Антропогенные изменения климата городов

1. Из истории наблюдений за атмосферой городов

2. Температура воздуха. Остров тепла

3. Инверсии температуры

4. Радиация

5. Скорость ветра

6. Дымки, туманы, смоги и видимость в городах

7. Осадки

1 Из истории наблюдений за атмосферой городов. Загрязнение атмосферы городов всевозможными примесями искусственного (антропогенного) происхождения было подмечено значительно раньше, чем были обнаружены изменения других характеристик состояния атмосферы городов. Так, уже в I в. н. э. из­вестный римский философ Сенека писал: «Я почувствовал перемену в настроении, как только покинул смрадный воздух Рима, воняю­щий дымными печами, которые изрыгают отвратительный чад и сажу». Начиная со средних веков, печальную известность получил Лондон. И хотя было издано несколько указов королей (в 1273, 1306, 1533 гг.), запрещающих сжигать уголь, воздушный бассейн Лондона продолжал загрязняться. Известный английский естествоиспытатель Дж. Эвелин в 1661 г. писал: «В то время как во всех других местах воздух прозрачен и чист, в Лондоне висит такое облако серы, что Солнце едва проникает в город: усталый путник за много миль, скорее почувствует запах, чем увидит город, к ко­торому он стремится».

Загрязняющие вещества, поступающие из различных источников в воздушный бассейн города, в сочетании с изменением свойств земной поверхности (шероховатость, теплопроводность, альбедо и др.) и непосредственными тепловыделениями оказывают суще­ственное обратное влияние на микро- и мезоклиматический режим города и его окрестностей. Под воздействием этих факторов произошли в городах определенные (отмечаемые не только по данным инструментальных наблюдений, но и нередко субъективных наблюдений) изменения в полях температуры и влажности воздуха, скорости ветра, радиации, видимости, количества осадков, условий формирования облаков и туманов. Остановимся на анализе результатов наблюдений и объяснении возмущений в полях метеовеличин по сравнению с окружающей города естественной (не загрязнен­ной антропогенными примесями) местностью.

2 Температура воздуха. Остров тепла. Отличие температуры воздуха в городе от температуры в его окрестностях, по-видимому, впервые подметил в 1820 г. английский ученый Люк Хоуард, написавший первую книгу о климате города. По данным наблюдений за 1807—1816 гг. он установил, что разность средних месячных температур воздуха (ΔT) в Лондоне и его предместьях колеблется между 1,2 °С (ноябрь; близкие значения в сентябре и январе) и 0,27°С (май). Наиболее значительна эта разность ночью (около 2°С), а днем, по данным Хоуарда, в городе примерно на 0,2 °С холоднее, чем в окрестностях.

Для другой европейской столицы — Парижа — сведения о тер­мическом режиме были опубликованы только в 1868 г. Рено писал: «в этой дымной аммиачной атмосфере температура воздуха должна быть выше, чем в окружающих Париж деревнях». По его данным, среднее значение ΔT близко к 1 °С. Рено впервые отметил, что «города сглаживают температурный ход, ослабляя колеба­ния температуры, особенно самые резкие. Этот эффект легче всего заметить во время вечернего похолодания в ясную спокойную погоду, в особенности при дымке, которая чаще окутывает города, нежели деревни». Это очень важное замечание, поскольку оно ука­зывает на основной фактор формирования разности ΔT — различие в радиационных потерях тепла земной поверхностью в городе и окрестностях. Интересно указание Рено на то, что в сельской местности число дней с температурой ниже нуля на 40 % больше, чем в пригородах Парижа.

За прошедшие (после пионерных работ Хоуарда и Рено) более чем 100 лет достаточно детально исследован (на основании ана­лиза данных ежедневных наблюдений на станциях, телебашнях и высотных мачтах; путем проведения специальных съемок, изме­рений с самолетов, спутников и др.) метеорологический и климати­ческий режим многих городов на всех континентах планеты.

Практически во всех городах (больших и малых) наблюдается тенденция к повышению температуры воздуха по сравнению с температурой воздуха в окрестностях.

Основную роль в повышении температуры воздуха в го­роде играют антропогенные выбросы тепла. Несмотря на то что эти выбросы в отопительный сезон (зимой) намного больше, чем летом, тем не менее тренд зимних температур существенно меньше тренда летних.

Остановимся несколько подробнее на анализе температуры воздуха в городе Т_гор и его окрестностях (Т_окр), а также разности ΔT = Т_гор - Т_окр этих температур в двух самых крупных и наиболее полно обсле­дованных городах России — Москве и Ленинграде.

Как многолетние (климатические) данные, так и данные специальных наблюдений (съемок) показывают, что температура воздуха в большом городе может существенно отличаться от температуры воздуха в окрестностях города. Разность ΔT наиболее часто положительна (город теплее окрестностей). Внутри города температура воздуха (на уровне 2 м) в один и тот же момент также может изменяться в достаточно широких пределах. Наибо­лее высокие значения температуры наблюдаются, как правило, в центральной части города, а по направлению к периферии тем­пература понижается (изолинии разности температур практически параллельны внешней границе города). При смене направления ветра центральная часть области тепла (называемой нередко «островом тепла») смещается в подветренную часть города.

Таким образом, в среднем за год температура воздуха в центре Москвы примерно на 1 °С выше, чем на окраинах. Можно отметить, что разность средних месячных температур воздуха в центре Москвы и в окрестностях в июле всюду больше, чем в январе (на 0,4—0,5 °С при сравнении с Тушино и Ленино-Дачное).

Как эти, так и приведенные выше данные о разности ΔT в Москве свидетельствуют о том, что в формировании острова тепла выбросы антропогенного тепла не играют определяющей роли (как на это указывается в ряде монографий и статей), поскольку зимой выбросы эти существенно больше, чем летом (в то время как рост температуры и значения ΔT летом больше, чем зимой).

Эти данные подкрепляют сформулированный выше вывод о второстепенной (не определяющей) роли прямых выбросов тепла в формировании разности ΔТ: поскольку промышленность и особенно транспорт выделяют тепла днем значительно больше, чем ночью, то при определяющем вкладе этих выбросов разность ΔТ должна была бы быть днем существенно больше, чем ночью (в действительности наоборот).

Отметим, что не во всех случаях город теплее своих окрестностей. По данным наблюдений за 1970—1974 гг., Ленинград теплее окрестностей в 83 % зимой и в 80 % летом. Обратим внимание на то, что вероятность обстановки, при которой город холоднее окрест­ностей, не такая уж малая (около 20 %), чтобы ее не учитывать при выяснении причин изменения климата города. Город теплее окрестностей чаще ночью, чем днем. Так, значения ΔТ>0 °С летом в 00 и 03 ч встречаются в 93 % случаев, а в 12, 15 и 18 ч только в 64—68 % случаев.

Наличие отрицательных разностей ΔТ в значительном числе случаев (в среднем около 20 %) особенно ясно указывает, что в формировании острова тепла определяющая роль принадлежит метеорологическим факторам. При пасмурной погоде ΔТ существенно меньше. Наибольшие контрасты температур между центральной частью города и другими районами наблюдаются зимой в ночные и утренние часы, когда ΔТ достигает 8—12 °С.

Предпринимались попытки сравнить значения AT в различные дни недели. Оказалось, что зимой в воскресенье AT в Нью-Хейвене и Балтиморе (США) при­мерно в два раза меньше, чем в другие дни недели. Однако летом в воскресенье ΔТ даже больше, чем в будние дни. По вертикали возмущение поля температуры, вызванное городом, распространяется до высоты от нескольких сотен метров до 1—2 км.

Наибольших значений ΔТ достигает ночью, наименьших — днем. Вблизи земной поверхности (на уровне 15 м) температура в Москве на 2—3,5 °С выше, чем в Обнинске. С высотой значения ΔТ уменьшаются, однако, достигнув на высоте 100—200 м минимума, начина­ют медленно возрастать до 1 — 1,5°С на высоте 200—250 м. По данным наблюдений в Ленинграде (телебашня) и Воейково (радиозонд), разность температур воздуха положительна до высоты около 200 м и отрицательна — выше этого уровня, при этом |AT|существенно больше при устойчивой стратификации, чем при неустойчивой.

3 Инверсии температуры. Инверсионная стратификация (температура в некотором слое растет с высотой) особенно сильно ослабляет турбулентный обмен и, как следствие, перенос загрязняющих веществ от земной поверх­ности и из приземного слоя в более высокие слои атмосферы. По этой причине при образовании инверсий примеси, поступающие из наземных источников, сохраняются вблизи земной поверхности и тем самым создают высокие уровни загрязнения. Поэтому исследованию инверсий температуры как одному из наиболее важных эле­ментов метеорологического потенциала загрязнения в последние десятилетия уделяется большое внимание.

Все инверсии подразделяются на приземные (нижняя граница совпадает с земной поверхностью) и приподнятые (нижняя граница расположена на некоторой высоте).

По данным наблюдений в Обнинске, который можно рассматривать в качестве репрезентативного пункта, находящегося в открытой местности с незначительным загрязнением воздуха, инверсионное (аномальное) распределение температуры по высоте наблюдается более чем в половине случаев (в среднем за год 53 %) с достаточно равномерным распределением по сезонам года: зимой — в 57 % случаев, весной — в 53 % случаев, летом — в 47 % случаев и осенью — в 56 % случаев. В сельской местности преобладают приземные инверсии (их повторяемость составляет 38%), в формировании которых определяющую роль играют радиационные потери тепла земной поверхностью. Поэтому образуются они преимущественно ночью при малооблачной погоде и слабом (не более 5 м/с) ветре. Приподнятые инверсии в сельской местности образуются значительно реже, преимущественно при пасмурной погоде и умеренной (2—10 м/с) скорости ветра.

Толщина слоев с инверсионной стратификацией изменяется в широких пределах — от 30—50 до 500 м и более; перепад температур на верхней и нижней границах — от десятых долей до 10 °С и более.

Объяснить эти особенности в вертикальных профилях температуры в городе, а вместе с этим выяснить факторы, ответственные за формирование острова тепла, позволяет уравнение баланса энергии на уровне земной поверхности

R = Q_T + LQ_n + Q_м+ Q_a, (1)

где R = (I+r) (1 - r) — В* — радиационный баланс (здесь I + i — поток суммарной радиации, r — альбедо, В* — эффективное излучение земной поверхности); Q_T — турбулентный поток явного тепла, LQ_n — поток скрытого тепла, т. е. тепло, затрачиваемое на испарение воды с земной поверхности; Q_n — турбулентный поток водяного пара; L — удельная теплота парообразования; Q_M — молекулярный поток тепла в почву; Q_a — антропогенный поток тепла, создаваемый различными источниками, включая процессы метаболизма человека и животных.

В уравнении баланса (1) каждый поток в городе существенно отличается от соответствующего потока в сельской местности.

Обусловлено это прежде всего загрязнением городского воздуха антропогенными примесями, оказывающими влияние на потоки солнечной (I + i) и инфракрасной (В*) радиации, и изменением свойств земной поверхности. В городе значительно больше параметр шероховатости: в зависимости от высоты зданий и плотности застройки он изменяется от 0,5—0,7 м до 3—5 м по сравнению с 10^-3—10^{-1 м в сельской местности. Альбедо (}r) городов на 4—6 % меньше, чем в сельской местности, например в Сент-Луисе, США, альбедо около 11%, а в окрестностях 16 %. Зимой и ранней весной в умеренных и высоких широтах особенно сильное влияние на уменьшение r оказывает загрязнение и уборка снега в городах. Существенно различны в городе и окрестностях турбулентные потоки скрытого (LQ_n) тепла и потоки тепла в почву (Q_M). По данным измерений в Колумбии (США) в один из летних безоблачных дней при скорости ветра до 3 м/с потоки LQ_n в городе и окрестностях составляли соответственно 0,1 и 2,04 Вт/м², Q_M — 4,53 и 1,67 Вт/м²; в безоблачную ночь в городе LQn и Q_M составляли 0,07 и —1,40 Вт/м², в окрестностях —0,07 и —0,91 Вт/м². Потоки положительны, если они направлены от по­верхности раздела между атмосферой и почвой. Отметим, что альбедо земной поверхности при проведении этого эксперимента составляло 25 % в окрестностях и только 5 % в городе.

Антропогенный поток тепла (Q_a) в большинстве городов планеты не превышает 10 % от притока солнечной радиации, потока тепла, затрачиваемого на испарение, и потока тепла в почву.

Воспользуемся известным выражением для турбулентного потока явного тепла

Q_T = - C_pρk_z (γ-γ_а),

где γ= - дТ/дz — вертикальный градиент температуры, γ _а ≈ 1 °С/100 м — сухоадиабатический градиент, k_z — коэффициент турбулентности, ρ — плотность воздуха, C_Р — удельная теплоем­кость воздуха. На основе уравнения (1) получим выражение для вертикального градиента температуры вблизи земной поверхности

, (2)

где q — массовая доля водяного пара.

Ночью, когда R = — В* < 0, в окрестностях создаются условия для образования приземной инверсии (у < 0) радиационного происхождения (основную роль играют радиационные потери тепла земной поверхностью). В это же время в городе под влиянием увеличенного встречного излучения атмосферы, за что ответственны примеси и водяной пар, образующийся при сжигании всех видов топлива, эффективное излучение значительно меньше, чем в окрестностях. Поскольку ночью поток направлен из почвы к земной поверхности, а по абсолютной величине в городе он больше, чем в окрестностях, из соотношения (2) следует, что ночью вблизи земной поверхности в городе более вероятны положительные значения γ(γ > 0). Это означает, что температура в приземном слое падает с высотой, а инверсия температуры поднимается на некоторую высоту над земной поверхностью (рис. 1). Как эти качественные рассуждения, так и количественные оценки приводят к заключению об определяющей роли геофизических факторов в формировании острова тепла. Ночью, а зимой — при отрицательном значении R — в течение большей части суток основную роль играет эффективное (В*) излучение земной поверхности. При этом ΔТ тем больше, чем интенсивнее инверсия температуры в окрестностях города, т. е. чем боль­ше абсолютная величина γ_окр. Для городов с населением больше 2 млн. чело­век установлена корреляционная связь

ΔТ = 2,6-1,2 γ_окр ,

при этом коэффициент корреляции между ΔТ и γ составляет —0,87 (здесь ΔТ — в °С, γ_окр — в °С/100 м).

Днем основную роль играет уменьшение альбедо города, сопро­вождающееся увеличением поглощенной солнечной радиации, а также уменьшение затрат тепла на испарение.

В целом же потоки в уравнении баланса (1), а вместе с ними и значения ΔТ изменяются в очень широких пределах.

Большое влияние на турбулентные потоки тепла оказывает скорость ветра. По мере усиления ветра инверсия температуры разрушается не только в городе, но и в окрестностях. Вместе с разрушением инверсии исчезает и разность ΔТ.

4 Радиация. Как уже неоднократно указывалось, загрязняющие атмосферу города вещества оказывают существенное влияние на потоки и притоки коротковолновой (солнечной) и длинноволновой (земной) радиации, а в конечном счете — на радиационный баланс земной поверхности и загрязненного слоя атмосферы. По данным наблюдений в нескольких городах Центральной Европы, поток солнечной радиации ослаблен в городе по сравнению с окружающей сельской местностью на 29—36 % при высоте Солнца h = 10°, на 20—26 % — при h = 20°, на 15—21 % — при h = 30° и на 14— 16 % — при h = 40°, при этом первая из этих цифр относится к лету или весне, а вторая — к зиме, когда воздух наиболее сильно загрязнен.

Однако в городах резко (в среднем в 2,3 раза) возрастает поток рассеянной радиации. В результате поток суммарной солнечной радиации в городах составляет в среднем 82% от наименьшего потока, наблюдавшегося за это время в сельской местности.

Загрязняющие вещества не только ослабляют поток солнечной радиации, но и изменяют его спектральный состав. Так, по данным наблюдений, в Париже в потоке суммарной радиации на долю ультрафиолетовой радиации приходится 0,3 % в центре и 3,0 % в пригороде, фиолетовой — соответственно 2,5 и 5,0 %; в то же время доля видимой (43 и 40 %) и инфракрасной (54 и 52 %) изменяется незначительно.

Поскольку примеси поглощают и, в соответствии с законом Кирхгофа, излучают инфракрасную радиацию, то, по сравнению с окрестностями, в городе увеличено встречное излучение атмосферы и, как следствие, уменьшено эффективное излучение земной поверхности. Объяснить это различие трудно, поскольку на эффективное излучение оказы­вают влияние не только примеси, концентрация которых зимой больше, чем летом, но и абсолютная влажность воздуха, которая в городе за счет полива улиц может отличаться от влажности воздуха в окрестностях больше летом, чем зимой. Следует также иметь в виду низкую точность измерения эффективного излучения.

В Ленинграде средние сезонные значения альбедо зимой на 14—16 % меньше, чем в Воейково и Николаевском, и только на 1—4 % меньше летом. Зимой альбедо земной поверхности за счет снежного покрова в 3—3,5 раза больше, чем летом, как в городе, так и в окрестностях. Однако под влиянием того же снежного покрова, значительно более чистого в окрестностях, чем в городе, где к тому же много снега вывозится, альбедо земной поверхности в Ленинграде отличается от альбедо в окрестностях в осенне-зим­ний сезон намного больше, чем в весенне-летний. Особенно велика разность в переходные месяцы года: в марте и апреле, когда аль­бедо в Ленинграде, в котором нередко снега в эти месяцы на ули­цах практически уже нет, на 28 и 23 % соответственно меньше, чем в Николаевском, так как за городом в марте и апреле обычно еще сохраняется снежный покров.

Для получения достоверных оценок различных факторов, оказывающих влияние на климат города, необходимы сведения о составляющих теплового баланса земной поверхности и атмосферы и других ме­теовеличинах, осредненные по всему городу. Такие сведения можно получить с помощью искусственных спутников Земли, самолетов и других летательных аппаратов.

5 Скорость ветра. Наибольшее влияние на уровень загрязнения атмосферы в городе и его окрестностях оказывает скорость ветра. Помимо адвективного притока, непосредственно зависящего от скорости ветра, на изменение концентрации примеси во времени в воздушном пространстве города существенное влияние оказывает турбулентный приток примеси, также тесно связанный со скоростью ветра.

Немаловажная роль ветра обусловлена его динамическим воздействием на все сооружения, возвышающиеся над земной поверхностью, прежде всего такие, как телевизионные и радиомачты, опоры линий электропередачи, водонапорные башни, трубы тепловых электростанций и отопительных систем, высотные здания. Ветровые нагрузки следует также учитывать при проведении строительных и погрузо-разгрузочных работ, разводке мостов и др. Ин­формация о ветре, температуре и влажности воздуха необходима для выбора режима отопления зданий, а следовательно, определяет объем завозимого в город топлива, при оценке условий труда и отдыха людей на открытом воздухе.

С ветром тесно связаны другие метеовеличины, погода и климат данного района в целом. Встречаясь с тем или иным препятствием, ветер оказывает на него давление (ветровой напор), при этом кинетическая энергия воздушного потока уменьшается, переходя во внутреннюю и потенциальную. Отдельные сооружения и город в целом представляют собой препятствие, под влиянием которого скорость ветра в городе, как правило, ослаблена по сравнению с окрестностями.

По данным наблюдений в ряде городов установлена зависи­мость скорости ветра от растительного покрова. На озелененных участках летом скорость ветра на 20—30 % меньше, чем на не-озелененных. Относительное ослабление скорости ветра в городе при слабом и умеренном ветре больше, чем при сильном.

Наиболее значительное ослабление ветра в городе наблюдается вблизи земной поверхности. Следует подчеркнуть, что внутри города распределение ветра, температуры и влажности воздуха отличается большим разнообразием. Ниже крыш строений направление ветра определяется расположением зданий и улиц по отношению к направлению воздушного потока над городом. В городе преобладает направление ветра вдоль улиц. При ветре, дующем поперек улиц, скорость ветра на подветренной стороне зданий в 2—3 раза меньше, чем на наветренной.

Разность температур воздуха на освещенной и теневой сторо­нах улицы при малооблачной погоде в летний день может достигать 5 °С, а относительная влажность при поливе улиц возрастает на 30—40 %.

В условиях свободной застройки, преобладающей в районах новостроек, при отсутствии зеленых насаждений существенного ослабления ветра в жилых массивах не наблюдается. В ряде слу­чаев вблизи торцовых разрывов между зданиями, наоборот, отме­чается усиление скорости ветра (на 20—50 %) по сравнению со скоростью вне города. При перпендикулярном к фасаду здания направлении ветра происходит поворот потока на 90°, при этом сама скорость существенно не изменяется. При ветре, дующем вдоль фасадов, скорость несколько увеличена (на 10—20 %). Древесно-кустарниковая растительность вблизи зданий снижает ско­рость ветра с 20 до 35 %. Еще более значительное влияние на вет­ровой и термический режим оказывают зеленые насаждения площадью не менее 5—8 га.

Жилые и промышленные здания, изменяя скорость и направле­ние воздушного потока, оказывают большое влияние на распределение внутри города загрязняющих веществ. При ветре, дующем поперек корпусов алюминиевого завода, на подветренной стороне промплощадки содержание фтористого водорода в 2,5 — 24 раза больше, чем на наветренной, а твердых фторидов — в 3 — 28 раз. В центре промплощадки концентрация примесей при ветрах про­тивоположных направлений примерно одинаковая, но несколько превышает среднее из значений концентраций на подветренной и наветренной сторонах. Аналогичные результаты получены для меж­корпусного двора: при направлении ветра вдоль оси двора наи­большие концентрации загрязняющих веществ наблюдались на подветренной стороне; при ветрах, дующих поперек оси двора, мак­симальное загрязнение отмечено в точках, расположенных вблизи центра двора.

Изменение скорости ветра с высотой над городом описывается с помощью тех же уравнений и формул, которые получены для естественных сильно шероховатых поверхностей, в частности для леса. В уравнениях движения в случае таких поверхностей наряду с градиентом давления, кориолисовой силой и силой турбулентного трения, необходимо учесть силу сопротивления, возникающую при взаимодействии потока с препятствиями.

В приземном слое высотой до 100—200 м зависимость скорости ветра u(z) от высоты z с достаточной для практических целей точ­ностью описывается логарифмической формулой (3):

, (3)

где u_g — скорость геострофического ветра, u_g – параметр шероховатости; b – геострофический коэффициент трения; и* — скорость трения, —др/дп — горизонтальный градиент давления, 2со_г = 2ю sin ф — кориолисев параметр, р — плот­ность воздуха, ф —широта, со —угловая скорость суточного вращения Земли.

Скорость геострофического ветра определяется или по карте давления, или по данным зондирования атмосферы (скорость ветра на высоте 1—1,5 км близка к u_g).

Поскольку в городе элементами шероховатости служат здания, то параметр шероховатости (в отличие от естественных, не по­крытых лесом поверхностей) имеет порядок 10-¹–10° м. По дан­ным разных авторов, z₀ в городах изменяется от 0,4—0,7 до 3—5 м.

Выше приземного слоя распределение скорости ветра по высоте описывается с помощью формул, которые сложнее вышеприведенной. Можно отметить, что поскольку над городом более сильно развит турбулентый обмен (в результате влияния большого z₀), скорость ветра растет с высотой над городом медленнее, чем над окружающей его местностью. Так, по осредненным данным отношение u(z)/u_g на высоте 200 м составляет около 0,95 над равнин­ной сельской местностью, 0,84 над пригородами со сравнительно низкими постройками и только 0,58 над самим городом с его высокими зданиями.

Как из теории, так и из данных наблюдений вытекает, что изменение ветра с высотой существенно зависит, и от термической стратификации атмосферы.

Согласно существующим физическим представлениям, скорость ветра быстро растет с высотой (выше 10 м) при инверсионной стратификации, затрудняющей обмен количеством движения по вертикали, и сравнительно медленно при падении температуры с высотой (в эту группу входят случаи и неустойчивой стратификации).

При большой скорости ветра на высоте несколько выше уровня крыш нередко наблюдается образование струи. Так, по данным наблюдений на телебашне в Токио, при скорости ветра больше 30 м/с на высоте 30 м над средним уровнем крыш скорость ветра, как правило, на 10 м/с больше.

В целом возмущающее влияние большого города распространяется чаще всего на весь пограничный слой, т. е. до высоты 1,0—1,5 км.

Поскольку в городе суще­ствует остров тепла, то, как и над всякой перегретой областью, над ним под влия­нием силы плавучести возни­кает восходящее движение воздуха. В горизонтальной плоскости при этом наблюдается сходимость (конвергенция) воз­душных течений. Наиболее сильно остров тепла развит ночью. Поэтому и составляющие воздушных потоков, направленные к центральной части города, удается легче обнаружить и измерить в ночные часы. Как правило, составляющая скорости ветра, по­рождаемая островом тепла, не превышает 1 м/с.

Конвергенция воздушных течений служит причиной того, что по ночам ветер ослабевает в городе не так сильно, как днем, и временами может быть даже больше, чем в окрестностях. Этот эффект особенно заметен при низкой скорости ветра и инверсионной стратификации.

Можно отметить, что нередко движение воздуха внутрь города и явление в целом носит характер фронтальной волны: у края плотно застроенной зоны города наблюдаются наибольшие кон­трасты температур и пульсации скорости втекающего ночью в го­род более холодного воздуха.

Конвергенция воздушных течений, порождаемая островом тепла, способствует переносу загрязняющих веществ с окраин города в его центральную часть. С этой точки зрения расположение промышленных предприятий на окраинах города не решает проблемы снижения уровней загрязнения в центре города: выбросы предприятий, расположенных на окраинах, конвергирующими потоками переносятся в центральную часть города.

6 Дымки, туманы, смоги и видимость в городах. Загрязнение атмосферы города примесями, изменение температуры воздуха, скорости ветра и других метеовеличин не могло не сказаться на условиях формирования и повторяемости таких важных для решения прикладных задач явлениях, как дымки, туманы и смоги, с которыми связано наиболее значительное ухудшение видимости в атмосфере.

Дымкой принято называть такое состояние атмосферы, при котором под влиянием загрязнения атмосферы примесями метеорологическая дальность видимости S_M заключена между 1 и 10 км. При Sm < 1 км явление носит название тумана. Однако уже при Sм < 10 км частицы примесей, как правило, обводнены, при этом чем выше относительная влажность воздуха, тем меньше доля ядра конденсации в общей массе капли. Если радиус капли увеличивается до 1 мкм — это уже мельчайшие капли тумана, — то доля даже так называемых гигантских ядер конденсации (радиусом около 0,1 мкм) уменьшается до 0,001 от общей массы капли. Давление насыщенного водяного пара над каплями радиусом больше 1 мкм, независимо от природы ядра конденсации, на котором образовалась капля, практически не отличается от давления насыщения над плоской поверхностью воды. Это означает, что в устойчивом (не рассеивающемся) капельно-жидком тумане относительная влажность воздуха близка к 100 %, а условия существования и роста капель в туманах определяются изменением температуры или абсолютной влажности воздуха. Обратим внимание также на то, что, согласно опытным данным, гигроскопических частиц — ядер конденсации — более чем достаточно в атмосфере не только городов, но и любого другого района Земли, в том числе над океанами; лишь на небольшой части ядер образуются капли туманов и облаков.

Загрязнение атмосферы городов примесями антропогенного происхождения, конечно же, способствует ухудшению видимости, росту повторяемости дымок и уменьшению повторяемости состояний с хорошей видимостью.

Так, в Ленинграде неухудшенная видимость (Sм > 10 км) наблюдается значительно реже, а ухудшенная (Sм < 10 км) —чаще (примерно в два раза), чем в небольших населенных пунктах в его окрестностях. Близкие к этим значения получены для других городов.

Однако под влиянием антропогенных примесей существенно возрастает в городе повторяемость лишь слабой (Sм = 6—10 км) и умеренной (Sм = 2—6 км) дымки. Что же касается сильной дымки (Sм = 1— 2 км) и особенно тумана (Sм < 1 км), то их повторяемость в крупном городе не только не больше, но и меньше, чем в окрестностях: повторяемость состояний с Sm < 1 км в Ленинграде в 2—3 раза меньше, чем в других пунктах.

Отметим, что до последнего времени было широко распространено мнение, согласно которому повторяемость туманов в городах на 30 % летом и на 100 % зимой больше, чем в сельской местности), о более частом образовании туманов в городах по сравнению с окрестностями. В качестве причины указываются ядра конденсации, которых в действительности в городе больше, чем вне его.

Чем же в таком случае объясняется столь парадоксальное по традиционным представлениям и такое значительное уменьшение повторяемости туманов и отчасти сильных дымок в крупных городах.

Нетрудно видеть, что определяющую роль в этом явлении играет повышение температуры воздуха в городе. В самом деле, пусть метеорологическая обстановка такова, что относительная влажность воздуха в окрестностях

/f_окр=е_окр/E(T_окр)

приблизилась к 100%: е_окр≈Е(Т_окр). Здесь е — парциальное давление водяного пара, Е — давление насыщенного водяного пара, растущее вместе с ростом температуры Т.

В это же время относительная влажность в городе

f_гор =e_гор/E (T_гор), как правило, будет меньше 100%. Под влиянием горизонтального перемешивания давление пара в городе близко к е_oкр: е_гор ≈e_окр = E(T_oкр).

Наблюдения подкрепляют это заключение. Таким образом, в момент начала образования тумана в окрестностях относительная влажность в городе будет равна

, (4)

где Т = Т_гор — Т_окр — разность температур воздуха в городе и его окрестностях.

Поскольку /гор существенно меньше 100 %, образование тумана в городе не может начаться, в то время как в окрестностях при этой обстановке туман начинает формироваться (/_Окр» 100 %). Для возникновения тумана в городе температура воздуха в окрест­ностях должна упасть ниже точки росы. При этом в окрестностях образуется сильный (с большой водностью) туман, в городе же — умеренный или слабый. Рассеиваются в городе прежде всего сла­бые туманы. Таким образом, различие в повторяемостях туманов в городе и его окрестностях связано прежде всего со слабыми и умеренными туманами.

Следует подчеркнуть, что повышение температуры влияет на образование туманов лишь в крупных городах, где ΔТ достигает в среднем значений, близких к 1 °С. В тех же городах, а в Совет­ском Союзе таких большинство, где средние значения ΔТ не пре­вышают нескольких десятых градуса Цельсия (в Минске и Куйбышеве 0,2 °С, Киеве и Ташкенте 0,4 °С, Свердловске 0,5 °С) понижение относительной влажности под влиянием ΔТ мало, и, как следствие, не наблюдается ощутимого различия в повторяемостях туманов в городе и его окрестностях.

Следует остановиться на употреблении понятия «смог». Некоторые авторы отождествляют с ним понятия «дымка» и «туман». В действительности смог — самостоятельное явление, отличное от дымки и тумана. Отличительной особенностью смога является коричневатый оттенок, который придают ему оксиды азота, входящие в состав пароксилацетилнитрата (ПАН) — главной составляющей смога. ПАН в свою очередь об­разуется при воздействии солнечной радиации, прежде всего ультрафиолетовой и фиолетовой, на углеводороды и оксиды азота, которые при этом соединяются. В отличие от дымок, цвет которых серый и сине-голубой, относительная влажность в смогах, как пра­вило, невысокая. По этому признаку смоги ближе не к дымке, а к мгле — явлению понижения видимости под влиянием твердых слабообводненных примесей, например образующихся во время пожара. Дальность видимости в смогах изменяется в широких пределах, однако, как правило, меньше 10 км. Поскольку в обра­зовании ПАН определяющая роль принадлежит солнечной радиации, то смоги образуются в городах, расположенных в низких широтах.

7 Осадки. Осадки относятся к числу наиболее изменчивых во времени и -пространстве метеорологических величин (пятнистый характер выпадения осадков). Установлено, что на распределение осадков оказывают влияние сам город и особенности рельефа местности.

Особенно неоднородно распределение по территории города и окрестностей ливневых осадков: нередки случаи, когда интенсивные осадки выпадают в одной части города и отсутствуют в других. Неравномерно по территории города и распределение толщины снежного покрова. По данным наблюдений, в Ленинграде только в 40 % случаев снег одновременно выпадает во всех районах города. Толщина выпавшего снега в разных частях города может существенно различаться: при сильных снегопадах разница в толщине выпавшего за сутки снега доходит до 10—14 см.