КЛІМАТ УРБОЕКОСИСТЕМ
На сучасному етапі урбанізації значний інтерес являють різні аспекти антропогенного впливу на кліматоутворюючі чинники та їх зміну в умовах міст. Клімат міста складається зі загальних кліматичних, мезокліматичних і мікрокліматичних чинників. Загальні кліматичні чинники формуються завдяки взаємодії сонячної радіації з природними географічними чинниками навколишнього середовища. Мезоклімат є результатом взаємодії кліматичних чинників зі складовими підстилаючої поверхні місцевого масштабу – великими водоймищами, лісовими масивами. Його особливості виявляються в приземних шарах атмосфери на відстані від 2 до 20 м і вище від земної поверхні і слабішають з висотою. Мікроклімат поєднує в собі фізичні явища, які відбуваються в приземних шарах атмосфери, тобто на відстані 1, 5–2, 0 м від земної поверхні. Місто створює свій, місцевий клімат, а на окремих ділянках його забудови – вулицях і площах – створюються специфічні мікрокліматичні умови, які визначаються мікрорельєфом, наявністю водних об’єктів, плануванням і розташуванням міської забудови; архітектурою будівель і споруд; матеріалами, які були використані під час будівництва; покриттям вулиць; кількістю, розподілом, видовим складом, віком та станом зелених насаджень. У табл. 60 наведені показники змін мікрокліматичних умов міста порівняно зі заміськими умовами. Якщо в сільській місцевості у формуванні кліматичних умов основними чинниками є природні, то на території урбоекосистеми вирішального значення набувають антропогенні чинники. Серед них: – забудованість території – у містах вона становить від 25 до 75 % їх площі; Таблиця 60 – Мікрокліматичні показники міста
– різноманітні покриття – дахи, дороги, тротуари, загальна площа яких досягає 50 % території міста, які практично не пропускають вологу і слабко відображають сонячні промені – на 10–27 %; теплові – на 11 % і мають високу теплоємність, таким чином трансформуючи майже 90 % променистої енергії Сонця в тепло; – технологічні процеси – викиди в атмосферне повітря і скиди стічних вод від промисловості, енергетики, комунального господарства; – міський транспорт. Все це істотно впливає на природні метеорологічні умови і приводить до появи певного мезоклімату, на тлі якого і формуються мікрокліматичні умови в місті, що відрізняються від таких у сільській місцевості (табл. 61). Середня температура повітря в містах на 1–2 º С вища, ніж у сільській місцевості. Опадів випадає на 5–30 % більше, а швидкість вітру на 20–30 % менша. У великих містах відносна вологість повітря нижча на 2–10 %, хоча хмарність вища на 20–100 %. Містам властива підвищена запиленість повітря, через те прозорість повітря зменшується на 15–25 %.
Таблиця 61 – Основні зміни мікроклімату в містах порівняно зі сільською місцевістю
Температура. Атмосфера регулює тепловий режим Землі. Якби Земля не була оточена повітряною оболонкою, то протягом однієї доби амплітуда коливань температури поверхні планети досягла би 200 º С: удень – більше 100 º С; вночі – мінус 100 º С. Середня температура Землі завдяки атмосфері становить близько 15 º С. Кількість падаючої сонячної радіації в масштабах певного регіону визначається багатьма чинниками, зокрема: – прозорістю атмосфери, яка залежить від хмарності і кількості домішок; – ухилом і орієнтацією земної поверхні; – рельєфом місцевості, наявністю будівель, споруд та інших об’єктів, що відкидають тінь. Із загальної кількості сонячної енергії, яка надходить до атмосфери, майже 20 % поглинається вуглекислим газом, метаном, киснем, озоном та азотом, які прозорі для короткохвильової радіації, але затримують теплове випромінювання з поверхні планети; 47 % акумулюється діяльним шаром суходолу і океану, 5 % – хмарами і 28 % відбивається назад у навколишньоземний простір. Відношення відбитої радіації до загальної кількості сонячної енергії, тобто альбедо системи „земна поверхня–атмосфера”, пересічно становить 28 %. Переважна кількість тепла, що йде на нагрівання ґрунту, витрачається на процеси випаровування вологи і меншою мірою – на турбулентний теплообмін з атмосферою. Внесок водяної пари у формування температурного режиму становить 62 %, суміші азоту, кисню, метану, водню та озону – 30 %, вуглекислого газу – 7 %, інших – 1 %. З огляду на вміст вуглекислого газу в атмосфері та на величезні обсяги його емісії, які складають понад 6 млрд тонн на рік, а також на тривалий час кругообороту, який становить до сотні років, цей газ вважають основним чинником зміни температурного режиму. Атмосфера значно динамічніша, ніж гідросфера, маса якої у 275, теплоємність – у 4, а теплопровідність – у 20 разів більші, ніж відповідні параметри атмосфери. Звідси й різниця у періодах теплового відгуку на зміни зовнішніх впливів: у нижній атмосфері – приблизно один місяць, при взаємодії верхніх шарів океану і повітряного басейну – місяці–декілька років. До консервативних елементів належать елементи літосфери, але оскільки вона найбільш зазнає антропогенного впливу, то її стан впливає на характер регіонального мікроклімату. Розподіл тепла в ґрунтах залежить від їх властивостей, і перш за все від теплоємності і теплопровідності. Більшість порід мають малу теплопровідність, кал/м² /º С: пісковик – 0, 0109; граніт – 0, 009; суглинок – 0, 0044; пісок – 0, 00252, порівнянно з льодом – 0, 0573, повітрям – 0, 000056 та водою – 0, 00129. На передачу тепла в ґрунтових умовах потрібний певний час. Якщо на поверхні ґрунту найвища температура була близько 13.00 год, то на глибині 10 см максимум температури настане тільки близько 16.00 год, а на глибині 20 см – близько 19.00 год. Інфраструктура міста (забудова житлових кварталів, промислові і комунальні комплекси, транспорт, обмежена кількість зелених насаджень) сприяє тому, що в містах, особливо великих, складається свій, специфічний температурний режим. Сонячна радіація в умовах великих промислових міст виявляється зниженою внаслідок зменшення прозорості атмосферного повітря, та вміст у ньому дрібнодисперсного пилу та диму. За рахунок підвищеного забруднення повітря міст у середньому може втрачатися до 20 % сонячної радіації, особливо сильно послаблюється надходження ультрафіолетової радіації. Одночасно в місті до розсіяної радіації додається радіація, відображена стінами будівель і мостовими. На території міста знижено ефективне випромінювання та нічне вихолодження. Зміна радіаційного балансу, додаткове надходження тепла в атмосферу від використання органічного палива і незначної витрати тепла на випаровування призводять до підвищення температури всередині міста порівняно з навколишніми приміськими районами. На межі системи «місто– сільська місцевість» виникає значний горизонтальний градієнт температур, який може сягати 4 º С/км. Температурні відмінності проявляються різкіше в ясну погоду. У денні години температурні відмінності між міськими і приміськими районами зменшуються і о півдні стають мінімальними. Температурні відмінності між містом і околицею після заходу Сонця збільшуються. У денні години в центрі міста та в районах вокзалів повітря прогрівається найсильніше. Паркова зона залишається найхолоднішою в місті. За похмурої погоди температурні відмінності між районами міста невеликі. Улітку освітлювані сонцем поверхні будівель та споруд у містах значно нагріваються, перетворюючись на могутнє джерело теплового випромінювання. Це стосується: – бетонних конструкцій, які мають велику теплоємність – 180 Вт/м²; – металевих конструкцій і покриттів, які залежно від пори року нагріваються від 8 до 80 º С; – асфальтового покриття, температура якого в сонячний день на 25 º С вище за температуру приземного повітря на відстані 2 м від поверхні ґрунту. Для порівняння в тих самих же умовах підвищення температури над зеленим газоном становить не більше 10 º С. Уявлення про різницю температур між містом і передмістям у різних фізико-географічних районах дають криві річного ходу температур цих різниць. Для міст помірної зони різниця температур „місто–передмістя‟ у середньому за рік складає близько 1 º С, у місті температура вища. У південних містах у літні місяці вдень прохолодніше, а в нічний час тепліше, ніж у передмісті, що пояснюється більш значним озелененням південних міст. Над великою частиною міста утворюється плато теплого повітря, так звані „острови тепла” з невеликим підвищенням температури в напрямку до центра міста. Термічна однорідність цього плато порушується впливом парків і озер – „області холоду” і щільною забудовою промислових та адміністративних будівель – „острови тепла”. „Острови тепла” мають свої особливості, які відіграють певну роль у формуванні мікрокліматичних умов міста. Завдяки власному низькому тиску, „тепловий ковпак” міста притягує прохолодніші поверхневі шари атмосфери, а разом з ними і хмари. У результаті нижня межа хмар над містом буває меншою на 100 м, ніж за містом. Одночасно повітряні потоки, висхідні від земної поверхні, утворюють місцеві купчасті хмари. Завдяки «островам тепла», в Токіо влітку кількість діб зі середньою температурою, вищою 30 º С, і „тропічних ночей” з мінімальною температурою, не нижчою 25 º С, збільшилася в 10 разів, ніж у ХІХ сторіччі. У безвітряні дні над крупними містами на висоті 100–150 м можливо утворення шару температурної інверсії, який затримує забруднені маси повітря над територією міста. Це разом із значними тепловими викидами та інтенсивним нагрівом кам’яних, цегляних і залізобетонних споруд спричинює нагрів центральних районів міста. У зимові безвітряні дні перепад температур повітря між центром і околицями може сягати 10 °С. Тепловий вплив міст, як правило, виявляється в межах 100–500-метрового приземного шару атмосфери. Одночасно з цим у мікрокліматі міста виявляється багато загальних ознак, іноді й до висоти 1 км. Вітер. Нерівномірність прогрівання атмосферного повітря приводить до горизонтальних градієнтів тиску, які й визначають переміщення мас повітря навколо Землі. Окрім горизонтального градієнта тиску, на переміщення повітряних мас діє сила Коріоліса, що виникає при обертанні Землі. Ця сила відхиляє потік повітря праворуч, на північ. Сила Коріоліса залежить від кутової швидкості обертання Землі. Вона максимальна на полюсах і дорівнює нулю на екваторі. У зоні максимального нагріву тепле повітря піднімається догори, у зв’язку із зменшенням його щільності і переміщенням на великих висотах у бік холодних районів, де воно охолоджується, опускається до земної поверхні й починає переміщатися у напрямку зони максимального нагріву. Якби напрямок вітрів залежав тільки від теплового чинника, то вони були б або північними, або південними. Проте, унаслідок обертання Землі, повітряні маси відхиляються в східному і західному напрямках. Така картина руху повітря значною мірою змінюється під впливом місцевих коливань тиску, а також у результаті поверхневого тертя. Поверхнева циркуляція повітря навколо зони високого тиску в північній півкулі завжди відбувається за годинниковою стрілкою, в південному – проти. Навколо зон низького тиску повітря рухається у зворотному напрямку. Рух повітря характеризують швидкість вітру у вільній атмосфері та її зміни над рівнем місцевих перешкод. Поверхня Землі надає гальмівної дії і є причиною утворення прикордонного шару між нерухомим повітрям і вітром у вільній атмосфері. Висота повітряного шару над центром міста може сягати 500 м, над лісовим масивом – 400 м, над рівниною – 250 м. Чим вища теплопоглинальна здатність поверхні, тим значніші добові коливання температури повітря. Повітряні потоки у поверхні Землі мають різні напрямки і формують теплі і холодні, стійкі і нестійкі маси повітря. За горизонтальногонапрямку повітряні потоки, теплі або холодні, можуть зближуватися або віддалятися один від одного. Зони, в яких відбувається зближення мас повітря, називають атмосферними фронтами, які безперервно виникають і руйнуються. Ширина фронтальних зон відносно невелика, але в них, як правило, концентруються найбільші запаси енергії, і вони утворюють найбільші циклони та антициклони. Фронт має висоту 2–3 км, сягаючи іноді 8–10 км. Чим могутніше фронт, тим більш тривалі й рясні опади. Довжина теплового фронту може досягати 1000–2000 км, а заперпендикулярним напрямком – 500–700 км. Повітряні маси переміщуються завдяки різниці тиску повітря. У холодній повітряній масі повітря більш щільне і тому атмосферний тиск після проходження холодного фронту підвищується. Повітря рухається від області високого тиску до області більш низького. Рух цей відчувається у вигляді вітру. Повітряні потоки рухаються, як правило, майже паралельно земній поверхні, вертикальні слабші за горизонтальні і виникають лише в хмарах чи горах за сильно розвиненої конвекції, тобто коли більш теплі маси повітря та менш щільні, ніж навколишнє середовище, переміщуються догори, а більш холодні і щільні – донизу. На вітер діє напрямок обертання Землі, центробіжна сила і сила тертя. Оскільки вітер виникає в результаті різниці атмосферного тиску, можна зробити практичний висновок: якщо повернутися спиною до вітру, центр низького тиску завжди буде знаходитися зліва і дещо попереду, а високого – справа і дещо позаду. У містах на режим вітру впливають характер забудови, конструкції будівель і споруд. Вплив міста на режим вітру відбивається на зниженні його швидкості та посиленні поривчастості. Вітровий потік у місті зазнає великої зміни і стає дуже складним. На вузьких вулицях і в найбільш забудованих районах, у скверах і парках швидкість вітру менша, ніж в околицях. На вулицях, що орієнтовані паралельно загальному потоку повітря, швидкість вітру зростає. Підвищується швидкість вітру і на широких вулицях, що не мають зелених насаджень. Залежно від характеру забудови і висоти будівель вплив міста на швидкість вітру поширюється до різної висоти. З навітряного боку швидкість вітру зростає, з підвітряного – слабшає. Вітровий режим крупних міст характеризується зниженням швидкості вітру в місті порівнянно зі швидкістю у передмісті. Іноді в місті можливе посилення швидкості вітру, наприклад за напрямках вітру, що співпадають з напрямком вулиць, обмежених багатоповерховою забудовою. Особливо несприятливі вітрові режими виникають у нових районах з вільною забудовою. Разом з тим через нераціональне планування кварталів в окремих районах новобудов можуть спостерігатися місцеві падіння атмосферного тиску. Так, у невеликих проміжках між двома крупними будинками за певних напрямків вітру, швидкість вітрових потоків може значно зростати. Згідно зі законом аеродинаміки в таких місцях відбувається падіння атмосферного тиску до десятків мілібар, який з внутрішнього боку кварталу набуває пульсівного характеру з частотою 5–6 Гц. Зона подібного пульсівного тиску поширюється на 15–20 м у боки від проміжку між будинками. Схоже, хоч і менш виражено, спостерігається і на верхніх поверхах будівель з плоскою крівлею. Вирішення даної проблеми постійно вимагає проведення в районах новобудов комплексу заходів щодо нормалізації вітрового режиму шляхом більш раціонального планування кварталів, будівництва вітрозахисних споруд і формування захисних систем зелених насаджень. За слабких вітрів (1–3 м/с) може виникнути міська циркуляція повітря. Велика шорсткість підстилаючої поверхні і плато тепла обумовлюють особливості вітрового режиму в умовах міста. У поверхні Землі течії спрямовані до центра, де зосереджені більш теплі повітряні маси, а вгорі спостерігається відтік повітря до околиць міста. Наявність у містах водоймищ сприяє розвитку денної місцевої циркуляції повітря від водоймища до забудови, а вночі – навпаки. Відмінності в нагріві освітлених і затінених частин вулиць і дворів визначають місцеву циркуляцію повітря. Висхідні рухи формуються над поверхнею освітлених стін, а низхідні – над затіненими стінами. Вологість. Одним із найважливіших параметрів навколишнього середовища, який визначає погодні умови міст, є вологість повітря. Вологість – це міра, що характеризує вміст водяної пари в повітрі. Абсолютна вологість – це маса водяної пари, що міститься в одиниці об’єму повітря. Відносна вологість – це кількість води, що міститься в повітрі за даної температури, порівняно з максимальною кількістю води, яка може міститися в повітрі за тієї самої температури у вигляді пари. Іншими словами, відносна вологість показує, скільки ще вологи не вистачає, щоб за даних умов навколишнього середовища почалася конденсація. Ця величина характеризує ступінь насичення повітря водяною парою. За 100%-вої відносної вологості в повітрі може відбутися конденсація водяної пари з утворенням туману, випадінням опадів. Температура, за якої це трапляється, називається точкою роси. Джерелом вологи в повітрі є вода, що випаровується з відкритих водних поверхонь, ґрунту і рослин. У природних умовах оптимальна відносна вологість забезпечується наявністю зеленого покриву – лісів, луків і водоймищ – річок, озер, боліт. Міська територія має значно меншу кількість чинників формування вологості атмосферного повітря. Це приміські рекреаційні сади, парки, газони, штучні водні об’єкти. Наявність вологи в повітрі різко змінює його теплопровідність і теплоємність, тому низькі негативні і високі позитивні температури в умовах великої вологості переносяться значно важче. Узимку за великої вологості обмороження людини може статися вже при 4 º С. Оптимальна для людини вологість атмосферного повітря становить 40–60 %. Існують відмінності в розподілі вологості повітря в містах і сільських районах. Для міст характерний нижчий рівень вологості, що обумовлено підвищеним фоном температури. Найнижчий рівень вологості в міських умовах – 5–20 % фіксується, як правило, в зимовий період. Вологість в місті залежить не тільки від змін температурного режиму, але й від багатьох опосередкованих чинників: характеру підстилаючої поверхні, ступеня озеленення, видового складу, віку, стану зелених насаджень. Вологість повітря в крупних містах нижча, ніж на околицях, що пов’язано зі загальним зниженням вологи в атмосфері над містом унаслідок зменшення її випаровування порівняно зі сільськими районами. Відмінності в абсолютній вологості можуть досягати 2, 0–2, 5 гПа і у відносній вологості – 11–20 %. Контрасти вологості системи «місто–передмістя» в річному ході мають максимальні значення в літній період, а в добовому ході – у вечірні години. Увечері повітря сільської місцевості охолоджується швидше і стратифікація є стійкішою, ніж у міській забудові. У нижніх шарах повітря відбувається підвищення вологи, оскільки випаровування у земної поверхні перевершує відтік вологи у верхні шари через послабленицй турбулентний обмін і роса зменшує вологість у поверхні ґрунту. У містах, навпаки, поєднання слабкого утворення роси, наявність антропогенних джерел водяної пари і областей застійного повітря забезпечують велику вологість у міських забудовах. Удень розвинена термічна нестійкість забезпечує обмін вологою між нижніми і верхніми шарами повітря, і відмінність між містом і його околицями нівелюється. Наявні відмінності в температурно-вологісному режимі системи «місто–передмістя» виявляються і в розподілі атмосферних явищ. Туманів у місті через підвищення температури і зниження відносної вологості може бути менше, ніж за містом. У широтних зонах, де взимку поверхня Землі вкривається снігом або замерзає, повітря у великому місті може бути вологішим і вдень за рахунок антропогенних джерел, що забезпечують значне надходження водяної пари в атмосферу. Проблема падіння відносної вологості в крупних містах пояснюється великою кількістю асфальтового покриття, особливостями міських споруд, оскільки більшість матеріалів, з яких побудовані житлові дома, будівлі та спорудження, є сильними адсорбентами водяної пари з навколишнього середовища. Саме такі особливості асфальтового і бетонного покриття знижує вологість повітря над заасфальтованою поверхнею і біля стін будинків на 5–10 %. Опади. Атмосфера виконує найважливішу роль перерозподілювача вологи на Землі. Вода, що надійшла в атмосферу у вигляді пари, переноситься на величезні відстані і потім знову випадає на Землю. За слабкого дощу до 1 мм опадів на кожен 1 м² поверхні доводиться близько 1 кг води, а на 1 га – 10000 кг. Для випаровування 1 т води, тобто для зворотного процесу, потрібно витратити близько 2512 Дж теплоти. В атмосфері завжди присутня водяна пара, кількість якої коливається від 0 до 4 % за об’ємом. Вода в атмосфері знаходиться в усіх агрегатних станах: газоподібному – водяна пара; рідкому – краплі дощу і твердому – кристали льоду. Конденсація водяної пари сприяє утворенню хмар. Атмосферна волога, що втрачається в результаті випадіння опадів, поповнюється за рахунок надходжень нових порцій води, що випаровується. Повне оновлення складу пари в атмосфері відбувається за 9–10 діб. Висхідна повітряна маса з великою вірогідністю може викликати випадіння опадів. За одного і того ж напрямку вологих вітрів на навітряні схили пагорбів заввишки 200–300 м випадає більша кількість опадів, ніж на підвітряні схили. Зазвичай над містами спостерігається підвищена кількість опадів, що пояснюється висхідними потоками повітря, викликаними розсіюванням тепла від будівель, асфальтового покриття, транспорту, а також тепловими викидами промислових підприємств. У результаті горизонтальний вітер відхиляється догори і збільшує площу опадів. Аналізуючи вплив міста на режим опадів, потрібно окремо розглядати тверді та рідкі опади, оскільки вплив міста на кожний з цих видів буде різним. У зимовий період року відмінності між містом та передмістям у сумах опадів зазвичай незначні. У літній час найбільша кількість опадів реєструється над містом, але не в центральній його частині, а на околицях. Якщо вологість повітря досить висока, то підвищена конвективна нестійкість і забрудненість повітря над містом сприяють утворенню хмарності. Необхідна умова утворення хмар – насичення водяної пари до стану конденсації, тобто перетворення пари на воду, або сублімації – перетворення пари на крижані кристали, минаючи рідку фазу, та зниження температури повітря до критичної. Крім того, у повітрі повинні знаходитися так звані ядра конденсації або сублімації. Звичайно такими ядрами є кристали солі, або мікроскопічний пил, піднятий з поверхні ґрунту, частки дрібнодісперсного пилу над виробничими об’єктами.
|
