Агрометеорология. 2

СОДЕРЖАНИЕ:

Вопрос 1. ГОДОВЫЕ ЗАТРАТЫ ТЕПЛА НА ИСПАРЕНИЕ. ПРИВЕДИТЕ ПРИМЕРЫ ТУРБУЛЕНТНОГО  ПОТОКА ТЕПЛА……………………… 2 - 4

Вопрос 2. ДАЙТЕ ХАРАКТЕРИСТИКУ АГРОГИДРОЛОГИЧЕСКИХ  СВОЙСТВ ПОЧВЫ………………………………………………………….5 - 7

Вопрос 3. ГРАД. СИЛЬНЫЕ ЛИВНИ. ИЗЛОЖИТЕ ПРИЧИНЫ  ИХ ВОЗНИКНОВЕНИЯ…………………………………………………………8 - 9

Вопрос 4. СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ. ПРОДОЛЖИТЕЛЬНОСТЬ  ЕГО ЗАЛЕГАНИЯ ПО ШИРОТАМ…………………………………………….10 - 12

Вопрос 5. СЕЗОННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ВЕТРА, ТЕМПЕРАТУРЫ  ВОЗДУХА И ОСАДКОВ В ОКЕАНИЧЕСКОМ СУБТРОПИЧЕСКОМ КЛИМАТЕ. ПРИМЕРЫ…………………………………………………………………..13 - 14

Вопрос 6. ПАЛЕОКЛИМАТОЛОГИЯ. МЕТОДЫ ЕЕ ИЗУЧЕНИЯ…….15 - 17

СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ…………………………………………………..18 
 
 
 
 
 
 
 
 

Вопрос 1. ГОДОВЫЕ ЗАТРАТЫ ТЕПЛА НА ИСПАРЕНИЕ. ПРИВЕДИТЕ ПРИМЕРЫ ТУРБУЛЕНТНОГО  ПОТОКА ТЕПЛА

      Радиационный  баланс земной поверхности как основной показатель климата местности имеет  вполне самостоятельные значения как  остаточная радиация. В то же время  он является важнейшей составляющей теплового баланса. На земной поверхности  происходит преобразование радиационного  тепла: часть его расходуется  на испарение, часть – на нагревание воздуха, часть – на нагревание подстилающей поверхности (почвы или воды). В  соответствии с приходом и расходом тепла по отношению к подстилающей поверхности, составляющие теплового баланса, могут иметь положительные и отрицательные значения.

     Эти компоненты баланса довольно сложно сосчитать. Делать это приходится полуэмпирическим путем, когда в формулы вводят безразмерные коэффициенты, приближающие расчеты к реально определенным параметрам.

     Затраты тепла на испарение над сушей и океаном существенно различаются. Это можно объяснить, во-первых, ограниченностью запасов влаги на суше по сравнению с океаном и, во-вторых, различием метеорологических условий для потери влаги с этих поверхностей. Различие тепла на испарение на суше и океане имеет большое значение в климатообразовании, в частности в формировании режима воздушных течений.

     Малые затраты тепла на суше могут иметь  место в регионах, отличающихся очень  большой сухостью, следовательно, недостатком  влаги в почве, а также во влажных  и холодных зонах, где относительная  влага близка к 100%, т.е. в полярных областях.

     Наибольшее  количество тепла (более 2,4*10³ МДж/м²) затрачивается на испарение с суши в зонах влажных экваториальных и субэкваториальных климатов без сухих периодов.

     На  океанах годовые затраты тепла  на испарение в тропиках и субтропиках  могут достигать 40*10³ – 45*10³ МДж/м². Это означает, что испаряется слой воды толщиной 1,5 и даже 2м.

     Но  больше всего тратится тепла на испарение  в районах с теплыми океанистическими течениями (Гольфстрим, Куросио). Это  обусловлено, с одной стороны, высокой  температурой этих течений (их поверхности) и, с другой стороны, развитой атмосферной  циркуляцией, определенно большие  скорости ветра и влагонасыщенность  воздуха. Здесь потери тепла на испарение  превышают величину радиационного  баланса. Этот дефицит компенсируется притоком тепла с теплыми океанистическими водами.

     В зимнее время океан сильно испаряет и теряет много тепла (до 0,8*10³ МДж/м²). Это объясняется низкой абсолютной влажной воздуха и значительными скоростями ветра в зимнее время. Летом во внетропических зонах океанов испарение и, следовательно, затраты тепла резко сокращаются (более высокая влажность, меньше скорость ветра).

     В противоположность океаническим условиям в холодное время года на обширных территориях континентов испарение  резко сокращается. Поэтому затраты  тепла на испарение невелики 0,4 МДж/м² в месяц. В июне же в среднем на испарение теряется примерно 1,6 МДж/м².

     Различие  климатических условий как на поверхности Мирового океана, так  и на суше приводит к тому, что  географическое распределение затрат тепла на испарение, а также их годовой ход имеет сложный  характер и приобретает существенные зональные черты. Поверхность Мирового океана и континенты вплоть до высоких  широт в среднем отдают тепло  в атмосферу. В тропических областях океаническая поверхность отдает с  помощью турбулентного потока сравнительно немного тепла. Это объясняется, главным образом, отсутствием здесь больших контрастов температуры поверхности воды и воздуха.

     Наоборот, в районах с теплыми океаническими  течениями и климатическими контрастами суши и океана в умеренных и высоких широтах большая разница между температурой воды и воздуха способствует увеличению турбулентного потока тепла (Гольфстрим, Куросио). Напротив, в зонах холодных течений теплообмен с поверхности воды ослабевает, и даже обретает обратный знак.

     На  суше турбулентный поток с ростом широты (от 0 до 90^о) уменьшается. Наибольшее значение потока в тропических пустынях, минимальное в полярных зонах.

     В Антарктиде подстилающая поверхность  настолько выхоложена, что здесь  турбулентный поток имеет отрицательный  знак и составляет -0,15*10³ –0,35*10³ МДж/м² ×год, а в зоне стоков ветров даже доходит до величин -0,5*10³…-0,7*10³ МДж/м² × год. Таким образом, в Антарктиде турбулентный поток не уносит, а приносит тепло.  
 
 
 
 
 
 

Вопрос 2. ДАЙТЕ ХАРАКТЕРИСТИКУ АГРОГИДРОЛОГИЧЕСКИХ  СВОЙСТВ ПОЧВЫ

     Наряду  с температурным режимом рост и развитие растений определяется количеством влаги в почве, недостаток которой неблагоприятно сказывается на большинстве почвенных организмов.

     Вода  в почве находится в различных состояниях: парообразном, гигроскопическом, пленочном и капиллярном.

     Парообразная  вода – пары воды, заключенные в воздухе и свободно передвигающиеся в пустотах, порах и трещинах почвы в различных направлениях из мест с большей упругостью, в места с меньшей упругостью.

     Гигроскопическая  вода размещается на поверхности  частиц почвы в виде отдельных молекул, способных поглощать влагу, содержащуюся в атмосфере в виде водяного пара. Чем выше относительная влажность воздуха, тем большее количество влаги из него поглощается почвой.  При 94% влажности воздуха достигается некоторая условная величина,  названная максимальной гигроскопичностью почвы,  при которой под действием молекулярных сил сцепления образуется рыхлосвязанная,  пленочная вода,  способная медленно передвигается как жидкость из слоев, имеющих более толстые пленки, в слои с более тонкими пленками. 

     Капиллярная вода заполняет поры в почвах и  удерживается в них силами поверхностного натяжения. Наиболее прочно такая влага удерживается при размерах пустот ≤0,2 мк, когда она недоступна растениям. Благоприятные условия складываются при размерах пустот 0,2-8 мк, в которых влага удерживается длительное время, не просачиваясь вглубь, и становится доступной для растений. Если размеры пустот между частицами почвы чрезмерно велики, вода легко просачивается вглубь, и такую воду называют гравитационной.

     Процесс прохождения через поверхность  почвы дождевых талых или ирригационных вод называется впитыванием влаги в почву или поглощением влаги почвой. Впитывание влаги в почву –  очень важное звено влагооборота, так как с ним связано накопление в почве запаса влаги, доступной для растений, пополнение грунтовых вод, возможность возникновения поверхностного стока. 

     Влага, впитываемая в почву, является ее составной частью и передвигается в ней по определенным законам. Главное свойство почвы, от которого зависит скорость и характер передвижения почвенной влаги, водопроницаемость, по отношению к которой все породы условно разделяют на три группы:

     1) водопроницаемые – гравий, песок,  галька;

     2) полупроницаемые – глинистые пески, лесс;

     3) водонепроницаемые – все кристаллические  горные породы. 

     В агрометеорологии используют следующие характеристики влажности почвы:

     а) Относительная влажность почвы –  отношение массы воды, содержащейся в почве, к массе сухой почвы, выражаемое в процентах.

     б) Полная влагоемкость почвы – такое увлажнение почвы, когда за счет подтока грунтовых вод все ее поры заполнены водой. Недостаток почвенного воздуха вызывает угнетение растений, а полевые работы не возможны.

     в) Наименьшая влагоемкость почвы – максимальное содержание влаги в почве после стекания избытка воды в условиях свободного дренирования. Растения хорошо обеспечены влагой.

     г)  Капиллярная влагоемкость почвы –  количество влаги, которое почва содержит в капиллярах за счет подтока грунтовых вод. Влага доступна растениям, но почва очень липкая.

     д)  Непродуктивная влага –  часть почвенной влаги, не усваиваемой растениями, которая удерживается в почве осмотическими, сорбционными силами и силами почвенного раствора. Такая влага не может использоваться растениями, и они увядают.

     е)  Влажность устойчивого завядания – предел увлажнения почвы, при котором обнаруживаются необратимые признаки увядания растения. Эта характеристика представляет собой границу между непродуктивной и продуктивной влагой.

     ж)  Продуктивная влага –  количество влаги в почве, участвующее в формировании урожая сельскохозяйственных культур.

Вопрос 3. ГРАД. СИЛЬНЫЕ ЛИВНИ. ИЗЛОЖИТЕ ПРИЧИНЫ  ИХ ВОЗНИКНОВЕНИЯ

     Град.

     Поднимающийся от земной поверхности в жаркий летний день теплый воздух охлаждается с  высотой, а содержащаяся в нем  влага конденсируется, образуется облако. Минуя на некоторой высоте нулевую  изотерму, мельчайшие капли воды становятся переохлажденными. Переохлажденные  капли в облаках встречаются  даже при температуре минус 40° (высота примерно 8 - 10 км). Но эти капли очень  нестабильны. Поднятые с земной поверхности  мельчайшие частицы песка, соли, продукты сгорания и даже бактерии при столкновении с переохлажденными каплями нарушают хрупкий баланс. Переохлажденные  капли, вступившие в контакт с  твердыми ядрами конденсации, превращаются в ледяной зародыш градины.

     Мелкие  градины существуют в верхней  половине почти каждого кучево-дождевого  облака, но чаще всего такие градины  при падении к земной поверхности  тают. Так, если скорость восходящих потоков  в кучево-дождевом облаке достигает 40 км/час, то они не в силах удержать зародившиеся градины, поэтому, проходя  сквозь теплый слой воздуха между  нулевой изотермой (в среднем  высота от 2,4 до 3,6 км) и земной поверхностью, они выпадают из облака в виде мелкого "мягкого" града, либо и вовсе  в виде дождя. В противном случае восходящие потоки воздуха поднимают  мелкие градины до слоев воздуха  с температурой от -10 до -40 градусов (высота между 3 и 9 км), диаметр градин начинает расти, достигая порой диаметра нескольких сантиметров. А чем выше скорость восходящих потоков в кучево-дождевом облаке, тем крупнее град. Для  образования градины размером с  шар для гольфа потребуются более 10 миллиардов переохлажденных капель воды, а сама градина должна оставаться в облаке как минимум 5 - 10 минут, чтобы  достичь столь крупного размера. Стоит заметить, что на формирование одной капли дождя необходим  примерно миллион таких мелких переохлажденных капель. Градины диаметром более 5см встречаются в супер-ячейковых кучево-дождевых облаках, в которых наблюдаются очень мощные восходящие воздушные потоки.

     Когда градина достигает такой массы, что восходящий поток не в силах  ее удержать, она устремляется к  поверхности земли, и мы наблюдаем  выпадение крупного града. Но не каждая крупная градина достигнет земли: падая в облаке, градины сталкиваются друг с другом, при этом разрушаясь и превращаясь в более мелкие градины, тающие в теплом воздухе. В среднем 40 - 70% образовавшихся градин так и не достигают поверхности земли, тая в теплом воздухе.

     Сильные ливни.

     Из  кучево-дождевых облаков, связанных  с конвекцией, выпадают интенсивные, но малопродолжительные ливневые осадки. Сразу же после начала они могут иметь большую интенсивность, но вскоре резко обрываются. Их сравнительно небольшая продолжительность объясняется тем, что они связаны с отдельными облаками или с узкими зонами облаков. В холодной воздушной массе, движущейся над теплой земной поверхностью, ливневый дождь в каждом конкретном пункте иногда продолжается всего несколько минут. При местной конвекции летом над сушей, когда неустойчивость атмосферы существует в течение всего дня и кучево-дождевые облака образуются непрерывно, или при прохождении фронтов ливни иногда продолжаются часами. 

     При кратковременном выпадении ливневые осадки могу дать и небольшое количество воды. Интенсивность их сильно колеблется. Даже во время одного дождя количество осадков, выпавшее на расстоянии всего 1–2 км, может различаться на 50 мм. Наиболее опасными считаются ливни с интенсивностью 0,2…0,5 мм/мин.

Вопрос 4. СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ. ПРОДОЛЖИТЕЛЬНОСТЬ  ЕГО ЗАЛЕГАНИЯ ПО ШИРОТАМ

     При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остается лежать на ней в виде снежного покрова. В высоких полярных широтах (Антарктида, Гренландия, Арктический  бассейн) снежный покров сохраняется  круглый год. В умеренных и  тропических широтах снег удерживается круглый год только на больших  высотах в горах. На равнинах умеренных  широт снежный покров стаивает весной и устанавливается вновь осенью.

     В таянии снежного покрова основную роль играет перенос теплых воздушных  масс с температурой выше нуля. Нагревание снега солнечной радиацией имеет  второстепенное значение вследствие большого альбедо снега. Только загрязненный снег, например в городах, нагревается  солнечными лучами больше и тает быстрее, чем чистый.

     В снежном покрове содержится много  воздуха, поэтому его плотность  небольшая: масса 1 м³ снега равна 20 – 200 кг, т.е. плотность снега, составляет всего 0,02 – 0,2 кг/м³ от плотности воды. Такой рыхлый снежный покров обладает наименьшей теплопроводностью. За зиму снежный покров слеживается и уплотняется. Особенно увеличивается его плотность при оттепелях или весенних дождях. Если поверхность снега подтаивает, а затем снова подмерзает, образуется твердая ледяная корка – наст.

     Устойчивый  снежный покров не образуется так  далеко в низких широтах, как само выпадение снега. В отдельные  дни снег может выпадать и в  очень низких широтах (до 20-25°с.ш. на суше), но он тут же тает.

     Выпадение снега в равнинных местностях наблюдается почти по всей Европе, кроме крайнего юго-запада. Например, в Южной Италии за год бывает в  среднем один день со снегом и снежный  покров не устанавливается. На побережье  Северной Африки, в Сирии и Палестине  снег выпадает 1 раз в год или еще реже. На территории России снег выпадает повсеместно. В большей части страны снег составляет 25-30% годовой суммы осадков. На Южном берегу Крыма, в низинах Закавказья и на юге Туркменистана в отдельные годы снег не выпадает. Устойчивый снежный покров в этих районах либо не устанавливается вовсе, либо лежит очень не долго. На Мексиканском нагорье он выпадает почти до 19°с.ш., но южная граница снежного покрова и здесь лежит в более высоких широтах.

     В России первый снежный покров появляется на Новосибирских островах в среднем  в конце августа, на крайнем северо-востоке  – в начале октября, в Санкт-Петербурге – в конце октября, в Москве – в начале ноября, а на южном  берегу Крыма и в Средней Азии – в первой декаде января. На возвышенностях снежный покров устанавливается  раньше, чем на низменностях. Колебания  в дате первого появления снежного покрова в отдельных местах возможны от 35 до 85 дней.

     Устойчивый  снежный покров не устанавливается  сразу. Вскоре после появления покров может сойти при оттепелях, затем образуется снова и т.д. Устойчивый покров, сохраняющийся до весны, удерживается на почве в среднем от одного месяца на юго-западе Украины до 7 месяцев на северо-востоке европейской части России. На южных островах Северной Земли он удерживается свыше 9 месяцев. На Южном берегу Крыма снег лежит менее 10 дней, на юго-восточном побережье Каспия – менее 4 дней.

     Наибольшей  высоты снежный покров достигает  на юге европейской части России к началу февраля; затем начинается его сход. На крайнем северо-востоке  европейской части России наибольшая высота достигается только к апрелю. К концу февраля на Южном берегу Крыма и в Туркменистане снега  уже не остается, а на Северной Земле  он лежит до начала июля.

     Высота  снежного покрова тем больше, чем  больше осадков выпадает при отрицательных  температурах и чем меньше в зимний период оттепелей. В многолетнем  среднем очень высокий снежный покров внутри Камчатки (до 100см) и еще больше на ее юго-восточном побережье (до 150см в защищенных местах, а в горах и до 300см). Так же высок снежный покров  и на Сахалине. Снежный покров до 90 см и более наблюдается на Северном Урале и в западных предгорьях Среднесибирского плоскогорья. К югу и западу от этого района высота снежного покрова убывает. В большинстве районов европейской части России она свыше 50 см. В Москве снежный покров достигает к первой декаде марта 60 см, в Санкт-Петербурге – 50 см. К югу высота снежного покрова убывает. На северных берегах Черного, Азовского и Каспийского морей она менее 10 см.

     В особенно снежные годы снежный покров на западе страны в 4 раза больше многолетнего среднего, на северо-востоке – в 1,5 – 2 раза.

     Распределение снежного покрова в сильной степени  зависит от топографии и орографии  местности. В низких местах рельефа  снежный покров имеет большую  высоту, так как снег наносится  туда ветром; на возвышенностях снежный  покров, наоборот, тоньше из-за ветрового  сноса. При переносе снега ветром особенно много его накапливается  у препятствий (заборов, лесных посадок  и др.), где высота покрова возрастает. На этой закономерности основаны мероприятия  по задержанию снега на полях и  по защите железных дорог от снега. Очень высок снежный покров на наветренных склонах гор и  на перевалах. В районе горы Ачишхо (Закавказье) снежный покров к концу  зимы достигает в среднем 4 – 5 м, а в отдельные годы – 7 – 8 м. Нередко  снег переносится ветром и накапливается  на подветренных склонах гребней  горных хребтов, создавая повышенную лавиноопасность. 

Вопрос 5. СЕЗОННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ВЕТРА, ТЕМПЕРАТУРЫ  ВОЗДУХА И ОСАДКОВ В ОКЕАНИЧЕСКОМ СУБТРОПИЧЕСКОМ КЛИМАТЕ. ПРИМЕРЫ

      Субтропические  климаты характерны для субтропических широт (25–40°). Климатические условия здесь определяются резкой сезонной сменой условий циркуляции и, следовательно, резкой сменой преобладания воздушных масс.

      В субтропических широтах океанов  летом преобладает режим антициклонов с малооблачной и сухой погодой  со слабыми ветрами. Зоны высокого давления и полярные фронты смещаются в более высокие широты. При этом субтропики захватываются тропическим воздухом из более низких широт или сами становятся очагами формирования масс тропического воздуха. Вследствие смещения субтропических антициклонов к высоким широтам давление в субтропиках над океанами летом повышено. 

     Зимой полярные фронты смещаются к низким широтам и потому субтропики захватываются  умеренным воздухом. При этом циклоническая  деятельность распространяется над  океаном в субтропики с дождями  и сильными ветрами, часто со штормами. Годовые амплитуды температуры, конечно, меньше, чем в континентальном  типе, в среднем около 10°С.

     В восточных частях океанов лето сравнительно прохладное, так как сюда часто  проникают воздушные течения  из более высоких широт (по восточной периферии антициклонов) и здесь проходят холодные океанические течения. В западных частях океанов лето более теплое. Зимой, наоборот, в западные части океанов попадают холодные массы воздуха с материков (Азии, Северной Америки) и температуры здесь ниже, чем на востоке.

     В центральных частях океанов Северного  полушария средние температуры  летних месяцев в субтропиках +15… +25°С, зимних месяцев +5…+15°С. В Южном полушарии зимние температуры выше, а летние ниже, а годовые амплитуды еще меньше.

      К субтропическому типу климата относится  западное Закавказье, Сочи и особенно Колхидская низменность, где сильное  влияние на климат оказывает своеобразное распределение суши и моря в сочетании  с орографией.  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

Вопрос 6. ПАЛЕОКЛИМАТОЛОГИЯ. МЕТОДЫ ЕЕ ИЗУЧЕНИЯ

      Изучением изменений и колебаний климата  занимается наука, которая называется палеоклиматология. Она пытается не только восстановить, но и объяснить  последовательность смены климатов на всем протяжении истории Земли.

      Известно, что наша планета существует примерно 4,7 миллиарда лет, поэтому понятно, что за климатом в те древние времена  наблюдать было просто некому. Инструментальные метеорологические наблюдения ведутся всего 150-200 лет.

      Понятно, что проследить за историей климата  Земли по огромному количеству показателей  можно не для всей климатической  системы, а только для отдельных  ее компонентов и в основном с  использованием косвенных методов  и признаков.

      В работе по реконструкции климата  приходится опираться на отдельные  сведения по литературным и фольклорным источникам, в особенности летописям, а климат доисторических эпох приходится реконструировать по археологическим данным, в том числе по макро- и микроостаткам растений, по пыльце и спорам, по остаткам живых существ, по почвам, по древним отложениям на суше и морском дне.

      Эти отложения – показатели геологических  процессов: они свидетельствуют  о выветривании и накоплениях  осадков, отражают различные природные  процессы.

      Использование косвенных признаков для изучения изменения климатов прошлого основано на предположении, что связи между  климатом и другими природными явлениями  с течением времени, не только сохраняются, но и остаются такими же, как и в настоящее время. Это, хотя и небесспорное, допущение вооружает палеоклиматологию множеством явлений и процессов зависящих от климатов. Тем самым частично облегчается задача по восстановлению наиболее общих климатических условий прошлого.

     В самое последнее время широко используются геохимические и геофизические, главным образом изотопные методы анализа, позволяющие количественно интерпретировать некоторые характеристики климата. Например, количественное соотношение между изотопами кислорода О¹⁸ и О¹⁶ в кальците раковин ископаемых беспозвоночных, а также соотношений Ca:Mg и Ca:Sr в карбонатных осадках и скелетах ископаемых организмов зависит от температуры вод древних морских бассейнов, в которых образовались отложения.

     Существуют  и минералогические признаки климата. Например, минерал глауконит, выглядящий как зеленая глина, образуется только при температуре воды ниже 15˚С и  часто используется как признак  в климатических реконструкциях.

     Существенное  значение также приобрел палеомагнитный метод, позволяющий вычислить положение  древних широт с использованием остаточной намагниченности некоторых  вулканических и осадочных пород, содержащих ферромагнитные минералы, приобретенной под влиянием магнитного поля Земли, существовавшего во время формирования этих пород.

     Чтобы получить более комплексную информацию о климатах прошедших эпох применяют  математическое моделирование. Для  этого глобальная климатическая  модель инициализируется при помощи данных полученных косвенными методами. При палеоклиматических исследованиях  обычно используют модели с небольшим  пространственным разрешением, поскольку  обсчитывается сравнительно большие  периоды времени и на высоких  разрешениях это заняло бы значительное время. 

     Остатки ископаемых видов растений и животных подвергаются статистической обработке  и сравниваются с современным  распределением флоры и фауны  в различных климатических зонах  и областях (биогеографический метод). Это сравнение и дает право  сделать заключение о климатических  условиях тех времен, к которым  относятся органические остатки. Поэтому  достоверность восстановленных  климатов зависит не только от надежности тех или иных косвенных признаков  климата, но и от наших знаний современных  климатов Земли.  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ:

1) Захаровская  Н.Н., Ильинич В.В. Метеорология  и климатология. – М.: КолосС, 2004. – 127 с.: ил. – (Учебники и учеб. пособия для студентов высш. Учеб. заведений).

2)Лосев  А.П. Агрометеорология/А.П. Лосев,  Л.Л. Журина. – М.: КолосС, 2004 –  301 с.

3) С.П. Хромов Метеорология и климатология: учебник/С.П. Хромов, М.А. Петросянц. 4-е изд.; перераб. и доп. М.: Изд-во МГУ, 1994. 520 с.

4)Агроклиматический  атлас мира. М. – Л.: Гидрометеоиздат, 1972.