МІКРОКЛІМАТ. Під словом мікроклімат маються на увазі місцеві особливості клімату, що істотно змінюються вже на невеликих відстанях. У тому самому географічному районі з одним загальним типом клімату спостерігаються різні варіанти мікроклімату над близькими ділянками земної поверхні, різними по будові і властивостям. Над луками і сусіднім лісом, над ріллею і болотом, над рівним степом і в балці, поблизу озера й у віддаленні від нього атмосферні умови будуть у більшому або меншому ступені розрізнятися. Це значить, що в зазначених місцях при одному загальному типі клімату буде різний мікроклімат. Мікрокліматичні розходження залежать від дрібномасштабних розходжень у будові і властивостях підстилаючої поверхні. Вони слабкі порівняно з тими особливостями клімату, що створюються впливом інших, великомасштабних географічних чинників. У попередніх розділах, говорячи про вплив підстилаючої поверхні на температуру, хмарність і інші елементи клімату, ми звертали основну увагу головним чином на самі загальні особливості, такі як, наприклад, розчленовування її на сушу і море (крупномасштабна орографія). Тому тепер окремо зупинимося на мікрокліматичних впливах підстилаючої поверхні. Для мікроклімату відіграють роль експозиція підстилаючої поверхні щодо сторін світу, нерівності мікрорельєфу, великий або менший ступінь вологості ґрунту, особливості рослинного покриву й ін. Ці розходження підстилаючої поверхні визначають собою розходження в поглиненій радіації, ефективному випромінюванні і радіаційному балансі поверхні, а також в умовах нерадіаційного обміну між поверхнею й атмосферою. У результаті будуть спостерігатися мікрокліматичні розходження в режимі температури і вологості повітря й у випаровуванні. Мікрорельєф і розходження в шорсткості земної поверхні можуть обумовлювати і мікрокліматичні розходження в режимі вітру. У меншому ступені виявляються мікрокліматичні розходження в режимі хмарності й опадів. Наприклад, над значним по розмірах озером у теплий час року може відбуватися часткове розсіювання купчастих хмар. Відомо також зменшення хмарності й опадів на плоских узбережжях морів. У холодну пору року хмари конвекції, навпроти, можуть виникати над відкритими водними поверхнями. У різних умовах погоди мікрокліматичні розходження можуть бути виражені краще або гірше. Наприклад, температурні розходження будуть найбільшими в тиху і сонячну погоду, розходження у вітрі - при сильному вітрі і т.п. Утворення різних видів туманів і, як наслідок, їхній кліматичний режим також залежать від мікрорізниці темної поверхні. Наприклад, у низині або поблизу болота повторюваність туманів може бути істотно більше, ніж у сусідньої відкритої місцевості (за рахунок приземних туманів). Над великими річками радіаційні тумани виникають рідше, ніж над сусідньою місцевістю, але зате можливо виникнення туманів випаровування. Коли мова йде про такі великі об'єкти, як узбережжя або місто, іноді уникають користуватися терміном «мікроклімат» і говорять про місцевий клімат, однак точного кількісного розмежування цих термінів не існує. До явищ місцевого клімату варто віднести, наприклад, бризи, гірсько-долинні вітри та ін. Термін клімат можна розуміти як клімат географічного ландшафту, обумовлений за показниками декількох станцій, розташованих у типових ділянках цього ландшафту (наприклад, клімат Південного берега Криму). Під місцевим кліматом можна тоді розуміти клімат визначеного географічного урочища даного ландшафту.

Мікроклімат як явище поверхневого шару повітря. Отже, мікрокліматичні розходження залежать від неоднорідності підстилаючої поверхні на порівняно невеликих відстанях. Тому в основній своїй частині вони поширюються на шар повітря, найближчий до земної поверхні. Мікрокліматичні розходження температури і вологості можуть бути простежені і за показниками приладів у будках на стандартній висоті спостережень. Але значно яскравіше вони будуть виявлятися в більш близькому до землі поверхневому шарі повітря. Навпроти, на висоті будки і вище вони будуть згладжуватись внаслідок перемішування повітря при вітрі. Тому для встановлення мікрокліматичних відмінностей і спостереження на різних висотах усередині поверхневого шару повітря. Деякою мірою мікроклімат ототожнюється з кліматом поверхневого шару повітря. Цей нижній шар особливо цікавий у тому відношенні, що саме в ньому живуть польові, городні і багато садових культур. Але мікрокліматичні розходження можуть існувати в ослабленому ступені і на більш високих рівнях. Тому мікрокліматичні спостереження проводять і в шарах вище 2 м, до декількох десятків метрів. Під терміном «приземний шар» розуміють саме шар у декілька десятків метрів над земною поверхнею. Виявлення мікрокліматичних розходжень у такому шарі також може становити інтерес, наприклад, із погляду садівництва або лісового господарства: адже плодові або інші дерева можуть далеко виходити за межі 2-метрового шару. У явищах місцевого клімату, таких, як бризи або гірсько-долинні вітри, зустрічається ще більше вертикальне поширення. Бризи, як ми вже знаємо, мають вертикальну потужність у сотні метрів.

Методи дослідження мікроклімату. Зрозуміло, що звичайна мережа метеорологічних станцій занадто рідка для мікрокліматичних досліджень. Такі дослідження проводяться шляхом організації густої мережі спостережень на невеликих відстанях хоча б на короткі проміжки часу. Спостереження за вітром, температурою і вологістю при цьому робляться на різних рівнях над ґрунтом, починаючи від декількох сантиметрів. Оскільки за допомогою таких спостережень визначаються вертикальні градіенти метеорологічних розмірів у приземному шарі повітря, то самі спостереження називаються градієнтними. Для мікрокліматичних спостережень застосовують переносні похідні прилади, особливо психрометр Ассмана і ручний анемометр, а також електричні термометри і переносні актинометричні прилади. Практикують мікрокліматичні зйомки з одночасними спостереженнями в ряді точок на місцевості. Застосовують також автомобіль, із якого робляться спостереження похідними приладами в різних точках обраної траси або самописних приладів безупинно на всій трасі. До мікрокліматичних спостережень відносяться і зйомки снігового покриву, що з'ясовують особливості його розподілу на місцевості. Зрозуміло, що мікрокліматичні спостереження неможливо проводити довгостроково, протягом багатьох років, у тому самому місці, як звичайні метеорологічні спостереження. Задача дослідження полягає тут не у визначенні багаторічного режиму, а у виявленні різниць між умовами в різних пунктах досліджуваної місцевості й у порівнянні спостережень в окремих точках із показаннями опорної станції, що постійно діє в даному районі.

Температура в приземному шарі повітря. Якими ж основними особливостями метеорологічного режиму володіє приземний шар повітря в порівнянні з шарами, що лежать вище? Добова амплітуда температури на рівнях нижче 2 м більша, ніж на висоті будки, і тем більша, чим ближче до земної поверхні. Оскільки на поверхні землі добова амплітуда температури перевищує добову амплітуду температури повітря в метеорологічній будці, то безпосередньо над землею вона також буде більше, ніж у будці.Максимум температури безпосередньо над землею наступає приблизно на 1 годину раніш, ніж у будці. Зниження температури в часі в приземному шарі спостерігається особливо в ясні ночі, коли земля сильно вихолоджується ефективним випромінюванням. Тому на ґрунті й у самому нижньому шарі повітря можуть спостерігатися заморозки, у той час як у будці температура залишається вище нуля. У приземному шарі вночі легко створюється стійка стратифікація, що виключає можливість конвекції. Цілком звичайні при цьому інверсії температури: у будці температура вище, ніж у земної поверхні. Ріст температури найчастіше продовжується і над рівнем будки. Вдень у сонячну погоду в приземному шарі, навпроти, спостерігається дуже сильний спад температури з висотою. Різниця між температурою біля земної поверхні і температурою в будці може скласти декілька градусів. При перерахуванні на одиницю висоти, рівну 100 м, утвориться величезне значення вертикального градіенту температури. У нижніх 30 см градіент у літній полудень може доходити до 500 °С/100 м. Звичайно, у дійсності подібні градіенти мають місце тільки в нижніх десятках сантиметрів. Але їхня наявність створює самі сприятливі умови для виникнення конвекції. Чи одержить конвекція розвиток, що приводить до хмароутворення, залежить уже від розподілу температури в потужному шарі повітря, що лежить вище. З сильною денною нестійкістю приземного шару пов'язані такі явища, як пилові вихори, тремтіння повітря, міражі. Останні два оптичних явища пояснюються приземними аномаліями у вертикальному розподілі щільності повітря.

Вітер у приземному шарі повітря. Відомо, що вітер у всьому шарі тертя ослаблений у порівнянні з вільною атмосферою. Це ослаблення особливо велике в приземному шарі, а на самій земній поверхні швидкість вітру понижається до нуля. Таким чином, усередині приземного шару спостерігається швидкий ріст швидкості вітру з висотою. У різних випадках ріст відбувається по-різному в залежності насамперед від стратифікації атмосфери. Розподіл швидкості вітру з висотою в приземному шарі більш-менш близький до логарифмічного розподілу. Це значить, що спочатку, поблизу земної поверхні, швидкість вітру зростає з висотою швидко, але в міру збільшення висоти зростання швидкості стає усі повільніше. Сильний вітер у приземному шарі повітря переносить пил, сніг і інші тверді частки і тим погіршує видимість у приземному шарі. Вітер у приземному шарі впливає також і на температурні умови. З посиленням вітру зростає турбулентність і, відповідно, збільшується тим самим теплообмін між ґрунтом і повітрям. Тому вдень температура земної поверхні при вітрі нижче, а уночі вище, ніж у тиху погоду.

Мікроклімат пересіченої місцевості. Тепер дамо сумарне уявлення про мікрокліматичні умови для декількох характерних типів ландшафтів, а саме для пересіченої місцевості, лісу і міста. Мезо- і мікрорельєф земної поверхні, тобто нерівності поверхні з різницями висот порядку метрів або десятків метрів, впливає на мікроклімат (і місцевий клімат) в основному так само, як великомасштабний рельєф впливає на загальний клімат. Однак є і розходження, обумовлені тим, що різниці висот у даному випадку малі і тому висота над рівнем моря не має істотного значення. Основна роль у мікрокліматі пересіченої місцевості належить експозиції, тобто орієнтуванню схилів щодо сторін світу, а також формам рельєфу. Приплив сонячної радіації на орієнтовані по-різному схили пагорбів істотно розрізнений. Тому схили різної експозиції прогріваються по-різному, що у свою чергу позначається на температурі повітря і може відбитися на характері рослинності, термінах зацвітання й ін. Різниці температур на південних і північних схилах пагорбів у ясну погоду вдень можуть досягати в земної поверхні декількох градусів, але на висоті будки усього декількох десятих часток градуса. У похмуру погоду розходження ще більш згладжуються. Коливання температури в увігнутих формах рельєфу (низини, лощини) більше, ніж на опуклих (вершини пагорбів): денні температури підвищуються, а нічні знижуються. Це положення виправдується як в умовах макрорельєфу, про що вже говорилося раніше, так і в умовах мікрорельєфу. Особливо великі розходження в мінімальних температурах (навіть у будці різниці абсолютних мінімумів можуть досягати 15 °С), у максимальних температурах вони менше. Це явище пояснюється стоком холодного повітря по схилу місцевості або штилем у низинах вночі і зменшеним обміном повітря в низинах удень. У зв'язку зі збільшенням добової амплітуди температури в низьких місцях збільшується на декілька відсотків і добові амплітуди відносної вологості; збільшується повторювальність роси, інею, приземних туманів. Повітря обтікає перешкоди. Тому перед пагорбом і на бічних його схилах швидкість вітру зростає, а за пагорбом убуває, там також можуть виникати підвітряні вихори. Чим більш нестійка стратифікація в приземному шарі, тим більше можливість для повітря перетікати через перешкоду зверху. При дуже стійкій стратифікації, при інверсіях вплив перешкоди (пагорба, лісу) можна простежити за перешкодою на відстані, рівній його 30-50-кратній висоті. Якщо перешкода звужує річище вітрового потоку, то у вузькому проході, що утворюється, швидкість вітру зростає. Вітри, що дмуть уздовж річкового долу, підсилюються, поперек долу - слабшають. Ми знаємо про нічний стік повітря по схилах місцевості. Швидкість вітру може при цьому досягати і перевищувати 1- 2 м/с, а товщина шару холодного повітря, що стікає, може коливатися від декількох метрів до декількох десятків метрів. Вертикальні рухи повітря над пересіченою місцевістю підсилюються. Це може позначитися на збільшенні опадів в умовах добре вираженого мезорельєфу. Розчленована місцевість впливає і на розподіл опадів. На навітряних схилах і поблизу вершин височин опади убувають, тому що швидкість падіння дрібних крапель там сповільнюється висхідним рухом повітря; на підвітряних схилах опади збільшуються внаслідок ослаблення вітру або появи низхідної складової швидкості, що збільшують швидкість падіння крапель. Через вітер рельєф місцевості впливає на розподіл снігового покриву. На вершинах пагорбів і почасти на навітряних схилах покрив зменшений, у низинах же відкладаються замети. Весняне танення снігу відбувається швидше всього на вершинах пагорбів і на південних схилах, де збільшений приплив сонячної радіації.

Мікроклімат лісу. Вплив трав'яного покриву на умови в приземному шарі повітря, особливо на температуру, уже розглядалося в попередніх розділах. Тому про мікроклімат луків ми тут говорити не будемо. Розглянемо, однак, докладніше мікрокліматичні умови лісу. Під пологом лісу створюється свій мікроклімат або місцевий клімат, істотно відмінний від умов у навколишній відкритій місцевості. Крізь крони лісу сонячна радіація проникає в ослабленому ступені; у густому лісі вся або майже вся радіація буде розсіяною, а інтенсивність її - малою. Відповідно убуває й освітленість під пологом лісу. Роль діяльної поверхні в лісі переходить до крон. Температура вдень буде максимальної безпосередньо над кронами лісу. Тут вона значно вище, ніж на тому ж рівні у відкритій місцевості. Всередині лісу вдень (у літню пору) температура значно нижче, ніж над кронами. Вночі ж крони сильно охолоджуються випромінюванням, і тому максимум температури по вертикалі спостерігається в цей час на висоті 1-2 м над ними. Мінімум температури спостерігається не на рівні крон, а усередині лісу, так як холодне повітря стікає з висоти крон униз. Звичайно, як радіаційний, так і тепловий режим у лісі залежить від віку і зімкнутості лісу, від порід дерев і інших біологічних чинників. Влітку в лісі вдень холодніше, ніж у полі, уночі тепліше. Узимку умови складніше, але в загальному різниця температур між лісом і поле майже відсутня. У середньому річному ліс декілька холодніше, ніж поле. Річні амплітуди температури в лісі трохи зменшені. Відносна вологість у лісі підвищена в порівнянні з вологістю в полі на декілька відсотків. Улітку ця різниця найбільша, взимку вона майже відсутня. Як відносна, так і абсолютна вологість улітку найбільша в кронах дерев. При зустрічі вітрового потоку з лісом повітря в більшій частині обтікає ліс зверху. Тому над кронами швидкість вітру сильніше, ніж на тій же висоті у відкритій місцевості. Усередині лісу, у міру видалення від узлісся, швидкість вітру зменшується. У вертикальному напрямку швидкість вітру особливо сильно убуває в межах крон. Під кронами вітер рівномірно слабкий, а в межах нижнього метра над земною поверхнею швидкість убуває до нуля. Ліс випаровує не сильніше, а, мабуть, слабкіше, ніж добре розвинута лучна рослинність або польові культури. Однак випар із крон лісу відбувається більш тривалий час. Безпосередній випар із ґрунту в лісі невеликий; головну роль грає транспірація крон, а також випар опадів, затриманих кронами. Важливо, що ліс випаровує воду, отриману коренями дерев із досить глибоких горизонтів; тому верхній шар ґрунту в лісі більш вологий, ніж у полі. У всякому разі, ліс не може істотно збільшувати внутрішній вологообмін і збільшувати кількість опадів, що випадають на суші. Але, мабуть, ліс може дещо збільшувати опади над даним лісовим районом і в його околиці іншим шляхом. Наприклад, збільшуючи шорсткість підстилаючої поверхні, ліс викликає підйом повітря, що переходить із поля на ліс, збільшує турбулентність, а тим самим підсилює і конденсацію. По деяких розрахунках, збільшення опадів лісом може складати десятки міліметрів за рік. Мабуть, відіграє роль не тільки загальна площа заліснення, але і протяжність лісових узлісь. Іншими словами, чим більш плямистий розподіл лісу, тим більше його вплив на випадання опадів. Сніг розподіляється в лісі рівномірніше, ніж на відкритому місці, і щільність його в лісі менше внаслідок ослаблення тут вітру. Правда, у густих хвойних лісах багато снігу залишається на кронах дерев, а потім випаровується з них або зноситься вітром. Танення снігу в лісі уповільнено, а ґрунт під високим і пухким сніговим покривом промерзає на меншу глибину, ніж у полі.

Мікроклімат міста Велике сучасне місто сильно впливає на клімат. Воно створює свій місцевий клімат, а на окремих його вулицях і площах створюються своєрідні мікрокліматичні умови, обумовлені міською забудовою, покриттям вулиць, розподілом зелених насаджень і ін. За рахунок збільшення мутності може втрачатися до 20 % сонячної радіації. Це зниження ще підсилюється високою забудовою у вузьких вулицях. Внаслідок тієї ж пелени диму і пилу на території міста знижене ефективне випромінювання, а відповідно, і нічне вихолоджування. З іншого боку, у місті до розсіяної радіації приєднується радіація, відбита стінами і бруківкою. Дахи і стіни будинків, бруківка й ін., поглинаючи радіацію, нагріваються протягом дня сильніше, ніж ґрунт і тому віддають тепло повітрю, особливо ввечері. Тому температура повітря в містах у 70-80% випадках вище, ніж у сільській місцевості; у великих містах середні річні температури вище на 1 °С і більше. Особливо підвищує місто мінімальні температури. Різниця мінімальних температур на міській і заміській станціях може досягати декількох градусів. З ростом міста, тобто зі збільшенням його забудови, температура в місті зростає. Випар, а відповідно, і вологість у місті зменшені внаслідок покриття вулиць і стоку води в каналізацію. Тому що територія міста нагріта більше, ніж навколишня місцевість, і має більшу шорсткість, над містом підсилюється конвекція і більше розвиваються хмари, що також зменшує число годин сонячного сяйва і кількість ясних днів. Спостерігається і збільшення опадів над містом. Система міських вулиць і площ приводить до змін напрямку вітру в місті. Вітер переважно направляється уздовж вулиць. У загальному швидкість вітру в місті слабшає, але у вузьких вулицях підсилюється; на вулицях і перехрестях легко виникають пилові вихори і поземки. У тиху антициклонічну погоду на перегрітій території міста спостерігається явище так званого міського бризу. Слабкі вітри спрямовані вдень від навколишньої місцевості до центру міста при посиленні висхідного руху повітря над містом. Якщо загальний перенос повітря досить сильний, це явище непомітно. При стійкій стратифікації атмосфери, особливо при інверсіях температури, дим може накопичуватися в приземному шарі атмосфери в такій кількості, що робить шкідливу фізіологічну дію. Відоме задимлене повітря великих портових і промислових міст. Отруйні дими і гази, що є відходами виробництва, можуть накопичуватися в нижніх шарах, особливо якщо цьому сприяє рельєф місцевості, і приводити до масових отруєнь, як це траплялося, наприклад, у містах Рурської області. Автомобільний транспорт вносить найбільший внесок у забруднення повітря міст. У Лос-Анджелесі, дуже великому місті з розвитою промисловістю і величезною кількістю автомобілів (понад 3 млн.), за добу надходить у повітря до 40 т твердих часток, 450 т окису сірки і 190 т окису азоту.

Тумани і смоги в містах Під впливом домішок, концентрація яких у повітрі міст різко збільшена, у містах частіше (до 2-3 разів) спостерігаються погіршені умови видимості (менше 10 км) - явище називане серпанком. Вуглеводні й азотисті з'єднання, що викидаються в першу чергу автотранспортом, під впливом опромінення сонячною радіацією нерідко, особливо в низьких широтах, перетерплюють хімічні зміни і набувають коричневого забарвлення. Так виникає явище, називане фотохімічним смогом, що робить особливо шкідливий вплив на людину (насамперед, на очі), тварин і рослинність. У ряді міст США, Японії, Західної Європи, Туреччини й ін. фотохімічний смог спостерігається по декілька десятків днів у році (у Лос-Анджелесі, наприклад, у середньому 70 днів). Широко поширена думка про те, що не тільки повторювальність серпанків, але і туманів у містах більше, ніж в округах. У дійсності, як випливає з аналізу спостережень, повторювальність туманів (метеорологічна дальність видимості в котрих, відповідно до визначення, менше 1 км) у великих містах не тільки не більше, але й істотно менше (до 2-3 разів), ніж у їхніх околицях. Підкреслимо, що мова йде про міста, у яких сформувався стійкий «острів» тепла з різницею температур повітря між містом і околицями в середньому більше 1 °С. Таким чином, як дані спостережень за туманом, так і за дальністю видимості вказують на те, що у великому місті тумани і сильно погіршена видимість (котра й обумовлена переважно утворенням туману) спостерігаються до 2-3 разів рідше, ніж в околицях його.

Чим пояснюється це дещо парадоксальне (по традиційних уявленнях) явище? Забруднення атмосфери міста, звичайно ж, сприяє погіршенню видимості. Однак під впливом домішок збільшується, як сказано вище, лише повторювальність серпанків і видимості від 1 до 10 км. Що стосується ядер конденсації (котрі, нібито, сприяють більш частому утворенню туманів у місті), те їх більш ніж досить в атмосфері не тільки міст, але і будь-якого іншого району Землі: навіть на невеликій частини ядер утворяться краплі. Відомо, далі, що вже при утворенні серпанку відбувається обводнювання ядер. При цьому, чим вище відносна вологість повітря, тим менше частка ядер конденсації в загальній масі капель (у тумані менше 0,1 %). Тиск насиченої пари над краплею радіусом більше 1 мкм (а в тумані такі краплі складають переважну більшість) практично не відрізняється від тиску насичення над плоскою поверхнею води. Умови існування і росту таких крапель визначаються зміною відносної вологості повітря, зокрема, під впливом температури. В тому випадку, коли повітря на околицях міста досягло стана насичення, відносна вологість у місті складе 92-94 % при температурі в місті на 1 °С вище, ніж в околицях, і 84-88 % при різниці температур 2°С. Природно, що при такій вологості туман у місті відсутній, у той час як в околицях при цих метеорологічних умовах він утвориться. Для виникнення туману в місті температура повітря в околицях повинна впасти значно нижче точки роси При цьому в околицях утвориться сильний (із великою водністю) туман, у місті ж - помірний або слабкий. Розсіюються в місті насамперед слабкі тумани. Підкреслимо, що підвищення температури не робить помітного впливу на утворення туманів у тих містах, де різниця температур повітря між містом і околицями не перевищує декількох десятих частин градуса. У таких містах визначальний вплив на зміну умов видимості робить забруднення атмосфери. Аналіз даних спостережень показав, що різниця температур повітря в місті й околицях змінюється в широких межах (від 12 до -9 °С), причому місто тепліше околиць (різниця температур більше нуля) у 70-80 % випадків; різниця температур більше вночі, ніж удень. Визначальну роль у формуванні острова тепла (область, що окреслюється ізолініями різниці температур повітря між містом і околицями) грає не тепло, що виділяється підприємствами, житловими будинками і транспортом (така думка достатня широко поширено і знайшла відбиток у літературі), а геофізичні чинники, у першу чергу зменшення ефективного випромінювання земної поверхні хмарою домішок і водяною парою, що утворюється при спалюванні різних видів палива. Відому роль грають поглинання сонячної радіації хмарою домішок, зміна режиму випару, альбедо поверхні (взимку - за рахунок забруднення снігу) і деякі інші чинники. У містах переважають підняті інверсії температури, у сільській місцевості - приземні. Основна роль у створенні піднятих інверсій належить турбулентному обміну.