Погода Брянск из Норвегии

Норвежский сайт прогноза погоды yr.no Брянская область

 

Климат России

 

1. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О МЕТОДАХ ПОЛУЧЕНИЯ КЛИМАТИЧЕСКОЙ ИНФОРМАЦИИ, ИСПОЛЬЗУЕМОЙ ДЛЯ АНАЛИЗА КЛИМАТА

1.2. Особенности обработки метеорологических рядов для получения климатических характеристик отдельных метеорологических величин и их комплексов

1.2.1. Солнечная радиации

К моменту составления справочника [115] и написания данной работы длина рядов превышала 25—30 лет. Как показано в [123], такой ряд обеспечивает определение средней многолетней месячной и годовой сумм радиации при вероятности 0,9 с ошибкой, не превышающей погрешность измерения.

Климатические характеристики сумм радиации вычислены по графикам суточного хода средних месячных и суточных значений интенсивности (энергетической освещенности) солнечной радиации.

Между сроками (интервал составляет 1 ч) принята линейная интерполяция.

Вычисленные таким способом суточные и месячные суммы отличаются от сумм, зарегистрированных самописцами в теплый период, на ± 1...3 %, в холодный — на ± 1...6 %. Часовые суммы на станциях, где есть самопишущие приборы, рассчитаны по записям этих приборов, а на станциях, где их нет — по графикам суточного хода.

Наряду с характеристиками радиации рассчитан коэффициент прозрачности р по формуле

 

 

1.2.2. Температура воздуха

 

Описание климата России выполнено по материалам наблюдений за температурой 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 воздуха за стандартное 30-летие ВМО (1961—1990 гг.). Информация за этот период 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 °С. Выход за этот предел возможен зимой в районах, где среднее квадратическое отклонение превышает 4 °С. Естественно, что данное рассуждение справедливо лишь в случае отсутствия векового хода температуры воздуха. Наличие трендовой составляющей в температурном ряду приводит к увеличению ошибок средних в 1,5—2 раза. Ошибки характеристик средней суточной температуры близки к таковым средней месячной температуры и то же самое можно сказать и об ошибках „срочных” данных.

Обычно средние суточные, пентадные и декадные многолетние характеристики получают косвенным методом А. А. Шепелевского. Предварительно строится 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 воздуха. 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. Поэтому по большей части станций как суточные, так и декадные значения температуры воздуха рассчитаны непосредственно осреднением за длинный ряд лет.

Наряду с моментными характеристиками по температурным рядам определяются экстремумы, непрерывная продолжительность (или выбросы) значений температуры воздуха не ниже или не выше заданного уровня, а также даты перехода средней суточной температуры воздуха через заданные пределы и периоды 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, месячные и годовые экстремумы соответственно.)

Первые экстремумы характеризуют .среднюю месячную температуру воздуха в наиболее теплое и наиболее холодное время суток.

Вторые экстремумы являются теми наивысшими и наинизшими значениями суточных экстремумов, которые могут наблюдаться ежегодно.

Наконец, третьи экстремумы представляют собой самое высокое и самое низкое значения температуры воздуха, встречавшиеся когда-либо за рассмотренный период.

Еще один вид экстремумов получен не по совокупности данных непосредственных наблюдений, а с помощью данных, уже обработанных и систематизированных 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 большинстве районов европейской части России и Западной Сибири, за исключением бассейна р. Волги и п-ова Ямал, наилучшим образом совпадают с первым предельным распределением Гумбеля, а на территории Восточной Сибири, Поволжья и п-ова Ямал — с нормальным распределением. Третье предельное распределение (Вейбулла) может быть применено лишь на западном и восточном побережьях Каспия.

Распределение абсолютных максимумов следует первому предельному распределению 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 — нормальное.

 Экстраполируя функцию распределения для экстремальных значений, параметры которой рассчитаны по характеристикам эмпирического распределения экстремумов температуры воздуха, определяют экстремальные значения температуры воздуха с заданной обеспеченностью (98 и 99 %).

Важными температурными характеристиками являются характеристики непрерывной продолжительности или выбросов температуры воздуха за уровень С. Рассчитаны среднее число выбросов за уровень С, среднее и максимальное время пребывания (средняя непрерывная продолжительность) температуры воздуха выше (ниже) С.

Ряды выбросов температуры воздуха часто моделируют с помощью гауссовской последовательности, но в данной работе использованы лишь эмпирические 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 температура в отдельные дни и годы может быть как ниже, так и выше этого уровня, 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 годового хода.

 

1.2.3. Температура почвы

 

Климатические характеристики температуры почвы (на поверхности и глубинах до 3,2 м) в целом аналогичны характеристикам температуры воздуха. Главные отличия методики их расчета от методики расчета характеристик температуры воздуха заключаются в использовании более коротких рядов, исключении в некоторых случаях из обработки данных за холодное полугодие, привязке к типу почвы, на которой ведутся наблюдения.

Использование сравнительно коротких рядов объясняется тем, что методика наблюдений за температурой почвы несколько раз менялась коренным образом и в ранние годы была ненадежной. Принято считать, что началом доброкачественных наблюдений является 1947 г., с данных за который и начата обработка.

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 вычислены.

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 характеристики вычислены за все месяцы. Так как в 70-е годы вытяжные термометры 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 совпадает 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 определяетея по мерзлотомеру. В данной работе в основном рассматривается эта величина.

Погрешности определения климатических характеристик температуры почвы, как правило, несколько больше таковых температуры воздуха, особенно зимой, когда и ряды короче, и изменчивость температуры поверхности почвы больше. Летом и на глубине вытяжных термометров они почти не отличаются от соответствующих характеристик температуры воздуха и не превышают 1 °С.

 

1.2.4. Ветер

 

Ветер — величина векторная, которая характеризуется модулем (скоростью) 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 определяется скорость ветра за 2 мин. При этом из-за технических особенностей флюгера точность отсчетов по нему уменьшается с ростом скорости ветра. Так, при скорости 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

 

где V — измеренное значение скорости ветра. Е. В. Мастрюкова [100], проанализировав работы, в которых сравниваются данные измерений скорости ветра разными приборами, пришла к выводу, что неоднородность таких рядов практически 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 скорости ветра умножались на этот коэффициент при скорости ветра > 10 м/с только при расчетах повторяемости скорости ветра.

Особенности методики наблюдений за порывами ветра и записи в таблицы ТМ-1 привели к практически неустранимой неоднородности совокупности порывов ветра. При наблюдениях по флюгеру сведения о порывах ветра заносятся 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. Естественно, что в этом случае порыв всегда больше максимальной скорости.

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 порывистости 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 характеристикой для практического применения, так как определяет динамическую нагрузку на любые высотные сооружения, в том числе и на ветродвигатели. 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 расчетов используются также ряды ограниченной длительности, начинающиеся с середины 50-х годов, когда на сети были установлены флюгеры с тяжелой доской. При этом в таблице указан тип прибора, по которому зарегистрирована скорость ветра.

Расчетные методы получения максимальной скорости ветра сводятся к аппроксимации распределений скорости ветра двумя функциями.

Первый метод основан на использовании информации о ветре во всем диапазоне измерений скорости ветра. Для аппроксимации распределения скорости ветра используется функция Вейбулла вида

 

 

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 скорости ветра описывается первым предельным распределением (Гумбеля), имеющим вид.

 

 

 

Оба метода реализовывались в основном графическим способом по соответствующим 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 направлений ветра вычислена от числа наблюдений без учета штилей. Повторяемость штилей определена в % от общего числа наблюдений. В справочниках [115, 146] указана степень защищенности станции по классификации Ю. В. Милевского. Степень защищенности станции может быть учтена в соответствии с методикой, изложенной в [136].

В заключение укажем примерный диапазон ошибок основных климатических характеристик ветра, использованных в данной монографии.

Статистические ошибки расчета повторяемости направлений ветра составляют 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 нарушения однородности рядов являлись изменения высоты установки барометра и инструментальных поправок.

Эти нарушения однородности устранены с помощью приведения показаний барометров, находящихся на разных высотах, к одной высоте хорошо известными 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 данным в некоторых случаях скорректированы.

Ошибки базовых характеристик атмосферного давления не превышают нескольких десятых гектопаскаля.

 

1.2.6. Влажность воздуха

 

Климатические характеристики влажности (парциального давления, относительной 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, полученным по 3-срочным наблюдениям. Это и нецелесообразно, так как, хотя изменения 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 изменчивостью, 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, которые приводят к недоучету осадков.

В справочнике [115] указано месячное и годовое количество осадков с поправкой на смачивание. Эта поправка с 1966 г. вводится в текущие наблюдения, так как без нее искажается число дней с небольшим количеством осадков. При анализе рядов до 1966 г. авторы [115] также ввели поправку с целью сохранить их однородность. Однако есть основание полагать, что с использованием 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 искажает 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 коэффициента 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 всяких изменений в таблицах дается поправочный коэффициент на ветровой недоучет осадков, разработанный ранее. Ряды данных на последний коэффициент не умножались.

Если читателю понадобится выполнить балансовые расчеты или очень точно оценить количество осадков в зимнее время, он может воспользоваться таблицей коэффициентов в [146].

Ряды осадков по всем станциям, данные по которым анализируются в тексте, проверены на однородность. Проверка выполнена методом „ступенчатого тренда” , который применительно к осадкам особенно полезен, так как позволяет 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 расстоянии не более, а чаще менее 100 км.

Тем не менее во всех сомнительных случаях авторы наряду с принятым методом „ступенчатого тренда” проводили дополнительную проверку классическим методом построения корреляционных графиков.

Таким образом, устранены все нарушения однородности рядов, в том числе два наиболее крупных, произошедших одновременно на всей сети. Первое нарушение 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 станций перешли к новому прибору — осадкомеру с защитой Третьякова, который заменил дождемер с защитой Нипфера. Для устранения второй неоднородности введены поправки, полученные на основании ряда параллельных наблюдений 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 проводится разделение осадков по трем видам: жидкие, твердые и смешанные. В работах 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 значений 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 периоды 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 метеорологические 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 состоит из двух частей. При специальной обработке в последнее время такой дождь (снегопад) относят к тем метеорологическим суткам, на которые пришлась его наибольшая часть. Однако такая обработка по всей сети станций требует значительных трудозатрат, 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 распределения: для районов недостаточного увлажнения — гауссовская функция, для районов нормального и избыточного увлажнения — логнормальная. В предгорьях 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 формула [95], позволяющая включить в процедуру аппроксимации все наблюденные максимумы, даже те, которые заметно выпадают из общей совокупности и при обычных расчетах, как правило, не принимаются во внимание.

Формула имеет вид

 

 Привычной характеристикой осадков, традиционно включаемой во Нее 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 интенсивности. Так как распределение значений интенсивности можно получить, только вручную обрабатывая плювиограммы, раньше ограничивались лишь числом дней с осадками. Авторы монографии воспользовались данными отдельных работ [21—23], которые позволили более точно охарактеризовать интенсивность 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 интенсивности осадков, является их продолжительность.

Обработка рядов продолжительности осадков осложняется тем обстоятельством, 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 продолжительности до целого часа, и округлялась продолжительность каждого дождя, а не итоговая месячная продолжительность, как до этого. Поэтому авторам [115] пришлось выполнить корректировку данных на основе сравнения по опорным станциям значений продолжительности осадков, определенных разными способами за 5 лет, предшествующих 1959 г.

Средняя месячная и годовая продолжительности осадков в часах рассчитаны за более короткий период по сравнению с другими характеристиками осадков, началом которого служит 1936 г. В этом году было введено двухразовое измерение осадков взамен одноразового. Кроме средних и максимальных значений продолжительности осадков, определена также за центральные месяцы сезонов и год продолжительность осадков заданной обеспеченности. Квантили продолжительности осадков определены расчетным способом по функциональным сетчаткам — нормальной и логнормальной, а иногда гамма-распределения.

 

1.2.8. Снежный покров

 

Снежный покров так же, как и осадки, характеризуется большой изменчивостью во времени и в пространстве, но его распределение в большей степени зависит 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 стационарно установленным (постоянным) рейкам и с помощью снегосъемок. По данным 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 характеристик. Основные характеристики вычисляются не по месяцам, как для других метеорологических величин, а по декадам. Это связано с тем, что возрастание высоты снежного покрова в течение зимы и уменьшение ее в конце зимы происходят очень быстро, что не позволяет проследить динамику состояния снежного покрова.

Средние значения высоты снежного покрова в начале и конце зимы рассчитаны только в том случае, когда снежный покров наблюдался в соответствующей 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 периода независимо от наличия снега в данной декаде. Только в тех случаях, когда по снегосъемкам снег не отмечался, в то время как при наблюдениях по постоянной рейке он зафиксирован, в процесс осреднения данных по снегосъемкам этот год не включался.

Средние декадные высоты рассчитаны только для тех станций, где снежный 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 осреднены наибольшие (наименьшие) декадные значения высоты снежного покрова, выбранные из каждого года, независимо от того, в какие декаду и месяц они наблюдались. Наименьшая декадная высота снежного покрова за год является 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 наименьшие значения высоты за зиму вычислены для обоих способов наблюдений. Расчеты по постоянной рейке проведены для открытых участков. А участок проведения снегосъемок располагался в том ландшафте, который преобладал в районе станции. В [115] отмечен вид участка наблюдений.

Изменчивость наибольшей за зиму декадной высоты снежного покрова характеризуют средние квадратические отклонения, которые вычислены также по результатам наблюдений по постоянной рейке. Для их расчета использованы данные станций с наиболее длинными рядами наблюдений за период 1900—1980 гг.

Ряды декадных значений высоты снежного покрова проверены на однородность, и нарушения однородности исключены. Так, начиная с 1977 г. в месячных выводах таблицы ТМ-1 указывалась не средняя декадная высота, а высота на последний день декады. Поэтому за последние годы декадная высота рассчитана по ежедневным данным. При смене места измерений в течение выбранного 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 приобретают 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 рассчитаны 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 декадной высоты снежного покрова. В отличие от средних значений высоты снежного покрова, средние плотность и запас воды вычислены только по данным тех лет, когда снежный покров образовывался. Так как плотность снежного покрова начинают измерять лишь тогда, когда его высота достигает 5 см весной и осенью, крайние декады, для которых указана высота снежного покрова и его плотность, могут не совпадать. Крайние декады в таблицах плотности и запаса воды одни и те же, но в таблицах плотности иногда указана значащая цифра, а в таблицах запаса воды проставлена звездочка.

Средние многолетние значения плотности (кг/м3) и запаса воды в снеге рассчитаны 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 декадной высоты снежного покрова. В отличие от средних значений высоты снежного покрова, средние плотность и запас воды вычислены только по данным тех лет, когда снежный покров образовывался. Так как плотность снежного покрова начинают измерять лишь тогда, когда его высота достигает 5 см весной и осенью, крайние декады, для которых указана высота снежного покрова и его плотность, могут не совпадать. Крайние декады в таблицах плотности и запаса воды одни и те же, но в таблицах плотности иногда указана значащая цифра, а в таблицах запаса воды проставлена звездочка.

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.

Вес (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 кратковременные нагрузки на легкие покрытия, в частности остекленные поверхности парниково-тепличных хозяйств, приносящие большой ущерб народному хозяйству, 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 количеству 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 максимальный 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 продолжительность и устойчивость.

Известно, что во многих районах снежный покров, появившись в первый раз, затем сходит и устанавливается на зиму только после устойчивого понижения 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 внимание перерыв в 1 день в начале зимы, если ему предшествовало залегание снежного 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.

Иногда имеются за зиму два периода с устойчивым снежным покровом или более. Это означает, что такие периоды разделены более чем 5 днями без снежного покрова.

При продолжительности залегания снежного покрова менее 1 мес или с перерывами более 3 дней в пределах каждого месяца снежный покров считался неустойчивым.

Рассчитаны средние многолетние самые ранние и самые поздние даты появления и схода снежного покрова и аналогичные даты образования и разрушения 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 разрушения 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 появления и самого позднего схода снежного покрова, даты же самого позднего появления 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 характеристики 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 вычислены 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 повторяемость (% ) 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 характеристики изменчивости суточного количества облаков (среднее квадратическое отклонение, коэффициент асимметрии и коэффициент автокорреляции). Все они вычислены за период 1966—1980 гг.

Высота нижней границы облаков определяется по визуальным наблюдениям 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 величин, но обычно находится в градации количества облаков, наименее вероятной. 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 конкретный месяц. Так как однородность ряда по количеству облаков при переходе от 4-срочных наблюдений к 8-срочным нарушена, повторяемость облачности получена как среднее взвешенное значение по формуле

 

Сохранить l и k одинаковыми для всех станций, т.е. использовать ряды совершенно 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) рассчитывалась 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 возможны случаи полностью ясного неба или наличия двух форм облаков и более одновременно.

Абсолютная повторяемость каждой формы облаков вычисляется по формуле

 

 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 явлений рассчитывают характеристики частоты возникновения и продолжительности явления.

Частота возникновения атмосферных явлений представлена средним и наибольшим числом дней с явлением, а продолжительность — средней продолжительностью и повторяемостью явления различной непрерывной продолжительности.

Наблюдения за атмосферными явлениями ведутся визуально и, следовательно, всегда содержат элемент субъективности. Кроме того, методика наблюдений в прошлые годы менялась, что затрудняло обработку материала, особенно 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 градации продолжительности явлений (по всем явлениям, кроме гроз, не меньше часа). Для такого кратковременного явления, как град, характеристики продолжительности вообще не вычислялись.

Все характеристики перечисленных выше атмосферных явлений, кроме града, получены за период с 1936 по 1980 г., а наибольшее число дней с явлением — по 1985 г.

Число дней с градом, как явлением чрезвычайно редким, выбрано за период, 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 явлением. При расчете первой характеристики сумма продолжительности всех случаев 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 продолжительности отдельных случаев с явлением разнесены по градациям, и число 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, подсчитывалась общая непрерывная продолжительность явления от момента его возникновения 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 который пришлась большая доля продолжительности явления.

На фоне указанного общего подхода к климатической характеристике атмосферных явлений имеются некоторые особенности климатологических обобщений каждого из явлений, которые следует отметить.

Так, при расчете среднего числа дней с туманом в целях достижения однородности 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 станции в обработку не включались. Средняя продолжительность тумана в день с туманом представлена за теплое и холодное полугодия и за год в целом. Непрерывная продолжительность тумана представлена наиболее полно в виде распределения ее различных значений.

Климатическая характеристика продолжительности грозы в день с грозой представлена средним значением в часах и максимальной непрерывной продолжительностью. Особенностью климатологической обработки данных о 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 некоторых затруднений при обработке рядов числа случаев с метелью, а также по той причине, что средняя продолжительность такого явления, как метель, достаточно 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 следующим 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 характеристика, как непрерывная продолжительность, полностью идентична просто продолжительности .

 

Гололедно-изморозевые образования

 

К гололедно-изморозевым образованиям относится ряд сложных отложений: гололед, зернистая и кристаллическая изморозь и замерзший мокрый снег, осаждающийся на проводах. Эти образования также причисляют к атмосферным явлениям, одновременно измеряя их массу с помощью прибора (гололедного станка).

В общей части [115] гололедно-изморозевые отложения представлены такими 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 коэффициент корреляции между соседними членами ряда наблюдений), а также повторяемость (%) направления ветра, штилей, скорости ветра при максимальном 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 КЛИМАТ

2.1. Краткая физико-географическая характеристика

 

 Около 70 % территории страны занято равнинами, низменностями и плоскогорьями, простирающимися на тысячи километров с севера на юг и с востока на запад и образующими как бы внутреннюю часть огромного амфитеатра, открытого к северу и ограниченного с юго-запада, юга и юго-востока горными системами. 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 земного шара — Русская равнина (площадь около 5,5 млн км2, средняя высота около 200 м) (рис. 2.1). Она состоит из системы возвышенностей (Среднерусская, 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 уровня Мирового океана на 26—28 м.

На востоке Русская равнина прерывается горной системой Урала. Ее протяженность около 2000 км. Наиболее высокие вершины расположены в северной и южной частях, самая высокая из них — г. Народная (1895 м). В средней части 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 колеблется от 50 до 150 м, лишь на западе (в приуральской части) и в пределах Алтая 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 низменность, 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 низменность 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 поверхности колеблется от 50 до 200 м над уровнем моря.

 

 

Для поверхности этого района характерны многочисленные котловины существующих или уже исчезнувших озер, в основном карстового происхождения.

К югу от полосы прибрежных низменностей расположено одно из крупнейших 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 Путорана (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 Среднеангарский кряж с высотами до 700—1000 м. Водоразделы рек Нижней Тунгуски, Ангары и Вилюя сглажены, имеют абсолютные отметки 400—600 м. Чередование горных пород различного происхождения привело к образованию на плоскогорье различных типов речных долин. Они то узкие, продольно-ступенчатые, то широкие, с многочисленными островами и протоками.

Северо-восточная часть плоскогорья переходит в Лено-Вилюйскую (Центральноякутскую) низменность с абсолютными отметками от 100 до 200 м, а по периферии — до 400 м.

Горные системы России, сосредоточенные в основном на юге, имеют большое физико-географическое и, прежде всего, климатообразующее значение. Если открытость огромных пространств территории к северу — Арктическому бассейну — способствует глубокому проникновению на юг холодных воздушных масс, то горные системы на юге являются практически непрерывным барьером 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 Кавказа, находящимся на российской территории, относятся Предкавказье, ограниченное 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 Таманского до Алшеронского полуострова. Большая высота Главного Кавказского хребта и обильное его увлажнение создают благоприятные условия для образования 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 субширотное простирание, другие расходятся радиально. Между хребтами залегают глубокие впадины или плато. Наибольшей высоты Алтай достигает в районе 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 возвышенность с мягкими очертаниями рельефа, со средними высотами от 350 до 450 м над уровнем моря. Кузнецкий Алатау имеет более значительную высоту — 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 одними из самых увлажненных мест на территории Сибири.

Саянская горная область состоит из системы узких ветвящихся хребтов, простирающихся от верховий р. Абакана до истоков рек Казыра и Уды на северо-востоке. Высота Западного Саяна достигает 2800—2922 м. Хребты Западного 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 Восточного 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 длиной 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 побережье оз. Байкала образовано узкой полосой плосковершинных возвышенностей и хребтов, образующих уступ до 450 м, обращенный к Среднесибирскому плоскогорью. Баргузинский хребет отличается заостренными вершинами и высотами до 2724 м над уровнем моря.

Огромное пространство между Прибайкальем на западе и р. Аргунь на востоке обычно называют Забайкальем. На северо-востоке в Забайкалье входит Становой хребет и обширное Становое нагорье. В Забайкалье преобладает среднегорный 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 Северо-Восточной Сибири.

Верхоянская горная система, простирающаяся на 1700 км, отделена от хребта Черского Янским, Эльгинским и Оймяконским плоскогорьями с абсолютными высотами до 800—900 м. Так как эти плоскогорья окаймлены хребтами с высотами до 1500—1800 м, то по отношению к ним плоскогорья являются своеобразными впадинами.

В пределах Колымской низменности располагаются Алазейское плоскогорье 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 (крупнейшие из них — Юкагирское и Анадырское). Такой же характер рельефа сохраняется на всей территории вплоть до Чукотского полуострова и Анадырской и Пенжинской низменностей.

Система Верхоянского хребта достигает наибольшей высоты в юго-восточной чаЩи (около 2500 м над уровнем моря). Высшая точка — 2950 м — находится на хребте Сунтар-Хаята, преобладают высоты около 1500 м. Самым высоким является хребет Черского (г. Победа, 3147 м). Колымское нагорье состоит 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, Буреинский, Сихотэ-Алинь, горы о. Сахалин, дуги Курильских островов.

Корякское нагорье состоит из параллельных цепей высотой от 1000 до 1500 м (высшая точка — г. Ледяная, 2562 м), разделенных межгорными понижениями. 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, гипсометрические уровни которой не превышают 200 м.

На северном побережье Охотского моря расположены горные хребты, сильно расчлененные долинами многочисленных рек. Склоны хребтов круто спускаются 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 направления, близкого к меридиональному (хребет Сихотэ-Алинь), до широтного (система хребтов Тукурингра—Джагды).

Система хребтов Тукурингра—Джагды простирается с запада на восток на расстояние свыше 800 км. Преобладают цепи хребтов со сглаженными вершинами высотой до 1600 м. Южнее горной системы располагается слабо расчлененная Зейско-Буреинская равнина с отметками поверхности от 150 до 400 м над уровнем моря. К восточной окраине равнины прилегает Хингано-Буреинское 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 низменности 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 северо-восточного направления, разделенных продольными долинами. Для Сихотэ-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 вершинами, 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 вулканом 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. Атласова — 2339 м.

Большая часть территории о. Сахалин также занята горными хребтами, которые образуют параллельные цепи вдоль западных и восточных берегов острова — Западный и Восточный хребты. Высшая точка — г. Лопатина (1609 м) — расположена в средней части Восточного хребта

Между хребтами располагается Тымь-Поронайская низменность с отметками высот 100—150 м.

Остров Сахалин так же, как Курильские острова и п-ов Камчатка, чрезвычайно сейсмичен [5, 13].

 

2.2. Общие понятия о климатической системе и климатообразующих факторах

 

Климатическая система состоит из атмосферы, гидро-, лито-, крио- и биосфер. 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 особенности взаимодействия между атмосферой и другими звеньями полной климатической системы. Прежде всего рассматривается взаимодействие между атмосферой и подстилающей поверхностью: распределением материков и океанов, рельефом, внутренними водоемами, растительностью.

Внутренними климатообразующими факторами данной упрощенной системы являются общая циркуляция атмосферы и влагооборот.

Рассмотрим кратко основные климатообразующие процессы, характерные для территории России и объясняющие особенности ее климата и его изменчивости, 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 м 2 горизонтальной поверхности на границе атмосферы, называется инсоляцией и определяется следующим выражением:

 

 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 радиация 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 широтах, близких к 40° с.ш. (южная граница России), его значение составляет зимой от 12 до 18 МДж/м2. В период с конца мая до середины июля нарушается 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 радиация убывает к полюсам, причем в день весеннего равноденствия она несколько больше, чем в день осеннего равноденствия, что объясняется более близким положением Земли к Солнцу в марте по сравнению с сентябрем.

 

Годовой ход поступления солнечной энергии на границу атмосферы определяется склонением Солнца 5 и относительным расстоянием между Землей и Солнцем R0

На Северном полюсе приток солнечной радиации имеет простой годовой ход с максимальными значениями в июне и периодом его отсутствия, продолжающимся с 23 сентября по 21 марта. Подобный годовой ход имеет место на всех широтах выше Северного полярного круга, с той лишь разницей, что продолжительность 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 лучистая энергия Солнца претерпевает существенные преобразования. При прохождении через атмосферу солнечная радиация частично рассеивается и поглощается как молекулами самого воздуха, так и термодинамически активными примесями.

Ослабляющее действие атмосферы на солнечную радиацию при отсутствии облаков характеризуют коэффициентом прозрачности. При одном и том же коэффициенте прозрачности наиболее сильное ослабление солнечной радиации происходит в тех географических районах, где Солнце чаще находится на больших зенитных расстояниях, т. е. в высоких широтах. При коэффициенте прозрачности р = 1 Северный полюс во время летнего солнцестояния получает наибольшее 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 меньше радиации, чем в любую другую точку в северном полушарии.

В реальных условиях распределение прямой солнечной радиации по земному шару, помимо прозрачности атмосферы, зависит от характера географического 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°), распределение 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 поступает радиация, рассеянная на микронеоднородностях воздуха, частицах аэрозоля и облачных частицах. Суммарная доходящая до земли прямая и рассеянная радиация на территории России изменяется от 2800 МДж/м2 на северном 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 поверхности, 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 земной поверхности. Эффективное излучение, являющееся разностью излучаемого и поглощаемого подстилающей поверхностью длинноволнового излучения, составляет расходную часть радиационного баланса подстилающей поверхности.

Выражение для радиационного баланса земной поверхности имеет вид

Годовые суммы радиационного баланса суши на территории России изменяются от 300 МДж/м2  на п-ове Таймыр до 2200 МДж/м2  на южной границе.

 Более подробно характеристики прямой солнечной радиации, поступающей на подстилающую поверхность, так же как и характеристики других составляющих радиационного баланса подстилающей поверхности, представлены и анализируются в п. 3.1.

 

2.3.3. Тепловой баланс подстилающей поверхности

Радиационный баланс является не единственным, хотя и основным, фактором, формирующим тепловой режим атмосферы. Совокупность факторов, определяющих температуру подстилающей поверхности, составляет тепловой баланс подстилающей поверхности, для которого можно записать следующую упрощенную формулу:

 

Последний член в формуле значительно меньше по сравнению с остальными членами и им часто пренебрегают. Однако он имеет важное значение для формирования распределения суточных температур воздуха и поэтому сохранен.

Затраты тепла на испарение влаги за год наименьшие в крайних южных и северных районах России, где они составляют около 500 МДж/м2. Максимальные 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 радиационный 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 увлажнения почвы. Он имеет, как правило, отрицательные значения с сентября по февраль и положительные в остальные месяцы.

Тепловой баланс подстилающей поверхности не учитывает процессы, протекающие во всей толще атмосферы, а потому и не может полностью объяснить распределение температуры во всей атмосфере.

Не рассматривая подробно тепловой баланс системы Земля—атмосфера, который для земного шара равен нулю, заметим, что радиационный баланс этой системы компенсируется не только фазовыми преобразованиями тепла и турбулентным теплообменом, но и поступлениями энергии за счет межширотного обмена масс воздуха и воды с различными температурными характеристиками. 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, рассмотрим в следующем разделе ее климатообразующую роль.

 

2.4. Атмосферная циркуляция и ее климатообразующая роль

2.4.1. Основные параметры общей циркуляции атмосфер

 

Общая циркуляция атмосферы (ОЦА), т. е. совокупность основных атмосферных течений, является одной из характеристик состояния климатической системы и вместе с тем оказывает большое влияние на формирование климатического режима отдельных регионов.

Основной причиной, порождающей атмосферную циркуляцию, является неодинаковый радиационный баланс на различных широтах на земном шаре. Однако сравнительно простой механизм атмосферной циркуляции, возникающей за счет термических различий между низкими и высокими широтами, существенно усложняется благодаря действию ряда других факторов, таких как термические различия между материками и океанами, влияние трения и вращения Земли, волно- и вихреобразование.

Ежедневные карты погоды показывают, что распределение давления и воздушных течений над большими площадями земной поверхности носит очень сложный характер и существенно меняется во времени. Большинство барических образований, возникающих в нижней и верхней тропосфере, подвижны и недолговечны. Хотя создаваемые ими воздушные потоки и приводят к изменениям метеорологических параметров, но на климатический режим они оказывают слабое воздействие. Однако ОЦА присущи и устойчивые особенности, проявляющиеся при статистическом подходе к ее изучению. Они и накладывают определенный отпечаток на климат в данном географическом районе.

Общая циркуляция атмосферы включает ряд крупномасштабных движений: западный перенос масс воздуха как в тропосфере, так и во всей или части стратосферы; циркуляцию воздуха в системе внетропических циклонов и антициклонов, 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 давление 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 помощью характеристик ее основных параметров [108]. Авторы [108] провели подробный анализ перечисленных параметров за последнее десятилетие.

 

2.4.2. Интенсивность циркуляци

 

Важным параметром атмосферной циркуляции является ее интенсивность, которая традиционно характеризуется с помощью средних месячных значений индексов зональной Iа и меридиональной Iм циркуляции [108], а также аномалий этих индексов.

Еще одним параметром ОЦА является момент импульса зональных ветров [108], который определяется по формуле

 

 

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 климата и его изменчивости. Так, усиление в зимнее время западного переноса на территории России приводит к формированию теплого и влажного летне-осеннего периода.

Сильный западный перенос, как указывают авторы [108], отмечался, например, 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 давления. Эти области, отмечаемые в данном географическом районе в течение всего года, принято называть постоянными (или перманентными) ЦДА. Области повышенного (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 минимумы, а к сезонным — сибирский максимум (зимний) и азиатский минимум (летний), формирующиеся над континентом.

Расчленение поля среднего давления на отдельные области низкого давления происходит под влиянием термического и динамического факторов. В первом приближении можно считать, что в наиболее высоких и низких широтах главная роль в формировании поля давления принадлежит термическому фактору. Термический контраст между низкими и высокими широтами возникает не только у поверхности земли, но и во всей толще атмосферы. Градиент давления в среднем так же, как и градиент температуры воздуха, направлен от низких широт к высоким. Градиент давления и сила Кориолиса являются главными причинами западного переноса. Однако адвекция температуры приводит к изменению горизонтальных градиентов температуры и, следовательно, к усилению или ослаблению высотных фронтальных зон и к изменению горизонтального градиента давления.

Неравномерное изменение высотного барического поля вызывает сходимость 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 усиливается при взаимодействии атмосферы с энергоактивными зонами океана. Поэтому в тех районах земного шара, где создаются условия для интенсивной адвекции 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 OT300 в январе отмечаются ложбины холода, а над океанами — гребни тепла. Летом, когда влияние динамического фактора уменьшается, а термический фактор над океанами способствует повышению давления, океанические минимумы в умеренных широтах ослабевают или исчезают совсем, а субтропические антициклоны усиливаются. На картах OT300в июле гребни тепла располагаются над континентами (в России также над азиатской частью). Аналогичная картина распределения давления наблюдается практически во всей тропосфере.

Карты абсолютной топографии АТ500 в январе и июле повторяют карты OT31000 .

 С процессами цикло- и антициклогенеза связаны климатологические фронты, т. е. зоны наиболее частого возникновения главных фронтов. Их географическое положение представляет интерес с точки зрения формирования климата. На рис. 2.3 указано положение климатологических фронтов в январе и июле (по С. П. Хромову). Как видно из рисунка, на территорию России оказывают 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 побережья, 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 Чукотки.

Система ПФ располагается от 30 до 50° с.ш. В январе одна ветвь климатологического 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 России 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 % ) приходится на зиму. Над Черным морем нередко возникают, а также генерируются средиземноморскими циклонами новые циклонические возмущения, перемещающиеся на юго-восток европейской части России. С прохождением средиземноморских циклонов связаны вторжения воздушных масс в районы Закавказья с запада и востока.

Антициклоны над европейской частью России перемещаются с северо-востока по западной и восточной траекториям, а также с севера на юг с небольшой западной составляющей. Две из этих траекторий лежат на крайнем юге европейской части и в северо-западной части побережья Баренцева моря, а основная центральная траектория делит европейскую часть страны и вытянута с северо-запада (район Кольского полуострова) на юго-восток. На юго-востоке европейской части антициклоны в зимнее время обычно стационируют.

 

Западная Сибирь, так же как европейская часть России, находится в области преобладающего западного переноса. Траектории циклонов здесь являются продолжением тех траекторий, которые отмечены над европейской частью. Одна из траекторий атлантических циклонов проходит по северному побережью в направлении с юго-запада на северо-восток, а две другие траектории средиземноморских циклонов прослеживаются лишь на юго-востоке Западной Сибири и оканчиваются в Восточной Сибири и даже на Чукотке. Каспийские циклоны перемещаются еще южнее средиземноморских, но тоже к северо-востоку и выходят на Камчатку, пересекая Охотское море.

На территории России имеются условия для активного развития циклонов и антициклонов, которые являются одним из механизмов межширотного обмена масс воздуха.

Изучение путей перемещения циклонов и антициклонов и их регенерации позволило установить, что подвижные циклоны имеют в среднем составляющую движения из более низких широт в более высокие, а антициклоны — наоборот.

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 России 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, которые 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 расходятся над азиатской частью России. Вдоль балтийской ветви циклоны продолжают 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. обширной Западно-Сибирской низменности, защищенной Уральским хребтом от западных потоков воздуха и открытой со стороны Северного Ледовитого океана, 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 низменностью располагается барическая ложбина, над Уралом — небольшой гребень, а над Среднесибирским плоскогорьем — ярко выраженный отрог азиатского антициклона

В формировании ложбины основная роль принадлежит циклонам АФ, среди 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 депрессий.

В формировании ложбины основная роль принадлежит циклонам АФ, среди 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 депрессий.

Летом наибольшей циклоничностью отличаются лесные районы Западно-Сибирской 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 перекрещиваются. Один из путей направлен с северо-запада на юго-восток, другой — с северо-востока на юго-запад. В южной половине Западной Сибири располагается область повышенного давления в виде отрога азиатского антициклона. Вторженин арктических воздушных масс вслед ныряющим циклонам восстанавливают 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 Тулой и севером Монголии. Воздушные массы с Атлантического и Тихого океанов поступают сюда лишь в верхних слоях тропосферы. Формирование азиатского антициклона начинается уже с сентября и достигает максимума в январе. Система азиатского антициклона создается за счет антициклонов и ядер высокого давления, вторгающихся на территорию Восточной Сибири по полярным и ультраполярным осям вдоль западной периферии восточных ложбин, а также антициклонов, перемещающихся с запада и юго-запада. Повторяемость антициклонов на юге Восточной Сибири достигает 26 дней в месяц. Зимний антициклон является низким, но весьма устойчивым барическим образованием.

Над Оймяконским полюсом холода имеется вторичный центр высокого давления, образующийся вследствие интенсивного выхолаживания за счет вогнутых форм рельефа и высоких горных хребтов, препятствующих растеканию холодного воздуха. Циклоны в районы Восточной Сибири проникают крайне редко (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 района 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 востока на запад. Во второй половине зимы они смещаются с нижнего и среднего течения р. Оби в северо-западные районы Якутии.

Летом западно-восточный перенос над Восточной Сибирью ослабевает и образуется поле пониженного давления. Когда углубляется высотная ложбина в бассейне р. Енисея и усиливается высотный гребень на Дальнем Востоке, циклоны с юга выходят на территорию Иркутской области и Забайкалья. В некоторых случаях в этих районах развивается циклоническая деятельность, и малоподвижные 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 территорию Забайкалья и Дальнего Востока. Кроме того, весной и осенью наблюдаются 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 деятельность сосредоточена над морями. Континентальная часть Дальнего Востока находится под влиянием восточной периферии азиатского антициклона, по которой 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 циклонической деятельности. С ней связано продвижение на материк летнего тихоокеанского муссона.

Хотя в летний период циклоническая деятельность на Дальнем Востоке преобладает над антициклонической, последняя, развиваясь над морями, наиболее активно, чем в другие сезоны, воздействует на климатические условия. 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 антициклонов можно судить по данным „Атласа барических характеристик циклонов и антициклонов” [29]. Его автор Н. А. Булинская построила карты повторяемости циклонов и антициклонов по 5-градусным квадратам координатной сетки для всех месяцев года. Днем с циклоном (антициклоном) в данном квадрате 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 указанным 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 превышает 4 % , а в южных районах составляет меньше 2 %.

В июле повторяемость циклонов больше в азиатской части России. Максимум повторяемости циклонов приходится на Забайкалье, где в районе Яблонового хребта она достигает 13 %. Еще три очага повышенной повторяемости циклонов (примерно по 10 %) находятся на р. Колыме, в северной части Среднесибирского 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 европейской части страны повторяемость антициклонов небольшая, как правило, меньше 2 %, и лишь на крайнем юго-востоке и юго-западе, а также на Кавказе она превышает 3 %.

В июле повторяемость антициклонов в целом по России меньше, чем в январе. В азиатской части страны наибольшая повторяемость антициклонов наблюдается на юге Якутии (5—6 % ) и в Прибайкалье (около 5 % ). Максимальная повторяемость антициклонов (> 6 %) отмечается над Баренцевым и Карским 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 Европой в конце зимы и начале весны создают условия для формирования засух в Поволжье. Параметрами блокирующих процессов являются координаты центра блокирующего антициклона (на уровнях 500 и 300 гПа ему должны соответствовать замкнутые изогипсы), значение абсолютного геопотенциала в центре антициклона, число замкнутых изогипс и число дней существования такого антициклона. За последнее десятилетие число дней с блокирующими антициклонами сократилось. За пятилетие с 1991 по 1995 г. оно стало меньше, чем за предыдущее (в Атлантико-Европейском секторе — на 217 дней, а в Европейско-Азиатском — на 143 дня) [108].

 

2.4.5. Муссонная циркуляция

 

На юго-востоке азиатской части России основным видом атмосферной циркуляции на побережье являются муссоны. По определению С. П. Хромова, муссон — это „такой режим общей циркуляции атмосферы в большой географической области, при котором ветры одного направления в каждом месте этой области резко преобладают над остальными, а само преобладающее направление ветра от зимы к лету и от лета к зиме меняется на противоположное или близкое к противоположному” . В зимние месяцы на восточном побережье России преобладающим направлением ветра является северное или северо-западное, а в летние месяцы — южное или юго-восточное.

В соответствии с современными воззрениями муссон не является однородной воздушной массой и не обладает локальным постоянством. Муссонная область пониженного давления изменяется ото дня ко дню в зависимости от циклонической деятельности. Структура муссонной области связана с изменением положения и интенсивности ЦДА.

В холодную половину года зимний муссон связан с азиатским антициклоном и алеутским минимумом. Положение этих центров достаточно устойчиво в течение года, но от года к году меняется значительно, особенно весной и осенью. 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 — развитием северотихоокеанского антициклона. В период с мая по июль над Охотским морем активизируется низкий антициклон или гребень. Дополнительным фактором антициклогенеза является рост давления над холодной поверхностью моря. В области северотихоокеанского антициклона формируется морской умеренный воздух, который является воздухом летнего муссона. В начале лета здесь преобладают слоистая облачность, морось и густые туманы, длящиеся несколько дней.

В работе [156] даны примеры количественных связей характеристик муссонной 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 крупномасштабного взаимодействия атмосферы и океана, влияющее на формирование погодных и климатических условий над внеэкваториальными широтами северного полушария. Оно достаточно сильно влияет и на климат России.

 

 

В последнее десятилетие наблюдается некоторое увеличение (тренд) САК. Отклонения от тренда САК хорошо коррелируют (г = -0,62) со значениями момента импульса зональных ветров [108].

При малых САК в европейской части России устанавливаются зимние значения 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 арктического 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 высоких широтах на территории России. По мнению авторов [108], число дней с блокирующими антициклонами в секторе 20° з.д. — 20° в.д. может быть использовано 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, связанное 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 западного полушарий [108].

 

 Длительное Южное (теплое) колебание наблюдалось с 1990 по 1995 г., когда индексы понизились до больших отрицательных значений. Например, в январе 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 территорией России связаны с Южным колебанием. В периоды развития Эль-Ниньо — 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 территории 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 явлению Эль-Ниньо. То же самое относится и к зиме (январь—март) 1989 г.

 

2.4.7. Планетарная высотная фронтальная зоны

 

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 максимальными значениями скорости образует струйные течения.

Высотная фронтальная зона оказывает большое влияние на динамику атмосферы. В области этой зоны образуются циклоны и антициклоны. Подвижные антициклоны возникают в области входа высотной фронтальной зоны. В России 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 АТ500, интенсивность, длина, извилистость и широта на полушарии [108]. Широта осевой изогипсы в среднем по полушарию рассчитывается по формуле

Интенсивность характеризуется градиентом барического поля в направлении, перпендикулярном к положению ПВФЗ, в полосе шириной 1000 км (по 500 км в обе стороны от центральной изогипсы). Интенсивность определяется как разность широт Δφ 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 меридианами, через 10°.

В качестве извилистости берется отношение общей длины осевой изогипсы ПВФЗ к длине той параллели, на которой в среднем по полушарию располагается ПВФЗ

 Площадь ПВФЗ ограничена с юга этой зоной и рассчитывается по формуле 

 Местоположение центра циркуляции определяется по-разному, например, как положение центра тяжести столба атмосферы, заключенного между поверхностями Н 500 и Н 0, 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. Например, найдена связь положения центра циркуляции с ранними и поздними датами перехода температуры воздуха через 0 °С [78].

 Б. И. Сазонов [140] считает, что потепление в середине настоящего столетия 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 существенное улучшение анализа и прогнозирования изменчивости и изменений климата.

В настоящее время основным методом теории климата является математическое моделирование атмосферных процессов с использованием уравнений гидродинамики, отражающих физические закономерности, присущие атмосфере Земли. С помощью численных экспериментов объясняются многие климатические 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 системы, результаты моделирования являются обнадеживающими.

Перспективным направлением исследований физических механизмов, обеспечивающих смену одних циркуляционных процессов другими, является изучение связей параметров атмосферной циркуляции с внешними факторами:

солнечной активностью (корпускулярной и магнитной), особенно активностью северного полушария Солнца, процессами, происходящими в околоземном космосе и магнитосфере Земли, диссимметрией Солнечной системы и др. [28, 108]. В указанных работах установлены достаточно тесные связи между характеристиками 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 влагой между атмосферой и подстилающей поверхностью, перенос ее реками, воздушными и морскими течениями из одних районов в другие называется влагооборотом.

Влагооборот является чрезвычайно важным процессом, который наряду с другими климатообразующими процессами играет большую роль в формировании 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 испарения, 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 деятельности.

В свою очередь влагооборот оказывает существенное влияние на радиационный баланс, циркуляцию атмосферы и свойства подстилающей поверхности. Так, влагосодержание атмосферы, облачность и осадки заметно влияют на радиационный и тепловой баланс подстилающей поверхности. Перенос водяного пара благодаря атмосферной циркуляции есть в то же время перенос значительной 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 исследование динамики увлажнения особенно актуально.

Изучение влияния влагооборота на климат макрорайонов сводится к исследованию отдельных составляющих водного баланса.

Водный баланс для суши, имеющей выходы речной воды в океан, может быть записан следующим образом:

Общее количество осадков гс может быть подразделено на осадки адвективного происхождения га и осадки внутреннего происхождения за счет испарения  ги.

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 зеркала 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

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 европейской части страны незначительно сказываются на увеличении осадков.

 Не вдаваясь в детали водного баланса Земли, укажем лишь некоторые его количественные характеристики на территории России.

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 наибольшее проникновение влаги к востоку происходит вдоль пояса 55—60° с.ш.

 Наиболее правильно оценивать перенос влаги по зональной и меридиональной его составляющим, значение зонального компонента значительно больше меридионального. Над территорией России зональная составляющая результирующего потока водяного пара в январе составляет над большей ее частью от 20 до 40 кгДмс). 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 приобретает отрицательное значение.

Меридиональная составляющая в январе на территории Восточной Сибири и Дальнего Востока близка к нулю, а над Западной Сибирью и европейской частью 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 кгДм с) на остальной территории и лишь на небольшой территории в центре Западной Сибири равна нулю.

Меридиональная составляющая в июле над Уралом и югом Восточной Сибири имеет отрицательные значения, причем над Уралом достигает —80 кг Дм • с), так как вторжение сюда арктического сухого воздуха не способствует увлажнению суши.

Среднее годовое влагосодержание атмосферы в слое 0—7 км над Россией составляет от 5,5 до 15 мм и убывает с юга на север. Наиболее низкое влагосодержание атмосферы наблюдается зимой (2,5 мм в районе Якутска).

Такая составляющая водного баланса, как осадки, связанная в значительной степени с результирующим потоком водяного пара с океана и испарением, будет подробно рассмотрена в гл. 6.