У перехідні сезони пружність водяної пари змінюється відповідно до ходу температури: навесні вона швидко збільшується, а восени - зменшується. Причому у весняні місяці загальне влагосодержание нижніх шарів атмосфери помітне менше, ніж в осінніх, що пояснюється великими витратами тепла на прогрівання підстилаючої поверхні.
Добовий хід пружності водяної пари найбільш виражений влітку. Його амплітуда змінюється від 0,9 на півночі території до 4,4 гПа на півдні. Особливістю добового ходу пружності є наявність двох мінімумів: перший - наголошується перед сходом Сонця одночасно з уранішнім мінімумом температури, другої, - настає біля 13 - 14 ч, коли унаслідок інтенсивного перемішування нижніх вологих шарів повітря з сухішими верхніми відбувається зменшення влагосодержания. У післяполудневі години у міру ослабіння інтенсивності турбулентного обміну пружність водяної пари збільшується. Максимум пружності на більшій частині території доводиться на 19 ч. Добовий хід пружності водяного пара взимку рівніший. Добова амплітуда не перевищує 0,7 гПа, мінімум пружності наголошується в 13 ч, максимум - в 7 ч. Добові значення пружності в окремі дні і роки відхиляються від багатолітнього середнього. Взимку при стійкій антициклонній погоді вона знижується до значень, близьких до нуля, в періоди циклонної погоди різко збільшується, досягаючи 10-15 гПа і більш. Влітку межі змін влагосодержания ще більші. У сухі холодні дні при арктичних вторгненнях пружність знижується до 5-8, а у вологих теплих підвищується до 25-35 гПа. Вміст вологи не завжди слідує за зміною температури повітря. Коефіцієнти кореляції між температурою повітря і пружністю водяного пара взимку складають 0,4^0,5,. весной і осінню 0,6-0,7, влітку 0,8. Таким чином, взимку залежність пружності водяної пари від температури істотно менша, ніж в інші сезони. Це пояснюється тим, що взимку при порівняно низьких температурах одним і тим же змінам температури повітря відповідають значно менші зміни пружності водяної пари, чим влітку.
Відносна вологість. Для практичних цілей найбільший інтерес представляють дані про відносну вологість, міру насичення повітря водяною парою, що є показником.
Річний і добовий хід відносної вологості протилежні до ходу температури і пружності водяної пари. Взимку відносна вологість вища, ніж влітку. На більшій частині території ці відмінності складають 15-20%, на побережжі Морея і в Криму вони досягають 30%. Добовий хід відносної вологості в зимові місяці виражений слабо. У грудні і січні амплітуда добового ходу складає 3-6, а в лютому 8-10 '%.
З настанням весни амплітуда відносної вологості па більшої частини території України збільшується, досягаючи максимуму (30-35%) в травні - червні. Особливо великі відмінності відносної вологості між денним і нічним годинником у високогірних районах Українських Карпат (40-45%). Починаючи з липня добова амплітуда вологості поступово зменшується.
Мінімум відносної вологості повітря зазвичай настає близько 13 ч. Тому для характеристики відносної вологості використовуються ці дані. У холодний період року відносна вологість в 13 ч по території змінюється трохи. У січні вона майже повсюдно більше 80%. У лютому і березні вона зменшується до 70%. У квітні з'являються риси літнього розподілу відносної вологості. Її значення всюди зменшуються в порівнянні з даними березня на 10-15, а на південному сході республіки на 20%. У травні встановлюється типовий літній розподіл відносної вологості. По всій території вона зменшується із заходу до південного сходу і півдня від 60 до 45%. Проте на побережжі Морея, в зоні шириною близько 50 км., вона складає 60, а в деяких пунктах досягає 70%. У червні відносна вологість повітря в 13 ч декілька збільшується (на 2-4%) в порівнянні з травнем у зв'язку з активізацією зливової діяльності і збільшенням кількості опадів. У липні і серпні відносна вологість в степу зменшується па 1-4% за місяць, причому в серпні вона досягає мінімальних значень в році. Цього місяця на Україні досить часто встановлюється зона підвищеного тиску, в якій відбувається інтенсивне прогрівання повітря.
У серпні в Поліссі і лісостепі відносна вологість в 13 ч складає в середньому 55-60, в степу вона зменшується до 45, на південному сході України і в Степовому Криму до 40%. У вересні на всій території відносна вологість в 13 ч збільшується в середньому на 5%, у жовтні з посиленням циклонної діяльності відносна вологість збільшується на 10-15%.
У листопаді відбувається повсюдне збільшення відносної вологості повітря в 13 ч, розподіл її по території стає більш рівномірним і набуває рис, характерних для зимового сезону. Максимум відносної вологості повітря в 13 ч повсюдно наголошується в грудні. По всій території його значення змінюються трохи - 82-90%.
Відносна вологість повітря в 13 ч в окремі роки і місяці може відрізнятися від середньої багатолітньої і особливо істотно в теплий період. Про вірогідність різних значень середньої відносної вологості в 13 ч можна судити за даними таблиці.10, а також по відомостях, що містяться в літературних джерелах.
У західних районах України в теплий період переважає відносна вологість 50-60%, а вологість нижче 30% зовсім не наголошується. На схід картина помітно міняється. У східних і південних районах України повторюваність середньої місячної відносної вологості повітря нижче 30% збільшується. Тут найчастіше в теплий період року відносна вологість складає 40-50%.
Атмосферні явища . Просторовий розподіл хмарності, її сезонний хід, вертикальна потужність і горизонтальна протяжність визначаються циркуляцією атмосфери, тепловим і радіаційним режимами, характером земної поверхні. У різні сезони року ці чинники виявляються неоднозначно.
У холодний період утворення хмарності обумовлюється в основному проходженням фронтів. Фронтальна хмарність зазвичай представлена суцільним покривом хмар шаруватих форм. Взимку важливу роль в утворенні шарувато-купчастих і шаруватих хмар грають сніговий покрив і пов'язані з ним приземні інверсії. Повторюваність шарувато-купчастих (5с) і шаруватих (81) хмар в окремі місяці холодного періоду складає близько 50% числа спостережень. Купчасті хмари взимку - явище досить рідке (1-2%), окрім гірських районів Українських Карпат і Криму, а також Південного берега Криму, де повторюваність купчастих і купчасто-дощових хмар складає 15 - 20%.
У теплий період із збільшенням сумарної радіації зростає термічна неоднорідність земної поверхні, розвиваються процеси трансформації повітряних мас, посилюється конвекція. У цей період повторюваність хмар конвективних форм складає 30-45% загального числа спостережень, хмар верхнього ярусу 35-40 і хмар середнього ярусу близько 40%. Суцільний хмарний покрив буває лише при проходженні фронтів. Повторюваність шаруватих хмар в цей період складає 1-2. Кількісними характеристиками хмарного режиму служать повторюваність похмурого і ясного станів піднебіння, а також середня кількість похмурих і ясних днів. Прийнято вважати піднебіння ясним, якщо кількість хмар не перевищує 2 балів, і похмурим, якщо кількість хмар дорівнює 8 балам і більш. Дні з хмарністю від 3 до 7 балів відносяться до напівясних.
Кількість ясних і похмурих днів доповнює зведення про повторюваність ясного, напівясного і похмурого станів піднебіння. На більшій частині території України ясних днів за рік по загальній хмарності налічується 40-45, на південь збільшується до 70, в Криму до 90. У річному ході найбільше число ясних днів спостерігається в липні - серпні. У ці місяці даний показник змінюється від 5 днів в місяць на півночі і північному заході до 15 днів в південних степових районах.
Річний хід кількості похмурих днів протилежний до річного ходу ясних. На Україні число похмурих днів по загальній хмарності змінюється від 100 на побережжі Чорного і Азовського морів до 160 днів в північних районах.
На освіту і розподіл нижньої хмарності земна поверхня впливає більшою мірою, чим на розподіл загальною. По нижній хмарності кількість ясних днів по території змінюється від 80 на північному заході до 140 в південних і південно-східних районах. Число похмурих днів найменше в південних степових районах і на побережжі Морея (50-70), на північ і північний захід воно збільшується до 80-100.
На більшій частині території кількість ясних днів по нижній хмарності більша, ніж похмурих, на 25-40, а на побережжі Чорного і Азовського Морея приблизно наполовину. У теплий період нижня хмарність майже відсутня. Літом похмурих днів по нижній хмарності буває не більше трьох в місяць. У зимові місяці повсюдно половина днів по нижній хмарності буває похмурою.
Добовий хід хмарності в холодний період року виражений слабо. Амплітуда добового ходу по обох видах хмарності взимку найменша (близько 1 балу). У теплий період найбільша хмарність наголошується в другу половину дня (3,0-4,5 балу по нижній хмарності), найменша - вночі. Амплітуда добового ходу хмарності в цей період - близько 3 балів. Найчіткіше виражений добовий хід купчастих хмар. Найбільша їх повторюваність повсюдно на Україні доводиться на післяполудневий час. У нічний час вони відсутні. Купчасто-дощові хмари найчастіше бувають у вечірні години (18-21 ч).
1.6 Мікрокліматичні особливості південно-західної частини України
Серед несприятливих кліматичних явищ для Одещини характерні суховії (гарячі вітри) та пилові бурі (повторюваність - 3-8 днів на рік), грози (20-26 днів), град (2 дні), посухи, на морському узбережжі - тумани (20-30 днів на рік) в основному в холодну половину року. Заметілі відбуваються рідко (грудень - лютий) - 10 днів на півночі області, 5 - у центральній її частині, на півдні вони вкрай рідкі; ожеледь - від 20 днів на півночі до 5 на півдні.
Початком зими вважається перехід середньодобової температури повітря через 00 . На півночі області цей перехід здійснюється з 25 листопада по 1 грудня, у центральній частині з 28 листопада по 9 грудня і у південній з 12 по 9 грудня. Продовжується зима в північній частині 95-107 днів, в центральній 86-100 днів, у південній - 60-70 днів. Суворі зими з тривалими і сильними морозами чергуються з помірно теплими чи дуже м’якими зимами, з короткочасними зниженнями температури нижче 00 . Помірно теплі зими бувають частіше, ніж суворі чи м’які. При надходженні на територію області повітря із Середземного моря спостерігаються відлиги, коли температура повітря може підвищуватися до 13-220 тепла. Середні дати останнього морозу на півночі області 21 квітня - 1 травня, у центральних районах 15 квітня і на півдні 5-8 квітня.
Часом настання весни вважається стійкий перехід температури повітря через 00 . Перехід середньодобової температури повітря через 100 навесні здійснюється в північних і центральних районах 19-24 квітня, у південних 12-19 квітня. Останні весняні заморозки в повітрі відзначені в північних районах у період 5-24 травня, у центральних 5-12 травня, у південних 27-30 квітня; на поверхні ґрунту на півночі області 25-27 травня, у центральних 11-23 травня, у південних 8-15 травня.
Влітку, коли на Чорне море і південь Європи поширюється відріг Азовського антициклону, переважають тривалі періоди спокійної ясної сухої погоди. Мінливість температури повітря в літні місяці значно менше, ніж взимку. Найвища температура буває в липні, серпні і на півночі області складає 37-380 , у центральних районах 38-390 , на півдні 38-410 .
За початок осіннього сезону прийнято вважати час стійкого переходу температури повітря через 150 . За середніми багаторічними даними - це друга, третя декада вересня.
Найбільш ранні заморозки на поверхні ґрунту в північній половині області бувають 8-14 вересня, на півдні області 17-22 вересня. Інтенсивність перших осінніх заморозків складає від 0,1 до 3,80 морозу. Перші заморозки в повітрі можуть бути в період з 24 по 28 вересня з інтенсивністю 0,4-2,00 морозу.
Повторюваність помірних та слабопосушливих вегетаційних періодів в області значно більша, ніж вологих та дуже посушливих. З середини осені починається період облогових опадів, характерних для всього холодного півріччя. Найменше опадів випадає в лютому. Кількість днів з опадами за рік становить по області від 204 - на півночі й у центральній частини до 260 - на півдні. Середньорічна сума опадів змінюється в межах області від 610 мм на півночі до 405 мм - на південному сході (південна частина Комінтернівського району). Середньорічна кількість опадів по Одеській області складає 490 мм. Найбільш тривалі опади взимку. Більша частина опадів припадає на теплу пору року і часто випадає у вигляді злив. Відносна вологість повітря становить 85-86% взимку та 62-63% влітку. На морському узбережжі ці показники помірно вищі: 88-90% взимку та 76-78% влітку.
Сніжний покрив в другій декаді грудня, у Болграді в третій декаді. На півдні області більшість зим бувають безсніжними. Сходить сніжний покрив у північній половині області на початку березня, у південній - у другій половині лютого. У дуже м’які зими стійкий сніжний покрив не утворюється.
Найбільше число днів з ожеледдю відзначається на півночі області, але інтенсивність ожеледних відкладень у цілому не велика.
Протягом року буває 36-38 днів з туманом, що спостерігається в основному в холодну половину року. Найчастіше тумани спостерігаються в північній половині області.
Грози спостерігаються переважно в теплу половину року, найчастіше у червні та липні.
Заметілі спостерігаються, в основному, на півночі області. В окремі роки повторюваність заметілей може різко відрізнятися від середніх значень. Заметілі спостерігаються в основному з грудня по березень. Вони бувають, хоча і зрідка, у листопаді і вкрай рідко в квітні.
Середня швидкість вітру по області невелика: у січні її величина змінюється від 4 м/с на півночі до 6 м/с на півдні. У липні - від 2 м/с до 4 м/с. Середня місячна швидкість вітру в області складає 4-5 м/с. Вітер швидкістю 15 м/с і більше найчастіше спостерігається в холодну половину року. Найбільше число днів із сильним вітром 15 м/с.
1.7 Сценарії можливих змін клімату України у XXI ст. Зміни та коливання регіонального клімату
Одним з найважливіших екологічних наслідків глобального потепління, який має високу соціально-економічну значимість, є трансформація поля інтенсивності атмосферних опадів на планеті. Атмосферні опади є основною складовою гідрологічного циклу кругообігу прісної води на Землі. Як відомо, деякі географічні регіони знаходяться у зоні недостатнього зволоження (арідна зона), інші - у зоні надмірного зволоження (гумідна зона). Південні регіони України (особливо південно-східні області та Крим) відносяться до зони недостатнього зволоження. Аналіз трансформації поля інтенсивності атмосферних опадів на території України під впливом глобального потепління необхідно виконати насамперед у напрямі з'ясування того, чи погіршується географічний розподіл атмосферних опадів під впливом глобального потепління, чи навпаки, він стає сприятливішим для різних галузей економіки.
Глобальне потепління до 1 - 2ºС є надзвичайно сприятливим для економіки країни, тому що воно вирівнює поле річної кількості атмосферних опадів на території України: у південно-східних регіонах річна кількість опадів підвищується на 10 - 15%, а в північно-західних - знижується на 5 - 10%. Щоправда, дещо іншою була місячна кількість опадів. Для тих регіонів і місяців, для яких місячна кількість атмосферних опадів не перевищувала 60 - 65 мм, вона знизилась, а для тих регіонів і місяців, для яких місячна кількість атмосферних опадів перевищувала 60 - 65 мм, вона, навпаки, у результаті глобального потепління різко зросла.
Щоправда, проблема реакції поля атмосферних опадів на антропогенне забруднення довкілля і глобальне потепління, особливо для окремих фізико-географічних регіонів планети, таким спрощеним підходом не вирішується, оскільки істотну роль у формуванні атмосферних опадів можуть відігравати також інші фактори, пов'язані або з глобальним потеплінням, або з іншого типу антропогенним впливом на синоптичні пронеси.
Впливом індустріальної діяльності людства на мікрофізичні процесії формування хмар та опадів (конденсацію водяної пари. льодоутворення, коагуляцію) можна знехтувати. З фізичної точки зору ці процеси взагалі не можуть відігравати істотної лімітуючої ролі в утворенні опадів. Земна тропосфера надзвичайно багата природними ядрами конденсації та ядрами льодоутворення. Аналіз великої кількості експериментів з активних впливів на погодні процеси, проведений вченими у різних країнах, показав, що штучне введення у переохолоджені шари хмар досить великої кількості додаткових зародків мікрокристалів льоду підвищує в окремих фізико-географічних регіонах загальну інтенсивність опадів лише на 10 - 20% (вищі оцінки не вважаються статистично значущими).
Процеси взаємної коагуляції крапель хмар (гравітаційної, електричної, турбулентної тощо) та захоплення хмарних крапель частинками опадів є надзвичайно стійкими відносно можливого рівня типового антропогенного забруднення тропосфери, а метеорологічну значимість ідеї щодо лімітуючої ролі поверхнево-активних речовин у процесах конденсації водяної пари на краплях хмар натурні експерименти не підтвердили.
Досить велику частину земної поверхні займають морські акваторії, випаровування води з яких практично нічим не обмежене. Дефіцит вологозапасу в тропосфері у процесах формування атмосферних опадів у загальному випадку також не може бути лімітуючим фактором, крім випадків, коли повітряні маси з інтенсивними атмосферними опадами переміщуються углиб континентів (ефект циркумконтинентальності поля опадів) або розвиваються процеси з катастрофічне високим рівнем інтенсивності опадів (катастрофічні зливи тощо).
Ефект циркумконтинентальності поля опадів, особливості циркуляції атмосфери та вплив різних місцевих факторів якраз і спричинюють різке загальне зниження середньої річної інтенсивності опадів на території України. Середня річна кількість атмосферних опадів в Україні дорівнює ~580
29-04-2015, 00:49