факторы формирования климата . 28
2.1. Краткая физико-географическая характеристика....................28
2.2. Общие понятия о климатической системе и климатообразующих факто-
рах ..................................................................33
2.3. Радиационные процессы и тепловой баланс . . .33
2.3.1. Солнечная энергия на границе атмосферы . 33
2.3.2. Радиационный баланс подстилающей поверхности 34
2.3.3. Тепловой баланс подстилающей поверхности ... . . 36
' 2.4. Атмосферная циркуляция и ее климатообразующая роль . . 37
2.4.1. Основные параметры общей циркуляции атмосферы . 37
2.4.2. Интенсивность циркуляции . . . . . ... 37
2.4.3. Центры действия атмосферы ............. . . 38
2.4.4. Блокирующие антициклоны ... .45
2.4.5. Муссонная циркуляция ....... . . 46
2.4.6. Североатлантическое и Южное колебания................... 46
2.4.7. Планетарная высотная фронтальная зона . . ...............48
2.4.8. Перспективные подходы к исследованию климатообразующей роли
атмосферной циркуляции.................................... 49
2.5. Влагооборот и его влияние на климат.............................50
653
3. Солнечное сияние, солнечная радиация, радиационный баланс . . 53
3.1. Продолжительность солнечного сияния . . ... 53
3.2. Солнечная радиация........... ............... . . .55
3.3. Радиационный баланс............................................. 65
3.4. Временная изменчивость характеристик солнечной радиации 73
4. Температурный режим . 87
4.1. Температура воздуха............................................. 87
4.1.1- Средняя месячная, средняя декадная и средняя суточная темпера-
тура ............................................................87
4.1.2. Переход средней суточной температуры через различные пре-
делы .......................................................... 115
4.1.3. Экстремальные характеристики температуры . 134
4.1.4. Заморозки............................................. . 162
4.1.5. Оттепели.................................................165
4.2. Температура почвы.......................................... ... 172
4.2.1. Средняя годовая, средняя месячная, средняя суточная темпера-
тура ..........................................................172
4.2.2. Экстремальные характеристики температуры . ... 188
4.2.3. Безморозный период на поверхности почвы .................196
4.2.4. Средняя месячная температура и изменчивость средней месячной и
средней суточной температуры почвы на глубинах до 20 см . . . . 198
4.2.5. Средняя месячная температура почвы на глубинах более 20 см и
ее изменчивость............................ .... . . 202
4.2.6. Глубина промерзания почвы . . 211
4.2.7. Вечная мерзлота....................................... . 213
5. Ветровой режим и атмосферное давление 215
5.1. Преобладающее направление ветра .... .215
5.2. Средняя месячная скорость ветра.............................. . 221
5.3. Характеристики изменчивости скорости ветра................... . 226
5.3.1. Изменчивость средней месячной скорости ветра . . 226
5.3.2. Изменчивость средней суточной скорости ветра . . .229
5.3.3. Изменчивость скорости ветра в отдельные сроки . ... 232
5.4. Максимальная скорость ветра................................ ... 241
5.4.1. Максимальная наблюденная скорость ветра ... . . 241
5.4.2. Расчетная скорость ветра редкой повторяемости . 246
5.4.3. Максимальные порывы ветра................. . . 253
5.4.4. Особо опасная скорость ветра . ... . 256
5.5. Слабый ветер и штиль . 258
5.6. Атмосферное давление 265
6. Режим увлажнения 272
6.1. Влажность воздуха.............................................. 272
6.1.1. Парциальное давление водяного пара . . . 272
6.1.2. Относительная влажность воздуха . . 277
6.2. Осадки..........................................................282
6.2.1. Факторы, формирующие пространственное распределение сумм
осадков........................................................282
6.2.2. Годовое и месячное количество осадков 284
6.2.3. Изменчивость месячных сумм осадков . . 297
6.2.4. Суточный максимум осадков...... 302
6.2.5. Число дней с осадками................. . . .... 305
6.2.6. Продолжительность осадков............................ 309
6.2.7. Интенсивность осадков . . ..............................317
654
6 3. Снежный покров............................................. . 329
6.3.1. Число дней со снежным покровом.........................330
6.3.2. Даты появления и схода снежного покрова и продолжительность
его залегания........................ 330
6.3.3. Средняя высота снежного покрова . . 334
6.3.4. Прирост высоты снежного покрова . . 336
6.3.5. Плотность снежного покрова . . . . 338
6.3.6. Запас воды в снежном покрове ......................... 339
6.3.7. Комплексная характеристика снежного покрова 340
7. Облачность...................................................... 343
7.1. Среднее годовое количество облаков 343
7.2. Годовой ход количества облаков . 345
7.3. Изменчивость количества облаков 347
7.4. Повторяемость пасмурного неба . 349
7.5. Суточный ход количества облаков 353
7.6. Формы облаков . 358
8. Комплексы метеорологических величин . 362
8.1. Температурно-влажностный комплекс . . 362
8.2. Температурно-ветровой комплекс 370
9. Гололедно-изморозевые отложения .... ... 374
9.1. Влияние физико-географических и климатических факторов на характе-
ристики гололедно-изморозевых отложений - - ... 374
9.2. Преобладающий вид отложений....................................381
9.3. Характеристики годовых максимумов массы гололедно-изморозевых от-
ложений ............................................................ 383
9.4. Гололедно-изморозевые нагрузки ............................... 385
9.5. Особо опасные гололедно-изморозевые отложения . . 389
10. Атмосферные явления 391
10.1. Туманы....................................................... 391
10.2. Метели . . . 403
10.3. Пыльные бури................................................. 413
10.4. Грозы, град, шквалы 419
10.5. Смерчи....................................................... 422
11. Изменения и изменчивость климата............................... 424
11.1. Принятые определения и общие сведения........................ 424
11.2. Произошедшие в последнее время изменения климата .... 425
11.3. Современные изменения климата на Северо-Западе России . - 430
Приложение • • 435
Список литературы................... • • 645
Монография
КЛИМАТ РОССИИ
Редактор О. М. Федотова. Художественный редактор Л. А. Унрод.
Технический редактор Н. Ф. Грачева. Корректор Е. А. Ежова.
Компьютерный набор и верстка Н. М. Селезнева.
ЛР № 020228 от 10.11.96 г.
Подписано в печать 26.12.01. Формат 70 х 100/ie- Печать офсетная. Бумага офсетная. Печ. л. 41.
Усл. печ. л. 52,89. Усл. кр.-отт. 52,89. Уч.-изд. л. 56,55. Тираж 1500 экз. Индекс МОЛ-1.
Гидрометеоиздат, 199397, Санкт-Петербург, В. О., ул. Беринга, д. 38.