Учебно-методический комплекс дисциплины «Климатология и метрология» для специальности 5М060800 «Экология» учебно-методические материалы

3. Микроклимат

Поверхность, воспринимающую и отдающую энергию, являющуюся источником температурных колебаний прилегающих слоев воздуха и почвы, А.И. Воейков назвал внешней деятельной поверхностью. Процессы поглощения и излучения радиации, испарения и теплообмена происходят не только на поверхности, но всегда охватывают слой различной толщины. Выделяют также деятельный слой земной поверхности, в котором практически полностью усваивается вся поглощенная радиация.

В географическом районе с одним и тем же типом климата могут наблюдаться различные варианты микроклимата: леса, поляны, холмов, долин, озер, болот, города.

Наряду с понятием «микроклимат» существует понятие «мезоклимат» как промежуточное звено между макроклиматом и микроклиматом.

Б.Н. Романовой были предложены критерии разделения мезо- и микроклимата, представленные в таблице 1.

Мезоклиматические особенности формируются под действием как макромасштабных, так и мезомасштабных неоднородностей достаточно большой площади. К макромасштабным неоднородностям относятся горный рельеф, океаны, моря, а мезомасштабные характеризуют холмистый рельеф, реки, озера, пестроту почвенно-растительного покрова, большие города.

Существующие в природе микронеоднородности подстилающей поверхности (бугры, кочки, борозды) также влияют на метеорологический режим самого нижнего припочвенного слоя воздуха и верхних слоев почвы. Такие вариации метеорежима предложено именовать наноклиматическими. Различия эти могут быть существенными, и их необходимо принимать во внимание при исследовании роста и развития растительности, животного мира. Выполненные разработки показали, что изменения климатических характеристик при наличии микроклиматической неоднородности на близких расстояниях могут быть сильнее, чем при переходе из одной климатической зоны в другую.
Таблица 1 – Критерии распределения мезо-, микро- и наноклимата

Неоднородности подстилающей поверхности		Масштаб возмущений
Тип	Характеристика	горизонтальный	вертикальный
Мезоклимат
Горный рельеф Холмистый рельеф	Система гор Массивы площадью >100 км2
Реки Озера, моря, океаны	Ширина >1 км Площадь зеркала 50–100 км2	<100 км	<1000 м
Почвенно-растительный покров Большой город	Массивы площадью >100 км2 Районы города
Микроклимат
Горный рельеф Холмистый рельеф	Отдельные участки Отдельно стоящие холмы или группа холмов
Реки Озера, пруды Почвенно-растительный покров	Ширина <1 км Площадь зеркала <50 км2 Массивы площадью <100 км2	<10км	100–200 м
Город, поселок	Элементы застройки, отдельные здания, улицы
Наноклимат
Микровозвышения и микропонижения (бугры, кочки, гребни, борозды, западины)	Отдельные неровности с перепадом высот, измеряемым единицами и десятками сантиметров	1–3 м	<0,5 м

Микроклиматические различия зависят от мелкомасштабных различий в строении и свойствах подстилающей поверхности. Эти различия меньше в сравнении с особенностями климата, которые создаются влиянием других крупномасштабных географических факторов. В создании микроклиматических различий играют роль экспозиция подстилающей поверхности относительно стран света, мелкомасштабные неровности рельефа, большая или меньшая влажность почвы, характер и особенности растительного покрова и т.п. Эти различия в подстилающей поверхности определяют различия в поглощенной радиации, эффективном излучении и радиационном балансе поверхности, а также в условиях турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и пограничным слоем атмосферы. В результате наблюдаются микроклиматические различия в режиме температуры и влажности воздуха и в испарении.

Микрорельеф и различия в шероховатости земной поверхности могут создавать и микроклиматические различия в режиме ветра. Известны усиления ветра на наветренных склонах и вершинах холмов и зоны слабых ветров в небольших котловинах. Труднее обнаруживаются микроклиматические различия в режиме облачности и осадков. Например, над значительным по размерам озером в теплое время года может происходить частичное рассеяние кучевых облаков. В холодное время года облака конвекции, напротив, могут возникать над открытыми водными поверхностями.

В разных условиях погоды микроклиматические различия могут быть выражены лучше или хуже. Например, температурные различия будут наибольшими в тихую и солнечную погоду, при сильном ветре температурные различия будут наименьшими, а различия в ветре – самыми большими.

Образование различных видов туманов и, следовательно, их климатический режим также зависят от микроразличий земной поверхности. Например, в низине или вблизи болота повторяемость туманов может быть существенно больше, чем в соседней открытой местности (за счет поземных туманов). Над большими реками радиационные туманы возникают реже, чем над соседней местностью, но зато в зимнее время возможно возникновение туманов испарения.

Когда речь идет о таких крупных объектах, как побережье или город, иногда избегают пользоваться термином «микроклимат» и говорят о местном климате; однако точного количественного разграничения этих терминов не существует. К явлениям местного климата следует отнести, например, бризы и горно-долинпые ветры, многие климатические различия внутри горных систем.

С.П. Хромовым была сделана попытка увязать определения климата, местного климата и микроклимата с таксономическими единицами ландшафтоведения. Термин «климат» можно понимать как климат географического ландшафта, определяемый по показаниям нескольких станций, расположенных в типичных участках этого ландшафта (например, климат Южного берега Крыма). Под местным климатом можно тогда понимать климат определенного географического урочища внутри данного ландшафта, вполне характеризуемый данными одной метеорологической станции, расположенной в этом урочище (например, станции города Ялты). Микроклимат следует рассматривать как климат фации внутри данного урочища (например, ялтинской набережной), для выяснения которого нужны специальные микроклиматические наблюдения.

Методы исследования микроклимата. Понятно, что обычная сеть метеорологических станций слишком редка для микроклиматических исследований. Такие исследования проводятся путем организации густой сети наблюдений на небольших расстояниях хотя бы на короткие промежутки времени. Наблюдения над ветром, температурой и влажностью при этом проводят на разных уровнях над почвой, начиная от нескольких сантиметров. Поскольку с помощью таких наблюдений определяют вертикальные градиенты метеорологических элементов в приземном слое воздуха, то сами наблюдения называются градиентными.

Для микроклиматических наблюдений применяют переносные походные приборы, в особенности психрометр Ассмана и ручной анемометр, а также электрические термометры и переносные актинометрические приборы. Практикуют микроклиматические съемки с одновременными наблюдениями в ряде точек на местности. Используют также автомобиль, с которого делаются наблюдения походными приборами в различных точках выбранной трассы или самопишущими приборами непрерывно на всей трассе. К микроклиматическим наблюдениям относятся и съемки снежного покрова, выясняющие особенности его распределения на местности.

Понятно, что микроклиматические наблюдения невозможно вести длительно, на протяжении многих лет, в одном и том же месте, как обычные метеорологические наблюдения. Задача исследования заключается не в определении многолетнего режима, а в выявлении разностей между условиями в различных пунктах исследуемой местности и в сравнении наблюдений в отдельных точках с показаниями опорной постоянно действующей станции в данном районе.

Микроклиматы водоемов и прибрежных территорий

Вследствие различий в соотношении между составляющими радиационного и теплового балансов водной поверхности и суши создается местная циркуляция (бризы), наиболее четко выраженная в теплое время года в прибрежной полосе, размеры которой зависят от площади водоемов и контрастов в температуре поверхности суши и водоема, а также от строения окружающей территории. Днем над нагретой сушей конвективные потоки поднимаются вверх, а на смену им с водоемов в нижнем слое приходит более холодный воздух, возникает дневная ветвь бризовой циркуляции. Ночью, когда суша становится холоднее водных масс, возникает обратная циркуляция. Бризы помимо морских побережий наблюдаются на больших и малых водоемах и на больших реках (например, на Волге). Чем меньше водоем, тем меньше скорости бриза, его горизонтальная и вертикальная мощность. Особенности орографии прибрежных территорий влияют на проникновение бриза в глубь суши. Наиболее благоприятные условия создаются для его распространения на плоских побережьях, где он проникает на десятки километров. При нахождении вблизи береговой линии горных препятствий проникновение бризов в глубь территории ограничено.

Скорости ветра при бризовой циркуляции могут быть различные, от 1–2 до 7 м/с и более в случае хорошо развитого бриза. Влияние водоемов на скорость ветра на побережьях прослеживается и при отсутствии бризовой циркуляции. Скорость ветра над водоемами всегда больше, чем над прилегающими участками суши, вследствие их малой шероховатости. Различия в шероховатости воды и суши приводят к тому, что воздушные потоки, встречая меньшее сопротивление движению над водой при ветре, дующем под углом к суше, имеют тенденцию обтекать береговую линию со стороны моря. Встречая на пути мысы, особенно гористые, ветер частично обтекает, а частично переваливает через них и резко усиливается, поэтому на мысах нередко можно наблюдать скорости ветра большие, чем над открытым морем.

Существенное влияние на температурный режим оказывают и менее значительные по своим размерам водоемы: озера, водохранилища, реки. Так, например, в низовьях Волги при ветрах с реки дневные температуры понижаются на 1–2ºC и приблизительно на столько же повышается ночная температура.

При исследовании изменений микроклиматических характеристик побережья под воздействием водоема необходимо учитывать изменчивость направления ветра внутри выбранного интервала времени. При направлении ветра с водоема он оказывает наибольшее влияние на микроклиматические характеристики. В случае противоположного направления ветра водоем оказывается под влиянием суши. Водоемы оказывают большое влияние на продолжительность безморозного периода. В долинах больших рек, на берегах озер, водоемов длительность безморозного периода увеличивается на 10–20 дней (таблица 2). В тех случаях, когда расположение водоемов в понижениях сочетается с влиянием вогнутых форм рельефа, влияние водоема на термический режим оказывается более значительным.

Например, осенью в ночные часы над озерами, расположенными в котловинах и долинах рек, стекание воздушных масс способствует образованию туманов испарения.

В прибрежных районах морей и водоемов наблюдаются значительные контрасты в распределении всех метеорологических величин. Они имеют суточный ход и сильно зависят от изменчивости скорости и направления ветра в районах с хорошо развитой бризовой циркуляцией.
Таблица 2 – Время начала и конца заморозков в различных условиях рельефа

Местоположение	Изменение средних дат заморозков (дни) по сравнению с ровным открытым местом		Длительность безморозного периода, дни
	весна	осень
Вершины и верхние части склонов Долины глубиной от 50 до 100 м Котловины и  низины	+10 -5 -11	+10 -10 -14	+20 -15 -25

Примечание: знак «плюс» означает увеличение длительности безморозного периода, знак «минус» – уменьшение его длительности.
Влияние рельефа на микроклимат

Неровности поверхности с разностями высот порядка сотен или десятков метров влияют на мезо- и микроклимат в основном также как и крупномасштабный рельеф на общие условия климата. Основная роль в микроклимате пересеченной местности принадлежит экспозиции, т. е. ориентации склонов относительно стран света, а также формам рельефа. Неравномерное распределение солнечной радиации по склонам разной крутизны и ориентации является одной из основных причин возникновения термических различий подстилающей поверхности в условиях изрезанного рельефа.

Наиболее высокие температуры почвы, как показывают наблюдения, отмечаются на юго-западных склонах. Различия в нагревании почвы на склонах различной экспозиции сказываются и на распределении температуры воздуха, что может отразиться на характере растительности.

Разность температур на южных и северных склонах холмов в ясную погоду днем может достигать у земной поверхности несколько градусов, но на высоте 2 м она обычно составляет всего несколько десятых долей градуса. В пасмурную погоду, естественно, различия в температуре на склонах сглаживаются.

Увеличение колебаний температуры в вогнутых формах рельефа и ее уменьшение на вершинах холмов четко проявляются не только в условиях макрорельефа, но и микрорельефа. Особенно велики различия в минимальных температурах. Разности абсолютных минимумов могут достигать 15⁰C на высоте метеорологической будки. Это объясняется стоком холодного воздуха по склону местности и ослабленным обменом воздуха в низинах. Влияние рельефа, наиболее четко проявляющееся в распределении минимальных температур, сказывается и на длительности безморозного периода. В таблице 2 приведены данные об изменении средних дат заморозков в зависимости от рельефа.

Интенсивность заморозков также находится в сильной зависимости от формы рельефа. Это влияние проявляется даже при самых малых разностях высот. Разницы температур почвы и прилегающих слоев воздуха на грядках и между грядками могут достигать нескольких градусов.

В горных районах вследствие термической неоднородности вдоль склона и разности температур в приземном слое над склоном и в свободной атмосфере на той же высоте возникают местные циркуляции.

Воздействие холмистого рельефа на ветер наиболее отчетливо прослеживается при антициклонических условиях погоды и небольших скоростях основного потока. Ночью в холмистом рельефе с вершины и склонов воздух стекает вниз под влиянием силы тяжести и получает еще дополнительное ускорение за счет горизонтальной термической неоднородности склон – атмосфера. На смену стекающему охлажденному воздуху из атмосферы поступает более теплый воздух. Прямым следствием такого процесса является возникновение или усиление термической неоднородности вдоль склона: температура убывает от вершины и верхних частей склона вниз. По мере уменьшения крутизны склона условия для стока охлаждающегося воздуха ухудшаются, а у подножия склона и, особенно в бессточных отрицательных формах рельефа, где стока уже нет, происходит скопление холодного воздуха. Таким образом, в условиях микрорельефа может создаваться местная циркуляция по типу горно-долинной.

Холмы и возвышенности оказывают большое влияние на скорость ветра. При обтекании воздушным потоком отдельно стоящего холма наибольшие скорости ветра наблюдаются не на вершине его, а по бокам с наветренной стороны, а наименьшие – на подветренной стороне, как это видно на рисунке 7, на котором приведены участки с различными скоростями ветра вокруг холма конической формы. Такое распределение скоростей ветра вокруг холма вызывает неравномерное залегание снега на его склонах. На наветренной стороне толщина снежного покрова бывает небольшой вследствие сдувания снега, а в самой верхней части склона, где скорость ветра меньше, она несколько увеличивается.

На подветренном склоне толщина снежного покрова бывает значительно больше, особенно в нижней части склона, где скорость ветра наименьшая. Поэтому весной при таянии снега верхняя часть наветренного склона части склона освобождается от снега позднее, чем верхние.

Рисунок 7 – Распределение скоростей ветра вокруг холма

На количество осадков и их перераспределение оказывают влияние расчлененность рельефа, экспозиция склонов относительно влагонесущего потока, высота возвышенностей, их горизонтальная протяженность. При большой горизонтальной протяженности возвышенностей (сотни километров) на увеличение осадков основное влияние оказывает высота над уровнем моря. На возвышенностях с небольшой горизонтальной протяженностью увеличение количества осадков обусловлено ростом турбулентности, связанной со значительной изрезанностью рельефа. При малых горизонтальных размерах возвышенностей начинает влиять перераспределение осадков ветром, что может привести к увеличению осадков на подветренных склонах.

В теплое время года в нижних частях вогнутых форм рельефа приход воды увеличивается по сравнению с вершинами и верхними частями склонов за счет воды, поступающей с вышележащих участков, что является одной из причин различий во влагозапасах почвы на пересеченной местности.

Явления, сходные с перераспределением осадков в зависимости от ветра, возникают и в результате переносов снежного покрова метелями и поземками. Зимой в пониженных формах рельефа, как правило, происходит скопление снега за счет сдувания его с возвышенных мест. Высота снежного покрова значительно больше на подветренных склонах. Весной снег раньше всего сходит на вершинах и южных склонах холмов, где увеличен приток солнечной радиации. Характер схода снега и оттаивания почвы на склонах различной экспозиции обусловливает неодинаковое поглощение почвой талых вод. На северном склоне, где почва обычно оттаивает раньше, чем сходит снег, ею поглощается больше талых вод, чем на южном склоне, где снег сходит раньше, чем оттаивает почва.

Большой современный город сильно влияет на климат. Он формирует свой местный климат, а на отдельных его улицах и площадях создаются своеобразные микроклиматические условия, определяемые городской застройкой, покрытием улиц, распределением зеленых насаждений и др.

Большой город, особенно с сильно развитой промышленностью, загрязняет атмосферу над собой, увеличивает ее мутность и тем самым уменьшает приток солнечной радиации. За счет увеличения мутности может теряться до 20% солнечной радиации. Снижение солнечной радиации еще усиливается высокой застройкой в узких улицах. Вследствие той же пелены дыма и пыли на территории города снижено эффективное излучение, а значит, и ночное выхолаживание. В то же время в городе к рассеянной радиации присоединяется радиация, отраженная стенами и мостовыми.

Крыши и стены домов, мостовые и другие элементы города, поглощая радиацию, нагреваются в течение дня сильнее, чем почва и трава, и отдают тепло воздуху, особенно вечером. Поэтому температуры воздуха в городах в 70–80% случаев выше, чем в сельской местности. Поле температуры над городом характеризуется одной или несколькими замкнутыми изотермами, получившими название городского острова тепла. Лучше всего контрасты температуры между городом и окружающей сельской местностью выражены в спокойную антициклональную погоду. Они исчезают при сильном ветре или сплошной облачности. Особенно повышает город минимальные температуры. Разность минимальных температур на городской и загородной станциях может достигать нескольких градусов. С ростом города, т.е. с увеличением его застройки, температура в городе растет и формируется так называемый «остров тепла». Интенсивность и размеры острова тепла изменяются во времени и пространстве под влиянием фоновых метеорологических условий и местных особенностей города. Наиболее характерные закономерности изменения температуры воздуха при переходе от сельской местности к центральной части города иллюстрирует рисунок 8.

Рисунок 8 – Обобщенное сечение характерного острова тепла над городом. По Оке.

На границе город – сельская местность возникает знаительный горизонтальный градиент температуры, соответствующий «утесам острова тепла», который может достигать 4ºС/км. Большая часть города представляет собой «плато» теплого воздуха с небольшим повышением температуры по направлению к центру города. В центральной части больших городов располагается «пик» острова тепла, где температура воздуха максимальна.

Большая шероховатость подстилающей поверхности и наличие острова тепла обуславливает и особенности ветрового режима в городе. При слабых ветрах до 2–3 м/с может возникнуть местная городская циркуляция. Это явление схематически изображено на рисунке 9.

Рисунок 9 – Городская циркуляция, развивающаяся при слабых ветрах

В тихую антициклоническую погоду на перегретой территории города наблюдается так называемый городской бриз. Слабые ветры направлены днем от окружающей местности к центру города при усилении восходящего движения воздуха над городом. Если общий перенос воздуха достаточно силен, бриз незаметен.

Испарение, а, следовательно, и влажность в городе меньше, чем в сельской местности, вследствие покрытия улиц и стока воды в канализацию. Так как территория города нагрета больше, чем окружающая местность, и обладает большой шероховатостью, над городом усиливается конвекция и больше развиваются облака, что также уменьшает число часов солнечного сияния и количество ясных дней. Наблюдается и увеличение осадков над городом.

При устойчивой стратификации атмосферы, в особенности при инверсиях температуры, дым может накапливаться в приземном слое атмосферы в таком количестве, что оказывает вредное физиологическое воздействие. Известен задымленный воздух крупных портовых и промышленных городов. Ядовитые дымы и газы, являющиеся отходами производства, могут накапливаться в нижних слоях, особенно если этому благоприятствует рельеф местности, и вызывать массовые отравления.

Автомобильный транспорт вносит наибольший вклад в загрязнение воздуха городов. Так, в Лос-Анджелесе, очень большом городе с развитой промышленностью и огромным количеством автомобилей, в 1963 г. за сутки поступало в воздух до 40 т твердых частичек, 450 т оксидов серы и 190 т оксидов азота.

Под влиянием примесей, концентрация которых в воздухе городов резко увеличена, в городах чаще (в 2–3 раза) наблюдается дымка, т.е. условия видимости менее 10 км. Углеводороды и азотистые соединения, выбрасываемые, в первую очередь, автотранспортом, под влиянием облучения солнечной радиации нередко, особенно в низких широтах, претерпевают химические изменения и приобретают коричневую окраску. Так возникает явление, называемое фотохимическим смогом, которое оказывает особенно вредное воздействие на человека (прежде всего на глаза), животных и растительность. В ряде городов США, Японии, Западной Европы, Турции и других фотохимический смог наблюдается на протяжении нескольких десятков дней в году.

Под пологом леса создается свой фитоклимат, существенно отличный от условий в окружающей открытой местности. Сквозь кроны леса солнечная радиация проникает в ослабленной степени; в густом лесу вся или почти вся радиация будет рассеянной, а интенсивность ее – малой. Соответственно убывает и освещенность под пологом леса.

Роль деятельной поверхности в лесу переходит к кронам. Температура днем будет максимальной непосредственно над кронами леса, где она значительно выше, чем на том же уровне в открытой местности. Внутри леса днем (в летнее время) температура значительно ниже, чем над кронами. Ночью кроны сильно охлаждаются излучением, потому максимум температуры по вертикали наблюдается в это время на высоте 1–2 м над ними, а минимум температуры не на уровне крон, а внутри леса, так как холодный воздух стекает с высоты крон вниз.

Конечно, как радиационный, так и тепловой режим в лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и прочих биологических факторов.

Летом в лесу днем холоднее, чем в поле, ночью – теплее. Зимой условия сложнее, но, в общем, разность температуры между лесом и полем почти отсутствует. В среднем годовом лес несколько холоднее, чем поле. Годовые амплитуды температуры в лесу немного меньше. Относительная влажность в лесу выше, чем в поле на несколько процентов. Летом эта разница наибольшая, зимой она почти отсутствует. Как относительная, так и абсолютная влажность летом наибольшая в кронах деревьев.

При встрече ветрового потока с лесом воздух в большей части обтекает лес сверху. Поэтому над кронами скорость ветра сильнее, чем на той же высоте в открытой местности. Внутри леса по мере удаления от опушки скорость ветра уменьшается. В вертикальном направлении скорость ветра особенно сильно убывает в пределах крон. Под кронами ветер равномерно слабый, а в пределах нижнего метра над земной поверхностью скорость ветра убывает до нуля.

Лес испаряет не сильнее, а, по-видимому, слабее, чем хорошо развитая луговая растительность или полевые культуры. Однако испарение с крон леса происходит более длительное время. Непосредственное испарение с почвы в лесу невелико. Главную роль играет транспирация крон, а также испарение осадков, задержанных кронами. Важно, что лес испаряет воду, полученную кронами деревьев с достаточно глубоких горизонтов, поэтому верхний слой почвы в лесу более влажный, чем в поле.

Во всяком случае, лес не может существенно увеличивать внутренний влагооборот и не может увеличивать этим путем количество осадков, выпадающих на суше. Но, по-видимому, лес может несколько увеличивать осадки над данным лесным районом и в его окрестностях другим путем. Например, увеличивая шероховатость подстилающей поверхности, лес вызывает подъем воздуха, переходящего с поля на лес. По некоторым расчетам, увеличение осадков лесом может составлять десятки миллиметров за год. Вероятно, играет роль не только общая площадь облесенности, но и протяженность лесных опушек. Иными словами, чем пятнистее распределение леса, тем больше его влияние на выпадение осадков.

Снег распределяется в лесу равномернее, чем в открытом месте, и плотность его в лесу меньше вследствие ослабления ветра. Правда, в густых хвойных лесах много снега остается на кронах деревьев, а затем испаряется с них или сносится ветром. Таяние снега в лесу замедлено, а почва под высоким и рыхлым снежным покровом промерзает на меньшую глубину, чем в поле.